Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
Белорусский государственный университет
Географический факультет
Кафедра динамической геологии
Практикум
по курсу “Общая геология”
для студентов 1 курса специальности 51.01.01.
“Геология и разведка месторождений полезных ископаемых”
(38 часов)
Преподаватель ЮДАЕВ С.А.
Минск
2005
СОДЕРЖАНИЕ
А Н Н О Т А Ц И Я
Практикум по курсу «Общая геология» представляет собой весьма важную часть этого курса. Он имеет своей задачей, во-первых, ознакомить студента с важнейшими горными породами и составляющими их породообразующими минералами, а также с методами и приемами микро- и макроскопического определения этих пород и минералов, и во-вторых, научить пользоваться горным компасом и геологической картой, с применением приемов чтения карты и составления по ней схематических профилей (разрезов), построения колонок и т.д.
Таким образом, программа занятий в основном охватывает три крупных раздела: макроскопическое определение важнейших породообразующих минералов, горных пород, работа с геологической картой и геологическим компасом.
Изучение геологии начинается с первого курса, студенты которого не имеют подготовки по кристаллографии и минералогии. Поэтому в данный практикум включены элементарные сведения из указанных дисциплин, необходимые для ознакомления с горными породами.
Лабораторная работа № 1 (2 часа)
Тема: Внешний вид минералов. Свойства кристаллических веществ.
Цель работы: Изучить морфологию минералов и минеральных агрегатов, встречающихся в природе, научиться определять габитус, сингонию и вид симметрии кристаллов.
Необходимые материалы и приборы: Учебная коллекция № 6 морфологических видов минералов музея землеведения, учебная коллекция № 1 кабинета минералогии и петрографии, бинокулярный микроскоп с инструкцией по эксплуатации, модели кристаллических решеток веществ, модели кристаллических форм (2 набора), настенная таблица 32 видов симметрии, учебное пособие к лабораторным занятиям по общей геологии, геологический словарь (в 2-х томах), определитель минералов и горных пород, рабочая тетрадь, карандаш, ручка.
Ход работы:
Работа выполняется в тетради для лабораторных занятий. Вся информация, полученная из пособия, с иллюстрациями и пояснениями заносится в тетрадь.
Теоретическое обоснование работы: Минералы— это природные химические соединения или самородные элементы, возникшие в результате разнообразных физико-химических процессов, происходящих в земной коре и на ее поверхности. Подавляющая масса минералов находится в природе в твердом состоянии. Реже встречаются жидкие (ртуть, вода) и газообразные (горючие газы, углекислый газ) минералы.
Внешний вид (морфология) минералов.
Наиболее простой и распространенный метод изучения минералов — это знакомство с ними по внешним признакам, определение их макроскопическим путем, в отличие от микроскопического и других более точных методов, применяемых в минералогии, петро графии и минераграфии.
Твердые минералы в большинстве случаев являются кристал лическими веществами, либо имеющими более или менее хо рошо выраженную форму многогранников, либо встречающимися в виде неправильных по форме зерен или сплошных масс. Реже встре чаются аморфные минералы, образующие бесформенные массы.
Основным признаком кристаллических веществ является строго определенная группировка слагающих их атомов и ионов, которые занимают определенные места в пространстве, образуя кристал лические решетки. От этой группировки зависит форма кристаллов.
Кроме явно кристаллических веществ, в земной коре широкое распространение получили скрытокристаллические, к числу которых относятся коллоиды. Среди коллоидов разли чают золи, в которых дисперсная среда преобладает над дисперсной фазой, и гели, в которых, наоборот, преобладает дисперсная фаза. Аморфные (стеклообразные) вещества характеризуются отсут ствием кристаллического строения. Они подобны жидкостям или расплавам.
Кристаллическая решетка построена так, что в ней частицы рас положены по принципу плотнейшей упаковки.
Геометрически кристаллическая решетка представляет собой плотно пригнанные друг к другу многогранники (кубы, октаэдры, параллелепипеды, ромбоэдры и др.), в вершинах, центрах или сере динах граней которых на строго определенном расстоянии распола гаются атомы (или ионы). Они образуют так называемые узлы кри сталлической решетки. В зависимости от величины ионного радиуса данного иона находится число соприкасающихся с ним в кристалли ческой решетке ионов другого элемента, или координацион ное число. Например, в решетке галита (NaCI) каждый ион натрия окружен шестью ионами хлора, расположенными в шести углах октаэдра, так же как и каждый ион хлора окружен шестью ионами натрия. Следовательно, координационное число для обоих элементов будет шесть.
Различают структуры атомные, когда в узлах решетки расположены атомы, ионные — в узлах решетки находятся ионы, и радикал-ионные — в узлах решетки располагаются радикалы, т. е. группы ионов.
К числу характерных свойств большинства кристаллических минералов относится свойство самоогранения, т. е. способность образовывать кристаллы. Каждому минералу присуща своя кристал лическая форма, зависящая от типа химических связей решетки, химического состава и условий его образования.
В кристалле различают следующие элементы: грани, или плос кости, ограничивающие кристаллы, ребра — линии пересечения граней, вершины — точки пересечения ребер, гранные углы кристалла — углы между гранями.
Для всех кристаллов одного и того же вещества углы между соответствующими гранями одинаковы и постоянны. Этот закон постоянства гранных углов — один из важнейших законов кристалло графии. Он вытекает из того, что частицы вещества в кристаллах располагаются в определенном порядке, и каждая грань кристалла соответствует определенному направлению в его внутренней струк туре.
Закон постоянства гранных углов позволяет для каждого есте ственного кристалла вывести его идеальную форму, которую он мог бы приобрести при наиболее благоприятной обстановке роста. Эта форма обнаруживает характерный для данного кристалла тип симметрии, т. е. сочетание ее элементов. Однако при одних и тех же гранных углах форма кристаллов может быть различная.
Симметрия есть правильность (закономерность) в расположении
элементов ограничения кристалла. Эта правильность выражается
в закономерной повторяемости частей при вращении кристалла.
Так, при вращении кристалла, имеющего вид правильной шестигранной призмы, вокруг его оси при каждом повороте на 60° будет наблюдаться полное совмещение всех его граней, ребер и вершин с их начальным положением. Следовательно, этот кристалл построен симметрично.
Рис. 1. Расположение осей симметрии в кубе
а —. оси симметрии второго порядка (L2), б — оси сим метрии третьего (L3) и четвертого (L4) порядка
. Прямая линия, при повороте вокруг которой всегда на один в тот же угол все части кристалла симметрично повторяются n раз, называется осью симметрии (обозначается буквой L). Число n, показывающее, сколько раз при повороте на 360° кристалл может совмещаться с исходным положением, называется порядком, или значимостью оси и обозначается цифрой, которая ставится вверху справа у буквы L (рис. 1). Число n — всегда целое, и в кристаллах могут существовать только оси симметрии 2-го, 3-го, 4-го и 6-го порядка. Плоскость симметрии — мысленно проведенная плоскость, которая делит кристаллы на две зеркально равные части, обозначается буквой Р (рис. 2). В кубе таких плоскостей девять (рис. 3).
Рис. 2. Плоскость симметрии
Кроме осей и плоскостей симметрии, многие кристаллические многогранники имеют центр симметрии — точку внутри кристалла, на равных расстояниях от которой в диаметрально противоположных направлениях располагаются одинаковые эле менты ограничения (параллельные грани, вершины). Он обозна чается буквой С (рис. 4)
Ось, плоскость и центр симметрии называются элементами симметрии. Число их зависит от внутреннего строения кристаллов и строго ограничено.
Русский ученый А. В. Гадолин доказал, что у кри сталлов возможны 32 различные комбинации элемен тов симметрии, называемые видами, или классами симметрии. Все виды симметрии груп пируются по степени сложности в семь крупных групп, или систем, называемых кристаллографическими сингониями. Среди них выде ляются разновидности низших, средних и высших сингоний.
Наименее симметричные кристаллы относятся к триклинной сингонии. У них из воз можных элементов симметрии наблюдается только центр симметрии С, или эти элементы вообще отсут ствуют. К этому виду сингоний относятся альбит, микроклин и другие минералы.
К ромбической сингонии относятся кристаллы, имеющие одну или три оси второго порядка и две или три перпенди кулярные им плоскости симметрии (L22P или 3L23PC), а также кри сталлы с тремя осями второго порядка без плоскости симметрии (3L2). В поперечном сечении они имеют форму ромба.
Рнс. 3. Расположение девяти плоскостей симметрии (Р) в кубе.
К моноклинной сингонии относятся кристаллы, которые имеют либо одну плоскость сим метрии, либо одну ось второго порядка, либо и ту и дру гую вместе в сочетании с центром симметрии. К этой категории относятся ортоклаз, гипс, мусковит, некоторые амфиболы. Перечисленные три вида сингонии относятся к категории низших.
Рис 4 Кристалл с центром симметрии С
К средним сингониям относятся кристаллы, имеющие только одну ось симметрии высшего порядка: гексагональная (присутствует ось симметрии 6-го порядка), тетрагональная (присутствует ось симметрии 4-го порядка) и тригональная (присутствует ось симметрии 3-го порядка).
Формы кристаллов гексагональной и тригональной сингоний весьма схожи.
В тригональной сингонии высшее сочетание элементов симмет рии — L33L23PC. Кристаллы тригональной сингонии имеют форму ромбоэдров, например, кристаллы кальцита, доломита, магнезита, гематита. К этой же сингонии относятся корунд и кварц, хотя кристаллы последнего имеют вид гексагональных призм, увенчанных как бы гексагональными пирамидами. В действительности вершины кристаллов кварца представляют собой комбинацию двух ромбо эдров.
Кристаллы гексагональной сингонии имеют форму шестигранных призм, срезанных перпендикулярно к оси шестого порядка или увен чанных гексагональными пирамидами. Таковы кристаллы апатита и нефелина. Высшее сочетание элементов сим метрии L⁶6L27PC.
Тетрагональная, или квадратная, сингония характеризуется присутствием в кристаллах одной оси четвертого порядка. Сечение, перпендикулярное к этой оси, обычно имеет форму квадрата или восьмиугольника. Высшим сочетанием элементов симметрии в квад ратной сингонии может быть L44L2PC. К этой сингонии относится халькопирит и др.
К высшей сингонии относится кубическая сингония, объединя ющая наиболее симметричные кристаллы (каменная соль, пирит, алмаз, магнетит). Они имеют вид кубиков, октаэдров и др. Высшее сочетание элементов в кубической сингонии 3L⁴4L³6L²9PC.
Ожидаемый результат: овладение навыками определения морфологии минеральных агрегатов, умение различать габитус кристаллов, сингонию.
Форма контроля знаний: устный опрос, проверка рабочих тетрадей.
Лабораторная работа № 2 (2 часа).
Тема: Физические свойства минералов.
Цель работы: Изучить физические свойства минералов, их особенности и закономерности. Научиться определять цвет минералов, цвет черты (в порошке), блеск, прозрачность, излом, спайность, твердость, удельный вес, магнитность и др.
Необходимые материалы и приборы: Учебные коллекции минералов, шкала Мооса, неглазурованная фарфоровая пластинка (бисквит), стеклянная пластинка, пикнометр, пинцет, весы Вестфаля, аналитические весы, лупа, кислота HCl (9%), магнит, горный компас, набор шлиховых минералов, руководство по определению минералов, учебник «Курс минералогии», тетрадь, ручка.
Ход работы:
Теоретическое обоснование работы:
Для того чтобы распознать минералы по внешним признакам и определить приблизительно их состав, надо знать физические свой ства каждого минерала. Следует иметь в виду, что отдельные физиче ские свойства могут быть одинаковыми у различных минералов и, наоборот, какое-либо свойство (например, цвет или удельный вес) может у одного и того же минерала меняться в зависимости от при месей. Поэтому при определении минерала необходимо установить возможно большее число свойств. Только в отдельных случаях некоторые свойства бывают настолько характерны, что по одному из них можно сразу определить минерал (магнитность, твердость, оптические свойства и др.).
Главнейшими физическими свойствами являются цвет, цвет черты минерала (цвет его в порошке), прозрачность, блеск, излом, спай ность, твердость, удельный вес и другие свойства, присущие некото рым минералам.
Цвет минералов является важным диагностическим признаком. Минералы могут иметь самую разнообразную окраску — белую, жел тую, серую, розовую, красную, зеленую, синюю, черную, причем всевозможных оттенков. Минералы могут быть и бесцветными, про зрачными. Практически цвет определяют на глаз, путем сравнения с хорошо знакомыми предметами (молочно-белый, соломенно-желтый, кирпично-красный). Для обозначения цвета минералов, имеющих металлический блеск, к названию цвета добавляют название распро страненного металла (свинцово-серый, оловянно-белый, латунно-желтый, медно-красный, железно-черный и т. д.).
Окраска минералов зависит главным образом от химического состава самого минерала и от примесей элемента, называемого хро мофором, т. е. носителем окраски. Такими элементами являются железо, никель, кобальт, титан, уран, медь, хром и др. Некоторые минералы меняют окраску в зависимости от освещения.
Иногда, кроме основной окраски минерала, тонкая поверхностная пленка имеет дополнительную окраску. Это явление называется побежалостью и объясняется интерференцией света в тонких слоях, образующихся на поверхности минерала в результате различ ных реакций. Обычно побежалость бывает радужной, как на халько пирите, когда поверхность минерала переливается синим, красным и фиолетовым цветом.
Цвет черты (цвет минерала в порошке). Многие минералы и растертом или порошковидном состоянии имеют другой цвет, чем и куске. Порошок можно получить, проводя куском минерала черту на белой шероховатой фарфоровой пластинке при условии, что твёрдость его меньше твердости фарфора. Если твердость минерала вышe твердости фарфора, то минерал образует на фарфоре ца рапину.
Блеск минералов является важным диагностическим призна ком и зависит от показателя преломления минерала и его способности отражать от своей поверхности цвет. По блеску все минералы можно разделить на три группы: минералы с металлическим, полуметалли ческим и неметаллическим блеском.
Металлический блеск — сильный блеск, свойственный металлам. Им обладают непрозрачные минералы, дающие в большинстве случаев черную черту на фарфоровой пластинке. Таким блеском обладают самородные металлы (золото, серебро, платина), многие сульфиды и окислы железа.
Полуметаллическим и металловидным блеском обладают мине ралы, поверхность которых имеет блеск потускневшей поверхности металла. К таким минералам относятся графит, гематит, черная цинковая обманка.
. К третьей, наиболее обширной группе относятся минералы с неметаллическим блеском.
Здесь различают следующие виды блеска: стеклянный, который очень распространен среди прозрачных минералов (кварц на гранях кристаллов, кальцит, гипс); жирный, при котором поверхность мине рала кажется как бы смазанной маслом (кварц на изломе, нефелин). Перламутровый блеск характерен для прозрачных минералов, кото рые блестят как поверхность перламутровой раковины. Он обусловлен отражением света от тонких пластинок или плоскостей спай ности минерала (слюда, тальк). Шелковистый блеск получается при тонковолокнистом строении минерала и напоминает блеск шелковыx нитей. Таким блеском обладают асбест, волокнистые разности гипса. Некоторые минералы обладают особенно сильным блеском, называемым алмазным (алмаз, некоторые разновидности цинковой обманки).
Матовый блеск имеют минералы с пористой, неровной землистой поверхностью (каолин).
Прозрачность есть способность минералов пропускать через себя свет. По степени прозрачности минералы делятся на прозрачные (горный хрусталь, каменная соль, топаз); полупрозрачные (халцедон, опал), через которые видны лишь очертания предметов; просвечива ющие, которые пропускают свет только в очень тонких пластинках (полевые шпаты); непрозрачные, через которые свет совсем не про ходит (пирит, магнетит). Такие минералы, как правило, обладают металлическим блеском.
Излом. Характерным диагностическим признаком некоторых минералов является излом, т. е. вид поверхности, образующейся при раскалывании минерала. Излом может быть раковистым, имеющим вид вогнутой или концентрически-волнистой поверхности, напоминающей поверхность раковин (горный хрусталь); занозистый, или игольчатый, с поверхностью, покрытой ориентированными в одном направлении занозами (гипс, роговая обманка);землистый с матовой шероховатой поверхностью (каолин, лимонит); неровный (нефелин); зернистый, встречающийся часто у мелкокри сталлических агрегатов (апатит).
Спайность — это способность минералов раскалываться по гладким параллельным плоскостям, совпадающим с одним или не сколькими кристаллографическими направлениями — осями, гра нями, в которых проявляется наименьшая сила сцепления между частицами. Различают пять видов спайности.
Весьма совершенная спайность, когда минерал очень легко (например, ногтем) расщепляется на отдельные тончайшие листочки или пластинки, образуя зеркально-блестящие плоскости спайности (слюды, гипс, хлорит).
Совершенная спайность отличается тем, что минерал раскалывается при слабом ударе молотком на гладкие параллельные пластинки, кубики или другие формы (каменная соль, кальцит).
Средняя (явственная) спайность характерна для минералов, образующих при расколе как плоскости спайности, так и поверхности с неровным изломом (полевые шпаты, роговая обманка).
Несовершенная спайность обнаруживается с трудом. В этом случае при расколе минерала преобладают поверхности с неправильным изломом (апатит, оливин и др.).
Некоторые минералы не обладают спайностью; в этом случае говорят о весьма несовершенной спайности. Такие минералы дают только незакономерные поверхности излома. Примером могут слу жить молочно-белый кварц, золото.
Надо уметь отличать плоскости спайности от граней кристалла. Плоскости спайности отличаются от граней кристалла более сильным блеском и свежим видом. Кроме того, поверхности спайности обра зуют ряд параллельных друг другу плоскостей. Характерным призна ком для некоторых минералов является штриховка на гранях кристаллов (корунд, кварц, пирит и др.).
Твердость представляет собой один из важнейших диагно стических признаков. Под твердостью понимают степень сопротивле ния минерала внешним механическим воздействиям (царапанию, резанию, истиранию). В минералогии твердость устанавливается обычно путем царапания минералов предметами, твердость которых является известной и принята за эталон. Для определения твердости принята шкала Мооса, в которой используются минералы с известной и постоянной твердостью. Эти минералы располагаются в порядке возрастания твердости, так что каждый предыдущий минерал царапается последующим.
При определении твердости минерала чертят на его свежей поверхности острым углом минерала — эталона из шкалы твердости.
Например, определяется твердость альбита. Из эталонной коллек ции его не царапает ни один минерал до апатита включительно. Ортоклаз оставляет на нем слабую царапину, но и сам истирается при этом. Следовательно, у этих двух минералов равная твердость.
Следующий по шкале кварц при нажиме царапает альбит, следовательно, твердость альбита выше 5 и ниже 7, т. е. 6.
В практике нередко прибегают к определению твердости при помощи распространенных предметов. Так, твердость карандаша 1, ногтя — 2, бронзовой монеты — 3,5—4, стекла — 5, иглы и сталь ного перочинного ножа —• 6, напильника 7. Минералы с большей твердостью встречаются очень редко.
Удельный вес для различных минералов колеблется от 0,0 до 21. Точное определение удельного веса возможно лишь в лабо раторных условиях путем взвешивания на гидростатических весах и посредством других специальных приспособлений. На практике для быстрого приблизительного определения удельного веса поль зуются взвешиванием минералов на руке с оценкой «тяжелый», «средний», «легкий».
По удельному весу все минералы можно разбить на три категории: легкие — с удельным весом до 2,5 (нефти, смолы, угли, гипс, камен ная соль), средние — с удельным весом до 4 (кальцит, кварц, поле-. вые шпаты, слюды) и тяжелые — с удельным весом больше 4 (рудные минералы). Чаще всего встречаются минералы с удельным весом от 2 до 5.
Магнитность присуща немногим минералам (магнетит, пирротин, платина). Она определяется при помощи магнитной стрелки, которая притягивается или отталкивается при поднесении к ней магнитных минералов.
Для ряда минералов присущи особые, специфические свойства. Так, для карбонатов характерна реакция со слабой (10%-ной) соляной кислотой с выделением углекислого газа в виде пузырьков. Некоторые карбонаты легко разлагаются в холодной кислоте (кальцит), другие же требуют измельчения в по рошок (доломит) или подогревания (магнезит). Вскипают при реакции с соляной кислотой также многие сульфиды с образованием сероводорода.
Форма контроля знаний: проверка тетрадей для лабораторных работ, контрольные вопросы (устный опрос).
Лабораторная работа № 3 (2 часа)
Тема: Классификация и систематика минералов.
Цель работы: Изучить классы, типы и виды (разновидности) минералов согласно принятой систематике. Научиться выделять физические свойства минералов и на основании этого идентифицировать их (определять).
Необходимые материалы и приборы: Учебные коллекции минералов (по классам) – самородные, сульфиды, окислы и гидроокислы, сульфаты, карбонаты, фосфаты, силикаты; шкала Мооса, бинокуляр, кислота HCl, фарфоровая пластинка, горный компас, магнит. Определитель минералов. Таблицы для определения минеральных видов.
Современная классификация минералов основывается как на химическом составе, так и на кристаллической структуре и генезисе вещества. Работами ряда ученых (Н. В. Белов, А. Г. Бетехтин и др.) установлена взаимосвязь между химическим составом, физическими свойствами и кристаллическим строением вещества. Внутренняя структура минералов определяется в настоящее время рентгено метрическим методом исследований.
По химическому составу и кристаллическому строению все известные минералы разбиваются на несколько подразделений (классов и подклассов), из которых важнейшими являются: 1) самородные элементы, 2) сульфиды, 3) окислы и гидроокислы, 4) галоидные соединения, 5) соли кислородных кислот и 6) углеродистые соеди нения. В ряде классов минералы разделяются на подклассы, а внутри последних — на группы минералов.
С а м о р о д н ы е э л е м е н т ы
К классу самородных элементов относятся: платина, золото, серебро, алмаз, графит, сера, медь и др. Минералы этой группы состоят из одного химического элемента или смеси двух элементов, не пользуются широким распространением, но чрезвычайно важны в практическом отношении. Довольно широко распространенными из них являются только графит и сера.
Сульфиды, или сернистые соединения элементов главным образом тяжелых металлов, не являются породообразующими минера лами, но представляют большой интерес как руды цветных и черных металлов.
О к и с л ы и г и д р о о к и с л ы
Минералы класса окислов и гидроокислов представляют собой соединение элементов с кислородом и гидроксильной группой ОН. Они широко распространены, составляя около 17% всей массы земной коры.
Г а л о и д н ы е с о е д и н е н и я
Соли галоидно-водородных кислот образуют около 100 минералов. Их роль как породообразующих минералов невелика, но они важны в общегеологическом и практическом отношении. Наиболее распро странены из минералов этого класса хлористые соединения.
К а р б о н а т ы.
Карбонаты очень широко распространены в верхних частях земной коры. Сюда относятся кальцит, магнезит, доломит, сидерит и другие минералы.
С у л ь ф а т ы.
Для сульфатов, как и для карбонатов. Характерны низкая твердость, светлая окраска и небольшой удельный вес. Сульфаты широко используются в медицине, химической и строительной промышленности.
Ф о с ф а т ы.
Фосфаты представляют собой соли фосфорных кислот. В этот класс входит большое число минералов, но особенно важное значение как породообразующие минералы и как сырье для производства удобрений имеют апатит и фосфорит. Они обычно образуют радиально-лучистые и скрытокристаллические конкреции.
С и л и к а т ы.
К классу силикатов относится наиболее многочисленная группа минералов, составляющая по весу более 85 % всей земной коры. Минералы этой группы входят в состав большинства горных пород.
В основу классификации силикатов положен способ соединения тетраэдров. Кремнекислородные тетраэдры могут быть обособленны один от другого и могут соединяться посредством общих кислородных ионов через вершины тетраэдров, образуя сложные комплексно-анионные радикалы.
Все минералы силикатов подразделяются в зависимости от способов сочленения кремнекислородных тетраэдров на следующие группы: 1) островные, 2) кольцевые, 3) цепочечные, 4) ленточные, 5) слоистые и 6) каркасные.
У г л е р о д и с т ы е с о е д и н е н и я.
Углеродистые соединения существенно отличаются от многих минералов по происхождению, химическим свойствам и кристаллическому строению.
К этому классу относятся торф, каменный уголь, нефть. Они фактически являются горными породами и будут рассмотрены в разделе осадочных пород. К минералам, состоящим из углеводородов с небольшим количеством кислорода, можно отнести асфальт, озокерит, янтарь.
Форма контроля знаний: проверка тетрадей для лабораторных работ, устный опрос.
Лабораторная работа № 4 (2 часа)
Тема: Горные породы.
Цель работы: Изучить текстуры и структуры горных пород. На основании выделенных текстур, структур и вещественного состава (минерального) научиться определять происхождение (генезис) и вид горной породы.
Необходимые материалы и приборы: Учебная коллекция горных пород, шкала Мооса, лупа, бинокуляр, кислота HCl, атлас текстур и структур, таблицы для определения горных пород.
Ход работы:
Описание признаков горных пород производится в рабочей тетради.
Теоретическое обоснование работы:
Горными породами называются естественные ассоциации минера лов, возникшие в земной коре в результате кристаллизации природ ных силикатных расплавов, диагенеза осадков и перекристаллизации ранее существовавших горных пород. Горные породы, содержащие полезные компоненты, извлечение которых экономически целесо образно, считаются полезными ископаемыми.
Каждая горная порода образует в земной коре тело объемной формы (слой, линза, массив, поток и т. д.), имеет определенный вещественный состав и обладает специфическим внутренним строе нием.
Вещественный состав горных пород характеризуется валовым химическим составом и минеральным составом. Валовой химический состав горных пород выражается в процентах главных окислов -
Al₂O₃‚ SiO₂‚ Fe₂O₃‚ FeO, CaO, MgO, Na₂O, K₂O, H₂O.
. Однако при одном и том же химическом валовом составе горные породы могут иметь различный минеральный состав. В связи с этим решающую роль при определении типа горной породы имеет ее минеральный состав. По минеральному составу горные породы бывают мономинераль ными, если они состоят преимущественно из одного минерала (дунит, кварцит, известняк, каменная соль), или полиминеральными, если они состоят из нескольких минералов (гранит, гнейс, глина).
Внутреннее строение горной породы характеризуется структурой и текстурой. Под структурой понимают особенность внутреннего строения горной породы, связанную со степенью ее кристаллич ности, абсолютными и относительными размерами минеральных зерен, слагающих породу, их формой и взаимоотношениями; тек стура породы — это особенность внутреннего ее строения, определя емая характером размещения минеральных зерен и их ориентиров кой. Если, например, изверженная горная порода нацело сложена примерно одинаковыми по размерам минеральными зернами, но минералы распределены неравномерно, так что темноцветные обра зуют отдельные скопления, структуру называют полнокристалличе ской и равномернозернистой, а текстуру — пятнистой.
Все основные характеристики горных пород (форма залегания, вещественный состав, внутреннее строение) определяются их проис хождением.
По условиям и способу образования все горные породы делятся на магматические, осадочные и метаморфические.
Изверженные (магматические) горные породы возникают путем кристаллизации природных силикатных расплавов. Эти расплавы зарождаются как в верхней части мантии Земли, так и в земной коре. Поднимаясь вверх, они затвердевают внутри земной коры или на ее поверхности.
Осадочные горные породы образуются на поверхности земной коры из продуктов разрушения ранее образованных горных пород, а также из химических и органогенных осадков. Горные породы, возникшие в результате накопления вулканического материала, называются вулканогенными.
Метаморфические горные породы возникают в глубоких зонах земной коры путем коренного преобразования магматических, вулка ногенных и осадочных горных пород под влиянием высоких темпера тур и давлений, в результате которого, не переходя в расплав, эти породы теряют первоначальный облик и приобретают новые особен ности вещественного состава и внутреннего строения. Горные породы, не получившие при метаморфизме глубоких изменений, называются метаморфизованными.
Форма контроля: индивидуальный опрос по идентификации образцов горных пород из учебной коллекции. Проверка тетрадей для лабораторных работ.
Лабораторная работа № 5 (2 часа)
Тема: Магматические горные породы.
Цель работы: Изучить текстуры и структуры магматических горных пород. Научиться выделять (различать) степень раскристаллизованности и размерность минеральных зерен магматических пород (макро- и микроскопически) от гигантокристаллических до скрытокристаллических. На основании полученных навыков сделать вывод о генезисе породы и принадлежности к определенному виду (классу).
Необходимые материалы и приборы: Учебная коллекция горных пород, шкала Мооса, лупа, бинокуляр, кислота HCl, атлас текстур и структур, таблицы для определения горных пород.
Ход работы:
Теоретическое обоснование работы:
МАГМАТИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
По условиям образования магматические горные породы классифи цируются на интрузивные (глубинные, полуглубинные) и эффузив ные (поверхностные); по вещественному составу — на кислые, средние, основные, ультраосновные.
На своем пути из недр земли вверх к поверхности магма проходит зоны с различными термодинамическими условиями. Если ее движе ние приостанавливается на больших глубинах (свыше 5 км) от зем ной поверхности, кристаллизация расплава происходит в условиях больших давлений, препятствующих отделению летучих компонентов и значительного прогрева вмещающих пород. Возникают так называемые глубинные, или интру зивные (плутонические), породы, образующие в земной коре батолиты, гарполиты, лополиты и другие формы залегания. В связи с относительно быстрым остыванием и частичной потерей лету чих компонентов в расплаве появляется множество центров кристал лизации, и он раскристаллизовывается в равномернозернистый агрегат минералов, которые оказываются в несколько десятков раз меньше минералов первой стадии кристаллизации. Последние называются порфировыми выделениями и образуют крупные включе ния в относительно мелкозернистом агрегате минералов второй ста дии кристаллизации, который называется основной массой породы.
Достигая земной поверхности и изливаясь через жерла вулканиче ских аппаратов, лава затвердевает на земной поверхности. Быстрое падение температуры и давления и связанная с этим почти полная потеря летучих компонентов обусловливают быстрое затвердевание силикатного расплава. Не успевая раскристаллизоваться пол ностью, расплав превращается в бесструктурное вещество (вулкани ческое стекло) с зародышами минералов (микролиты). Если силикат ный расплав поднялся с больших глубин или медленно двигался к земной поверхности, минералы, успевшие к моменту общего за твердевания приобрести свойственную им кристаллографическую огранку, образуют в общей стекловидной массе породы вкраплен ники различного размера. Если расплав поднялся с небольших глубин или быстро преодолел расстояние до земной поверхности, он затвердевает в виде вулканического стекла, лишенного полностью или почти полностью вкрапленников и даже микролитов.
Изверженные породы, затвердевшие в условиях поверхности или в непосредственной близости от нее, называются поверхностными, излившимися, или эффузивными. Они образуют покровы и потоки, залегающие на земной поверхности, или дайки и некки, выполня ющие каналы вулканических аппаратов трещинного и центрального типов.
Основная масса эффузивных горных пород, представленная вул каническим стеклом, с течением времени раскристаллизовывается в агрегат вторичных минералов. В древних эффузивных горных поро дах вулканические стекла почти отсутствуют вследствие того, что этот процесс перекристаллизации успевает почти полностью завер шиться; в молодых эффузивных породах раскристаллизация вулкани ческого стекла только начинается, и оно в этих породах сохраняется в значительном количестве. Поэтому по степени раскристаллизации вулканического стекла можно выделить палеотипные (древ ние) и кайнотипные (молодые) эффузивные горные породы. В особых условиях, однако, вулканическое стекло древних эффузив ных пород может остаться не тронутым вторичными процессами изме нения, а вулканическое стекло молодых эффузивных пород раскри сталлизовывается полностью.
В связи с этим палео- и кайнотипность породы свидетельствует не только о ее возрасте, но и о степени вторичного изменения.
Твердые продукты извержения вулканов (пепел, песок, лапилли, бомбы) падают около кратера или разбрасываются на далекие расстоя ния от центров извержения. Попадая на сушу и в водные бассейны, они образуют слои так называемых пирокластических горных пород, изверженных по происхождению и осадочных по условиям обра зования.
ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД
Внутреннее строение магматических горных пород (структура, текстура) определяется условиями их образования.
Структуры магматических горных пород классифицируются по степени раскристаллизованности вещества, абсолютному и относительному размеру минеральных зерен и характеру их взаимоотношений (срастание, прорастание).
По степени раскристаллизованности вещества различают следующие структуры:
Полнокристаллические структуры характерны для интрузивных глубинных и полуглубинных горных пород, неполнокристаллические и стекловатые структуры характерны для эффузивных горных пород.
По абсолютному размеру минеральных зерен различают структуры:
Гигантозернистые, крупно-, средне- и мелкозернистые структуры характерны для интрузивных глубинных и полуглубинных горных пород, скрытокристаллические — для основной массы эффузивных горных пород (вкрапленники эффузивных горных пород могут иметь различные размеры).
По относительному размеру минеральных зерен выделяют струк туры:
Неравномернозернистые струк туры объединяют несколько разновидностей, среди которых наиболее часто встречаются: а) порфировидные, если основная масса породы представлена полнокристаллическим равномернозернистым агрегатом минералов, выполняющим промежутки между более круп ными порфировыми выделениями, б) порфировые,если основная порода представлена вулканическим стеклом с микролитами или без них, выполняющим промежутки между вкрапленниками, в) афировые, если породы сло жены вулканическим стеклом с микролитами и не содержат вкра пленников.
Равномернозернистые и порфировидные структуры характерны для интрузивных горных пород, порфировые и афировые — для эффузивных.
Среди многочисленных структур, классифицирующихся по ха рактеру прорастаний и срастаний минералов, макроскопически различима лишь пегматитовая структура, которая характеризуется закономерно ориентированными вростками одного минерала в другом.
Основными текстурами изверженных горных пород являются массивная, пятнистая, пузыристая, миндалекаменная, флюидальная.
Массивная текстура характеризуется беспорядочным расположе нием минералов в массе породы. Массивной тексту рой обладают также вулканические стекла с бесструктурным строе нием вещества.
Пятнистая текстура возникает при неравномерном распределении светлых и темных минералов в объеме породы. Частным случаем пятнистой текстуры является полосчатая текстура — темные и светлые минералы концентрируются в массе породы в виде череду ющихся полос.
Пузыристая текстура характеризуется наличием пустот от пу зырьков газа. Если эти пустоты заполняются вторич ными минералами (опал, халцедон, карбонаты), текстура породы называется миндалекаменной. Если в затвердевшей лаве сохраня ются следы течения вещества в виде потокообразного расположения кристаллов и стекла, текстура породы называется флюидальной.
Массивная и пятнистая текстуры характерны для интрузивных пород, но встречаются и в эффузивных породах (вулканическое стекло); пузыристая и миндалекаменная текстуры встречаются исключительно в эффузивных породах, а флюидальная в обоих типах пород.
Форма контроля: проверка тетрадей для лабораторных работ, устный опрос.
Лабораторная работа № 6 (2 часа)
Тема: Кислые (кварцево-полевошпатовые) и средние (плагиоклазовые) горные породы.
Цель работы: Изучить свойства и научиться выделять из магматических пород породы кислого и среднего состава. Выработать навыки их полевого (макроскопического) определения.
Необходимые материалы и приборы: Учебная коллекция горных пород, шкала Мооса, лупа, бинокуляр, кислота HCl, атлас текстур и структур, таблицы для определения горных пород.
Ход работы:
Теоретическое обоснование работы:
Кислые породы
К кислым изверженным горным породам относятся породы группы гранита — липарита (риолита). От пород других групп они отличаются наличием относительно большого содержания кварца и преоблада нием калиевого полевого шпата над плагиоклазом. Небольшое содер жание темноцветных минералов обусловливает светлую окраску кислых изверженных горных пород.
Группа гранита — липарита объединяет интрузивные (гранит, гранит-порфир, пегматит) и эффузивные (липаритовый порфир, липа рит) горные породы.
Гранит представляет собой глубинную горную породу, сложен ную калиевым полевым шпатом (40%), плагиоклазом (20%), квар цем (30%) и темноцветными минералами (5—10%), главным образом биотитом и роговой обманкой. Если содержание калиевого полевого шпата повышается до 65—70%, граниты называются щелочными в отличие от нормальных, состав которых указан выше. В зависи мости от преобладания среди цветных минералов биотита или рого вой обманки различают биотитовые и роговообманковые разности гранитов. Структура породы полнокристаллическая, крупно- до мелкозернистой, равномернозернистая; текстура — массивная, реже пятнистая.
В гранодиоритах по сравнению с гранитами уменьшается содержание кварца и увеличивается содержание темноцветных компонентов, а плагиоклазы становятся более кальциевыми (типа андезина).
Важной разновидностью гранитов является рапакиви. Это существенно ортоклазовые граниты. Красный ортоклаз образует крупные округлые выделения (овоиды), обрастающие каемкой белого плагиоклаза (олигоклаза). Эти округлые образования сцементированы зернистой массой из ортоклаза, плагиоклаза, кварца, биотита и роговой обманки.
Гранит-порфиры отличаются от гранитов порфировидной струк турой. Порфировидные выделения представлены кварцем, калиевым полевым шпатом, плагиоклазом, реже биотитом. Структура основной массы равномернозернистая, полнокристаллическая; текстура мас сивная и реже пятнистая.
Для жильных и дайковых тел характерны лейкократовые породы. Среди них выделяют аплиты и пегматиты. Аплиты- мелкокристаллические светлые горные породы, почти лишенные цветных минералов.
Пегматиты (письменный гранит, еврейский камень) отличаются от гранитов гигантозернистой структурой и наличием ориентированных вростков кварца в калиевом полевом шпате (пегматитовая структура). Текстура породы — массивная. Помимо основных породообразующих минералов, в пегматитах присутствуют в значительных количестве минералы, содержащие летучие компоненты: лепидолит, турмалин, топаз, эвклаз, берилл и др.
Липаритовые (риолитовые) порфиры (палеотипный эффузивный аналог гра нита) и липариты (кайнотипный эффузивный аналог гранита) пред ставляют собой порфировые породы с афанитовой основной массой. Вкрапленники представлены кварцем, калиевым полевым шпатом и плагиоклазом; основная масса сложена микролитами тех же мине ралов и вулканическим стеклом. В липаритах вкрапленники поле вых пшатов свежие, не измененные вторичными процессами, а вулка ническое стекло не раскристаллизовано. В липаритовых порфирах вкрапленники полевых шпатов сильно изменены вторичными про цессами, а вулканическое стекло основной массы раскристаллизовано в микрозернистый полевошпатово-кварцевый агрегат и местами хлоритизировано. Текстура пород – массивная, пористая, флюидальная, часто тонкая полосчатость.
Пирокластические горные породы.
Пирокластические горные породы формируются из твердых про дуктов вулканических извержений (пепел, песок, лапилли, бомбы) и нормального осадочного материала.
По составу и характеру цемента вулканогенные обломочные породы делятся на пять подгрупп:
При диагностике лавовых брекчий и туфолав всегда указывается состав лавового материала, цементирующего обломки, например, лавовая брекчия липаритов, туфолава андезитового состава и т. д.
Пирокластический материал (бомбы, лапилли, гравий, песок, пепел) иногда образуют рыхлые отложения, но в большинстве слу чаев они литофицированы, спекаются, свариваются, цементируются гидрохимически переработанным мелкообломочным материалом.
Породы с пепловым цементом называются туфами. Они предста вляют собой неслоистые или неясно слоистые, плохо отсортирован ные образования, сложенные обломками вулканического стекла, отдельными минералами (слюда, роговая обманка, авгит, полевой шпат) и их обломками, а также обломками горных пород. Окраска туфов различная, но в основном серая и зеленая с бурыми и фиоле товыми оттенками. Состав туфов колеблется от основного до кислого, и по содержанию кремнекислоты среди них различают липаритовые, трахитовые, андезитовые и базальтовые туфы, явля ющиеся пирокластическими аналогами соответствующих эффузив ных пород.
При определении туфов указывается состав вулканического материала и его размерность, например, среднеобломочные туфы андезитов и т.д.
Средние породы
К средним изверженным горным породам относятся породы группы диорита — андезита, сиенита — трахита и нефелинового сиенита — фонолита. Все три группы лишены кварца и легко отли чаются по этому признаку от кислых пород, в которых кварц отчет ливо наблюдается невооруженным глазом.
Все три группы средних пород в большей мере, чем кислые, обогащены темноцветными минералами и имеют серую окраску. В породах группы диорита — андезита светлые минералы предста влены исключительно плагиоклазом, а в породах группы сиенита — трахита преимущественно или только калиевым полевым шпатом. В нефелиновых сиенитах — фонолитах, кроме калиевого полевого шпата, в значительных количествах присутствует нефелин, отсут ствующий в породах группы диорита — андезита и сиенита — трахита.
Группа сиенита — трахита представлена сиенитами и сиенит-порфирами (интрузивные породы), трахитовыми порфирами и тра хитами (палео- и кайнотипные эффузивные аналоги сиенитов).
ОБЩИЕ ЗАМЕЧАНИЯ ПО ОПРЕДЕЛЕНИЮ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД
Прежде чем приступить к диагностике магматических горных пород, необходимо убедиться, что изучаемая порода относится именно к изверженным.
Интрузивные изверженные горные породы сложены полевыми шпатами, кварцем, амфиболом, пироксеном, оливином, слюдой и другими магматическими по происхождению минералами. Эти минералы не представляют собой механического агрегата, а нахо дятся в естественных сростках, возникших в процессе кристаллиза ции из расплава. Многие минералы, типичные для осадочных (хал цедон, опал, галоиды, карбонаты, сульфаты и другие) и метаморфи ческих (гранат, тальк, серпентин, хлорит) пород, либо вовсе не встре чаются в изверженных породах в качестве первичных (халцедон, опал, галоиды и др.), либо являются продуктами изменения первич ных минералов (хлорит, серпентин, карбонаты, тальк).
Эффузивные изверженные горные породы сложены вулканиче ским стеклом и перечисленными минералами магматического про исхождения.
Кроме того, изверженные горные породы обладают некоторыми структурами (полнокристаллическая, стекловатая, порфировая, порфировидная, пегматитовая) и текстурами (пузырчатая, миндалекаменная, характерными только для них, лишены слоистости, свойственной осадочным породам, сланцеватости, типичной для метаморфических пород, и не содержат остатков фауны и флоры.
Если по сумме указанных признаков исследуемая горная порода относится к изверженным, можно приступать к дальнейшему, более детальному определению.
Чтобы научиться различать интрузивные полуглубинные и эффу зивные горные породы, нужно, кроме того, отчетливо предста влять себе различие между порфировидной и порфировой струк турами. В порфировидных породах порфировые выделения только в 2—3 раза больше минералов основной массы, а в порфировых породах вкрапленники больше зерен основной массы в десятки раз, хорошо огранены и являются единственными явнокристаллическими образованиями породы. Порфировидные структуры харак терны для интрузивных полуглубинных горных пород, порфировые же структуры встречаются исключительно в эффузивных горных породах.
Дальнейшее определение изверженных горных пород осуществля ется по минеральному составу. В интрузивных горных породах макроскопическому минералогическому анализу доступна вся масса породы, в эффузивных только вкрапленники, представленные наи более характерными минералами.
Кислые и средние по составу изверженные горные породы окра шены в светлые тона, основные и ультраосновные — в темные и черные.
Форма контроля: проверка тетрадей для лабораторных работ, устный опрос.
Лабораторная работа № 7 (2 часа)
Тема: Основные и ультраосновные горные породы.
Цель работы: Изучить свойства и научиться выделять из магматических пород породы основного и ультраосновного состава. Выработать навыки их макроскопического определения.
Необходимые материалы и приборы: Учебная коллекция горных пород, шкала Мооса, лупа, бинокуляр, кислота HCl, атлас текстур и структур, таблицы для определения горных пород.
Ход работы:
Теоретическое обоснование работы:
Основные породы (плагиоклазовые)
Основные изверженные горные породы, представленные группой габбро — базальта, от кислых и средних пород легко отличаются по темному, почти черному цвету, который обусловлен большим количеством темноцветных минералов в составе породы. Кварц и калиевый полевой шпат отсутствуют.
Группа габбро — базальта объединяет интрузивные горные по роды (габбро, габбро-порфириты, диабазы) и эффузивные (базаль товые порфириты и базальты).
Габбро — темные до черных интрузивные горные породы, сло женные основным плагиоклазом, составляющим 50%, и пироксеном. В небольших количествах в габбро могут присутствовать оливин (оливиновое габбро) и роговая обманка (роговообманковое габбро). Особым типом габбро является лабрадорит — порода, целиком сло женная Лабрадором. Структура породы полнокристаллическая, рав-номернозернистая, средне зернистая, текстура — массивная.
Габбро-порфириты отличаются от габбро только порфировидной структурой. Порфировидными выделениями являются плагио клаз и пироксены. Текстура нередко полосчатая.
Диабазы — средне-мелкозернистые темные плотные массивные породы, лишенные вкрапленников. От габбро-порфиритов они отличаются, кроме того, некоторыми деталями структуры, заметными только под микроскопом.
Базальтовые порфириты и базальты (палео- и кайнотипные-эффузивные горные породы) представляют собой афанитовые породы с мелкими (заметными иногда только под микроскопом) вкрапленни ками оливина и пироксена. Основная масса породы сложена микро литами плагиоклаза, пироксена и небольшим количеством вулкани ческого стекла. В базальтовых порфиритах вулканическое стекло отсутствует — оно полностью разложено в агрегат мельчайших чешуек хлорита, в результате чего базальтовые порфириты приобре тают зеленовато-серую или желтовато-серую окраску. Текстура пород массивная, пузыристая, миндалекаменная, полосчатая.
Ультраосновные породы (бесполевошпатовые)
Ультраосновные горные породы образуют в земной коре преиму щественно интрузивные формы залегания. Состоят они целиком из цветных минералов и в большинстве случаев являются мономинеральными. Среди ультраосновных пород выделяются перидотиты, дуниты, пироксениты и горнблендиты.
Перидотиты являются плотными черными породами, сложен ными оливином и пироксеном. Изредка в породах присутствуют единичные зерна роговой обманки и биотита. Разновидность перидо титов, содержащая алмазы и выполняющая трубки взрыва, назы вается кимберлитом. Это темная брекчиевидная порода, сложенная оливином, серпентином и слюдой.
Дуниты представляют собой черные и темно-зеленые породы глубинного облика, сложенные на 95% оливином. В небольших количествах в породах присутствует магнетит и другие рудные ми нералы. Структура породы полнокристаллическая, равномерно-зернистая, мелкозернистая; текстура массивная. Структурные и текстурные особенности дунитов такие же, как и перидотитов.
Пироксениты — темные до черных плотные породы, сложенные на 95% различными пироксенами. Горнблендиты нацело сложены роговой обманкой. Структура и текстура этих пород такие же, как и у дунитов.
Форма контроля знаний: проверка тетрадей для лабораторных работ, индивидуальный устный опрос.
Лабораторная работа № 8 (2 часа)
Тема: Формы залегания геологических тел.
Цель работы: Практически закрепить знания и приобрести навыки в изучении форм залегания (условия образования) магматических горных пород.
Необходимые материалы и приборы: настенные таблицы, блок-диаграммы, схемы и модели взаиморасположения геологических тел (форм), справочник по основам геологии, рабочая тетрадь, миллиметровая бумага, карандаш, ручка.
Ход работы:
Теоретическое обоснование работы:
ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ ИЗВЕРЖЕННЫХ ГОРНЫХ ПОРОД
Интрузивные горные породы формируются ниже земной поверх ности и обнажаются на дневной поверхности только на участках глу бокого эрозионного среза. Выделяются следующие формы залегания интрузивных горных пород: секущие (интрузивные тела проплавля ют и механически прорывают вмещающие породы) и согласные (интрузивные тела залегают согласно с вмещающими породами). Основными секущими формами залегания интрузивных тел явля ются батолиты, гарполиты, штоки, магматические диапиры и дайки.
Батолиты при глубоком эрозионном срезе занимают площади более 100 км2. Очертания батолитов в плане овальные, реже округ лые. Их контактовые поверхности с вмещающими породами обычно наклонены в разные стороны. При неглубоком эрозионном срезе часто вскрываются купола, имеющие в плане округлые очертания; на глубине они соединяются с основной частью батолита (рис. 5, а). Межформационные батолиты (гарполиты) имеют в разрезе серпо видную, а в плане — овальную форму (рис.6, а).
Рис. 5. Батолит (а), купол (б), шток (в) и ксенолиты (г) на эродированной поверхности и в разрезе.
Штоки (см. рис.5, в и 7, в) представляют собой интрузивные тела относительно небольших размеров (менее 100 км2 в горизон тальном сечении) и столбообразной формы. На геологических картах имеют изометрические очертания.
Магматические диапиры в отличие от штоков имеют в разрезах каплевидную форму. Магматический расплав при образовании маг матических диапиров нагнетается во вмещающие породы под боль шим напором и оказывает на них сильное давление. Поэтому на контактах с магматическими диапирами вмещающие породы сжи маются, разрываются и сминаются в складки (см. рис. 7, д).
Рис. 6. Гарполит (а) и дайки (б) на эродированной поверхности и в разрезе
Дайки (см. рис.6, б и 7, г) имеют плитообразную форму, крутое падение и небольшую мощность, при значительной протя женности (десятки и сотни метров и километры) по простиранию.
К основным формам залегания согласных интрузивных тел относятся лакколиты, лополиты, факолиты и интрузивные залежи (силлы).
Рис. 7. Лакколиты (а), лополит (б), штоки (в), дайки (г) и магматиче ский диапир (д) на эродированной поверхности и в разрезе.
Лакколиты (см. рис.7, а) имеют в разрезах грибообразную или караваеобразную форму и сравнительно небольшие (не более 10 км в поперечнике) размеры. В связи с тем, что лакколиты обра зуются в результате нагнетания магматического расплава в меж пластовые пространства, верхние слои, изгибаясь, приобретают выпуклую форму — образуют своды. Слои, слагающие крылья этих сводов и куполов, вблизи лакколитов имеют крутые падения, но быстро выполаживаются в стороны до горизонтального залегания.
Рис. 8. Факолиты на эродированной поверхности и в разрезе
Лополиты (см. рис.7, б) образуют различные по величине блюдцеобразные интрузивные тела в пологих синклинальных про гибах. Подобно лакколитам они залегают согласно с вмещающими породами и имеют в плане (при неглубоком эрозионном срезе) коль цевые или полукольцевые очертания. Вмещающие породы накло нены в сторону центральной части лополита.
Факолиты представляют собой небольшие интрузивные тела, расположенные в ядрах складок. Они залегают согласно с вмеща ющими породами и имеют в плане и разрезах серповидную форму (рис.8).
Интрузивные залежи, или силлы, образуют пластообразные или плосколинзовидные тела, залегающие согласно с вмещающими их слоями (рис.9). Соседние интрузивные залежи, соединяясь по падению, могут образовать тела сложной формы.
Рис. 9. Простые (а) и сложные (б) интрузивные за лежи (силлы) на эродированной поверхности и в разрезе.
Эффузивные горные породы формируются на земной поверхно сти и сразу же подвергаются интенсивному разрушению. В связи с этим из многочисленных первоначальных форм их залегания чаще всего сохраняются только покровы, потоки и некки (жерловины).
Покровы и потоки образуют пластообразные тела (рис. 10). Взаимоотношения их с вмещающими породами такие же, как и у осадочных пород.
Рис. 10. Покровы (а), потоки (б), некки (в), сомма (г) и конусы (д) на поверхности и в разрезах.
Некки (см. рис. 10, в) образуются при заполнении лавой или пирокластическим материалом каналов вулканических аппаратов. Они имеют в плане округлые очертания с диаметром до 1,5 км. Стенки некков крутые, близкие к вертикальным. С вмещающими породами некки имеют секущие контакты.
Вулканогенные горные породы преимущественно имеют такие же формы залегания, как и осадочные.
Форма контроля: проверка рабочих тетрадей, индивидуальный устный опрос.
Лабораторная работа № 9 (2 часа)
Тема: Осадочные горные породы.
Цель работы: Согласно принятой классификации, изучить структуры и структуры осадочных горных пород. Научиться различать их по условиям образования.
Необходимые материалы и приборы: коллекция осадочных горных пород, шкала Мооса, лупа, бинокуляр, кислота HCl, атлас текстур и структур, таблицы для определения горных пород.
Ход работы:
Теоретическое обоснование работы:
ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
Осадочные горные породы образуются в результате разнообраз ных геологических процессов, происходящих на поверхности земли, в самых верхних частях литосферы, на дне морских и океанических водоемов, а также в озерах, реках и болотах. Наиболее общее опре деление пород группы может быть сформулировано следующим об разом: осадочные горные породы — это породы, образовавшиеся на поверхности земли (в экзогенных условиях) в результате накопле ния различных минеральных веществ.
Исходным материалом при формировании описываемых пород являются минеральные вещества, образовавшиеся за счет разруше ния других, существовавших ранее минералов и горных пород магматического, метаморфического или осадочного происхождения.
Разрушение пород в поверхностных частях земной коры про исходит в результате как физического, так и химического выветри вания. Продукты разрушения переносятся водой, ветром, реже льдом, отлагаются как в стоячей, так и в проточной воде разных водоемов и в субаэральных условиях на поверхности суши.
ГЛАВНЕЙШИЕ ПРИЗНАКИ ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД
При изучении осадочных пород, так же как и изверженных, различают их структуру, под которой понимают в данном случае свойство, обусловленное формой и размером частиц, слагающих породу, и текстуру, т. е. свойство, обязанное своим происхожде нием, особенностям расположения этих частиц.
Структура и текстура
По величине обломков среди осадочных пород выделяют следу ющие основные группы, имеющие дальнейшее подразделение:
а) грубообломочные (псефитовые) с частицами более 2 мм в диаметре;
б) песчаные (псаммитовые) с частицами от 2 до 0,1 мм; в) пылеватые (алевритовые) с частицами менее 0,1 до 0,01 мм;
г) глинистые (пелитовые) с частицами менее 0,01 мм.
По форме обломков различают породы, в которых частицы могут быть: 1) угловатыми (неокатанными); 2) округло-угловатыми (полуокатанными) и 3) округло-полированными (окатанными).
По величине зерен среди песчаных пород выделяют: грубозер нистые — 2—1 мм, крупнозернистые — 1—0,5 мм, среднезернистые — от 0,5 до 0,25 мм, мелкозернистые — от 0,25 до 0,1 мм.
Для пород химического и органогенного происхождения струк туры различают по тем же признакам (размерам кристаллов или зерен), а также по составу организмов, слагающих породу.
Кроме того, выделяют структуры: а) равно- и разнозернистую в зависимости от соотношения зерен по размеру; б) оолитовую, В которой зерна имеют форму округлых стяжений различного размера — до 1—2 мм величиной; в) листоватую, при которой породы имеют листовато-слоистое сложение; г) игольчатую и волокнистую, зависящие от формы и величины слагающих их минералов; д) брекчиевидную, при которой порода состоит из крепко спаянных между собой остроугольных обломков.
Окраска
Осадочные породы имеют самые разнообразные окраски и от тенки от снежно-белой до черной. При этом иногда окраска яв ляется признаком, характерным для определения этих пород, и за висит: 1) от окраски минералов, слагающих породу, 2) от окраски рассеянной в породе примеси и 3) от цвета тончайшей корочки, часто обволакивающей зерна составляющих породу минералов.
Белый и светло-серый цвета обычно обусловлены окраской главных минералов осадочных пород (кварца, каолинита, кальцита, доломита и др.) и свидетельствуют до некоторой степени о чистоте породы.
Темно-серый и черный цвета чаще всего появляются в результате примеси красящего углистого вещества и реже солей марганца и сернистого железа. Иногда встречаются породы, черный цвет которых обусловлен цветом основной составной части, как, напри мер, уголь, магнетитовый песок.
Красный и розовый цвета обычно связаны с примесью в породе окислов железа. Часто эти цвета свидетельствуют о формировании осадков в условиях жаркого климата.
Зеленый цвет зависит от примеси закисного железа и присут ствия соответственно окрашенных минералов, чаще всего глауко нита, но иногда хлорита, малахита, волконскоита и др.
Желтый и бурый цвета связаны с присутствием в породе ли монита.
Определять цвет породы нужно при дневном свете, так как искусственный свет, так же как и влажность, изменяют оттенки. Часто порода, в сухом виде обладающая пепельно-розовым цветом, во влажном состоянии неожиданно оказывается ярко-красной' зеленовато-серый цвет превращается в этих условиях в яркий изумрудно-зеленый. Поэтому следует всегда точно указывать со стояние влажности описываемой породы или описывать цвет породы как во влажном, так и в сухом состоянии.
При описании породы приходится встречаться не только со слож ными оттенками, но и с прихотливым распределением окраски в породе: на фоне основного цвета выступают тонкие прослои или пятна иного цвета или оттенка (более темного или более светлого), иногда же появляются разводы, подчас сложного рисунка. Лучше всего это удается подметить во влажной породе. Описание окраски должно быть немногословным, но достаточно подробным, так как в дальнейшем эти детали могут иметь очень важное значение.
Удельный вес
Большое значение имеет установление удельного веса осадочных пород, которое возможно в лабораторной обстановке, но в некоторых случаях может быть сделано и приблизительно. Например, часто бывает трудно отличить гипс от ангидрита но внешнему виду, а между тем разницу между ними в удельном весе (соответственно 2,4 и 2,9) легко обнаружить сравнительным взвешиванием на руке обломков одинакового размера.
Форма контроля: проверка рабочих тетрадей, индивидуальный устный опрос.
Лабораторная работа № 10 (2 часа)
Тема: Псефиты, псаммиты, алевриты, пелиты. Хемогенные породы и каустобиолиты.
Цель работы: Научиться выделять из всего многообразия осадочных пород их конкретные виды и типы (уметь подразделять их по группам согласно принятой классификации обломочных пород).
Необходимые материалы и приборы: коллекция обломочных горных пород, шкала Мооса, лупа, бинокуляр, кислота HCl, набор сит для фракционирования, набор тяжелых жидкостей ИЖ-15, набор контрольных шлихов, магнит Сочнева, магнит РМЧ-4, штангенциркуль, линейка, атлас текстур и структур, таблицы для определения горных пород.
Ход работы:
а) взять навеску (200-500 мг), растереть в порошок в ступке;
б) пробу обработать 10%-ной HCl в течение 10-15 мин.;
в) результаты химической реакции записать в рабочей тетради;
г) пробу промыть дистиллированной водой и просушить.
3. Произвести минералогический анализ шлихов (выделить магнитную фракцию, определить степень окатанности и т.д.);
4. Произвести определение осадочных пород с помощью
определителя, выяснить способы образования породы, уточнить ее тип.
Теоретическое обоснование работы:
Обломочные (кластические) породы
Классификация обломочных пород основана на величине и форме обломков (грубообломочные, песчаные, алевритистые) и степени их сцементированности (рыхлые и сцементированные). Определяя внешний вид горных пород, эти признаки одновременно отражают и их происхождение.
Грубообломочные породы (псефиты)
По форме и величине обломков рыхлые псефиты подразделяются на окатанные и неокатанные, крупные, средние и мелкие.
К окатанным относятся такие обломки, которые имеют хорошо округленные, часто даже совсем сглаженные ребра. Неокатанные обломки являются остроугольными и не несут следов обработки. Окатанность материала указывает на достаточно длительное время и длинный путь переноса обломков от места разрушения до места накопления, неокатанность же, наоборот, указывает на кратковре менность и незначительное расстояние переноса.
Все окатанные псефиты, скрепленные цементом, независимо от состава галек и цемента называются конгломератами, а сцементированные псефиты, состоящие из неокатанных облом ков, — брекчиями.
Следует указать, что если конгломераты являются породой осадочной, то среди брекчий выделяют несколько типов различного происхождения. К осадочным породам относятся брекчии, в ко торых остроугольные обломки разного состава сцементированы, так же как и конгломераты, однородным цементом. Брекчии, в ко торых обломки разной величины обычно имеют однородный состав с цементом, являются результатом оползневых процессов. Кроме того, следует назвать тектонические брекчии, в кото рых обломки различных пород скреплены цементом, неоднородным по составу в разных частях породы.
Пески и песчаники (псаммиты)
Соответственно структурным признакам в группу псаммитов входят породы, величина составляющих частиц которых колеблется от 0,1 до 2 мм. В зависимости от степени уплотнения и цементации они разделяются на: а) рыхлые — пески; б) цементированные — песчаники.
По величине зерна пески и песчаники подразделяются на: а) гру бозернистые (переход к гравию) — от 2 до 1 мм; б) крупнозерни стые — от 1 до 0,5 мм; в) среднезернистые — от 0,5 до 0,25 мм; г) мелкозернистые — от 0,25 до 0,1 мм.
При описании псаммитов, так же как и псефитов, следует под робно указывать величину и характер окатанности зерен, мине ральный состав и окраску и в случае, если ясно различим цемент, то состав и окраску последнего.
Псаммиты могут состоять из зерен главным образом одного минерала (например, кварца, глауконита — кварцевый, глауконитовый песок или песчаник). Такие псаммиты называют олигомиктовыми. Псаммиты же, состоящие из обломков различных минералов: (кварца, полевого шпата, слюды, глауконита и т. д.), называют полимиктовыми.
При описании псаммитов, кроме всех перечисленных признаков следует особое внимание обращать на присутствие карбонатов кальция, которые могут быть рассеяны в цементе или находиться в зернах. Это устанавливается при смачивании породы 5%-ным раствором НС1. В случае даже небольшого количества извести на поверхности псаммитовых пород от капли HC1 будет наблюдаться вскипание. При отрицательной реакции устанавливается, что известь в породе отсутствует.
Для цементированных пород нужно отметить характер и состав цемента, степень прочности, плотность и пористость, однородность или неоднородность цемента, степень окатанности зерен и другие признаки.
Алевриты и алевролиты
Псаммиты связаны с глинистыми породами (пелитами) породами переходного характера — алевритами (рыхлые) и алевролитами (сцементированные). Как те, так и другие слагаются частицами раз мером от 0,1 до 0,01 мм. К алевритам относятся лёсс, лёссовид ные суглинки, некоторые супеси, суглинки и другие песчано-гли-нистые породы. Все эти породы рыхлые. В отличие от алевритов алевролиты — сцементированная порода; состав цемента у них такой же, как и у песчаников. Среди них можно выделить: 1) хоро шо сортированные алевролиты, состоящие преимущественно из пыле-ватых, или алевритовых частиц (диаметром 0,1—0,01 мм); 2) але вролиты, представляющие по механическому составу смесь песча ных, алевритовых и глинистых частиц.
Глинистые горные породы (пелиты)
Измельчение частиц до размеров менее 0,01 мм, происходящее в процессе физического перетирания и химического разложения, приводит к образованию обширной группы горных пород, назы ваемых пелитами, или глинами.
По ряду основных свойств пелиты резко отличаются как от обломочных пород, так и от собственно химических осадков. Свой ства пелитов определяются крайне незначительными размерами коллоидальных частиц в растворе, имеющих величину 1—200 мил лимикронов. Такие частицы не оседают на дно под влиянием силы тяжести. Это же относится и к суспендированным растворам. Кроме того, электрический заряд частиц одинаков у данного вещества в одном и том же растворе. Для выпадения в осадок необходимо, чтобы коллоидальные и суспендированные частицы потеряли свой электрический заряд и тем самым приобрели способность к слипа нию в более крупные комочки. Это возможно при встрече данного коллоидного раствора с другим, где частицы имеют электрический заряд противоположного знака. Например, если река несет в море полуторные окислы железа или суспензию глинистого вещества, то при встрече с богатой электролитами морской водой эти вещества начинают оседать на дно. Этот процесс, называемый коагуляцией, подробно изучается в курсе физической химии.
Слипшиеся и осевшие комочки коллоидальных частиц образуют в основном глинистые (пелитовые) породы. Среди глинистых пород различают остаточные и переотложенные глины.
Материал, получающийся при выветривании и химическом раз рушении различных пород, остается в некоторых случаях на месте разрушения (элювий), причем образуется так называемая кора выветривания, залегающая на материнских породах, сохра няющая в своих нижних горизонтах их структурные и текстурные особенности и достигающая значительной мощности (до нескольких десятков, а иногда и более метров). С корой выветривания связы ваются накопления первичных каолинов, латеритных бокситов и другие образования.
Глины
Глина — это землистая по рода, дающая с водой пластичную массу, твердеющую при высыха нии, а при обжиге приобретающую твердость камня.
Часто указывают, что для глины характерен специфический запах («запах печки»), появляющийся после того, как на нее поды шат. Для некоторых разновидностей глины это, действительно, характерно, но вряд ли может служить диагностическим признаком для всех глин.
По внешнему виду глины в сухом состоянии являются или зем листыми, рыхлыми, легко рассыпающимися и растирающимися, или очень плотными, почти «каменистыми» породами.
Твердость их равна единице, так что они легко царапаются ногтем. Если потереть поверхность плотной глины пальцем или ногтем, остается блестящая полоска. Глины липнут к влажному пальцу, жадно впитывая воду. Насыщаясь водой, глина разбухает, размягчается и превращается в пластичную вязкую массу, которая при дальнейшем добавлении воды может постепенно превратиться в текучую массу. Наиболее типичные физические свойства глин следующие:
а) пластичность, т. е. способность легко принимать под давле нием любую форму и сохранять ее после прекращения давления, не подвергаясь разрушению. Это свойство обусловлено мельчайшими размерами и преимущественно пластинчатой формой частиц, составляющих глину, а также и другими ее особенностями. При сильном высушивании или прокаливании пластичность исчезает;
б) способность поглощать большое количество воды (до 40 и даже 70% по объему), отчего порода разбухает (гигроскопичность);
в) водоупорность — после полного насыщения водой;
г) способность поглощать некоторые коллоидальные вещества, красящие вещества, основания из солей, масла и т. д. У разных глин эта способность неодинакова;
д) огнеупорность — способность противостоять без плавления действию высокой температуры. Степень огнеупорности может быть очень различной.
По происхождению глины весьма разнообразны. Среди них име ются континентальные, остаточные и осадочные (озерные, аллюви альные и др.), и морские образования. Глины отлагаются в различ ных условиях как в мелководных, так и в глубоководных участках водных бассейнов. В зависимости от этого глины различаются и по текстурным признакам (слоистые, сланцеватые и т. п.), физическим свойствам, окраске, составу, а также по характеру примесей (песок, углекислая известь, кремнезем) и включений.
Породы химического и органического происхождения
В результате различных химических процессов, а также жизнедеятельности животных и растительных организмов как в одной среде, так (реже) и на поверхности суши возникают разнообразные породы. Эти две обширные группы пород здесь рассматриваются совместно, так как они связаны множеством взаимных переходов и точный генезис при этом не всегда может считаться установленным. Наиболее удобно классифицировать эти породы по химиче скому составу. На основании этого критерия выделяются следу ющие породы: 1) карбонатные, 2) кремнистые, 3) сернокислые и галоидные, 4) железистые, 5) фосфатные и 6) углеродистые (каустобиолиты) ископаемые.
Карбонатные породы
Из карбонатных пород наиболее широко распространены извест няки — образования, состоящие главным образом из кальцита с примесями глины и песка. При увеличении количества глинистых примесей известняки переходят в мергели, а при увеличении коли чества песка — в песчаные известняки и в известковистые песча ники. При испытании известняков лучше всего применять реакцию с НС1. Известняки от капли слабой НС1 бурно вскипают, причем на их поверхности, в отличие от мергелей, не остается грязного пятна.
По характеру строения известняки бывают крупно-, средне-, мелко- и неравномернозернистые, афанитовые (плотные), землистые, оолитовые, обломочные и т. д. Они весьма различны также по ок раске, текстуре и по другим признакам.
По происхождению известняки разделяются на органогенные и химические.
Кремнистые породы
Породы, состоящие преимущественно из кремнезема, могут иметь как вулканогенно-осадочное, так в органическое или хими ческое происхождение.
Из кремнистых пород органического происхождения особенно важное значение имеют диатомиты, которые представляют собой скопления микроскопических скелетов диатомовых водорослей, со стоящих из водного кремнезема (опала).
По внешнему виду диатомит — белая или желтоватая, пористая, чрезвычайно легкая и мягкая, рыхлая, слабо сцементированная порода, часто похожая на писчий мел. Основное различие между ними, кроме веса, заключается в том, что мел бурно вскипает, а ди атомит совершенно не вскипает с НС1. На ощупь диатомит — очень нежная порода, легко растирающаяся пальцами в тончайшую пудру. Он жадно впитывает влагу и сильно прилипает к влажному пальцу. Трепелы внешне совершенно не отличимы от органогенного диатомита, но имеют иное, коллоидно-химическое происхождение. Они состоят не из скорлупок диатомей, а из мельчайших зернышек опала, видимых только под микроскопом.
Диатомиты и трепелы применяются в строительном деле, в хи мической промышленности как поглотители, при изготовлении динамита, в качестве шлифовального материала и т. д.
К той же группе пород относятся измененные кремнистые по роды частично органогенного происхождения, среди которых сле дует указать опоку. Опокой называется довольно твердая и очень легкая кремнистая порода серого, голубоватого, иногда черного цвета (окраска часто пятнистая). По внешним признакам одни раз новидности опок приближаются к трепелам и диатомитам (мягкие опоки), а другие имеют кремневидный облик (твердые плотные опоки). При ударе твердая опока колется со звенящим звуком на мелкие остроугольные обломки, обладающие раковистым изломом. Удельный вес опок обычно колеблется от 0,9 до 1,2, что соответ ствует их высокой пористости. Чаще всего они представляют собой измененные, сильно сцементированные диатомиты.
К особой группе кремнистых пород относятся яшмы, предста вляющие собой плотную и твердую (твердость около 5) породу, сложенную скрытокристаллическим кремнеземом, чаще всего квар цем или халцедоном. Яшмы зачастую содержат остатки микроско пически мелких животных — радиолярий. Раковинки последних также слагаются кремнистым веществом. Яшмы обычно отличаются красивой окраской: красной (сургучные яшмы), зеленой или по лосатой.
Яшмы образуются в результате накопления кремнистого веще ства вулканогенного происхождения. Кремнезем, который осаждался на дне водоемов, поступал из гидротерм.
Сернокислые и галоидные породы
Сернокислые и галоидные породы различаются по химическому составу, но очень близки по условиям образования. Среди этих пород наиболее распространенными являются каменная соль, гипс и ангидрит.
Железистые породы
Железистые породы имеют исключительное практическое значе ние (большинство разрабатываемых железных руд относится к оса дочным по происхождению) и поэтому представляют собой большой интерес. По химическому составу среди этих пород выделяются четыре группы: 1) окислы и гидраты окиси железа, 2) карбонаты железа, 3) сульфиды железа и 4) железистые силикаты.
Фосфатные породы
Осадочные породы, богатые фосфатами кальция, называются фосфоритами. Они содержат фосфат кальция в аморфном виде с при месью глинистого или песчанистого материала. В зависимости от характера и количества примесей внешние признаки фосфоритов изменяются в широких пределах. Некоторые фосфориты имеют, например, облик песчаника и обладают неровным, грубо шерохо ватым изломом, другие же имеют афанитовую структуру с гладким, ровным изломом. Твердость фосфоритов обычно значительна (около 5).
Углеродистые породы (горючие ископаемые)
В эту группу входят породы органические по составу, органо генные и химические по происхождению. Среди них важнейшими являются торф, ископаемые угли, горючие сланцы, нефть и битуми нозные породы. Все эти образования представляют собой полез ные ископаемые первостепенной важности.
ОБЩИЕ ЗАМЕЧАНИЯ ПО ОПРЕДЕЛЕНИЮ ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД
Трудно предложить какой-либо стандартный метод для опреде ления осадочных пород. Правильное определение их возможно только при полном учете всего комплекса внешних свойств. Подробно должна быть описана текстура: характер слоистости (в случае отсутствия последней это должно быть специально указано), нали чие или отсутствие кавернозности и т.д. Также необходимо устана вливать и указывать возможно точнее структуру породы со всеми ее особенностями, состав, окраску, твердость, излом, удельный вес и другие признаки.
Не менее подробно, чем породу, следует описывать и все инород ные включения в нее: органические остатки, конкреции, прожилки, различные выделения, выцветы, примазки и т. д. Полное описание дает возможность установить тип породы и способ ее образования, а тем самым и определить ее. Грубой ошибкой при характеристике породы является не неточно подобранное название, а неполно и неправильно сделанное описание, так как первое по второму всегда легко исправить, а обратное сделать невозможно.
Форма контроля: проверка рабочих тетрадей, индивидуальный устный опрос.
Лабораторная работа № 11 (2 часа)
Тема: Метаморфические горные породы.
Цель работы: Изучив виды метаморфизма, научиться правильно диагностировать метаморфические горные породы.
Необходимые материалы и приборы: учебная коллекция метаморфических горных пород, шкала Мооса, лупа, бинокуляр, кислота HCl, атлас текстур и структур, таблицы для определения горных пород.
Ход работы:
Теоретическое обоснование работы:
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
Метаморфические горные породы возникают в результате пре образования ранее существовавших осадочных и магматических по род, происходящего в земной коре под воздействием эндогенных процессов. Эти преобразования протекают в твердом состоянии и выражаются в изменении минерального, а иногда и химического состава, структуры и текстуры пород. Реже минеральный состав сохраняется. Метаморфизм происходит под воздействием высокой температуры и давления, а также вследствие привноса и выноса вещества высокотемпературными растворами и газами. Большую роль играет также состав исходных пород.
По преобладанию тех или иных факторов в ходе преобразования выделяется несколько различных типов метаморфизма.
4. Пневматолитовый и гидротермальный
метаморфизм развивается при интенсивном привносе в по роду новых веществ горячими водными растворами и газовыми эманациями, поднимающимися из остывающего магматического очага.
При этом происходит изменение не только минерального, но и хими ческого состава пород.
При очень интенсивном привносе новых веществ и развитии за мещения первичных минералов химически активными веществами возникает особый вид метаморфизма — метасоматоз.
ВАЖНЕЙШИЕ ОСОБЕННОСТИ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД
Главнейшие отличия метаморфических пород от магматических и осадочных заключаются в их минеральном составе, а также в их структурных и текстурных признаках.
Минералы метаморфических пород. Метаморфические породы состоят лишь из минералов устойчивых в условиях высоких температур и давлений. К ним относится большинство минералов магмати ческих пород: кварц, альбит и другие плагиоклазы, калиевый полевой шпат (микроклин), мусковит, биотит, роговая обманка пироксен (авгит), магнетит, гематит, а также один из минералов осадочных пород — кальцит. Кроме того, в метаморфических породах распространены минералы, характерные только для них, — серицит хлорит, тальк, серпентин, гранат, графит и др.
Структуры и текстуры метаморфических пород. Метаморфические породы обладают кристаллической структурой, причем особенно характерна листоватая, чешуйчатая, игольчатая и таблитчатая форма зерен. Реже они зернисто-кристаллические. Остаточные структуры первичных пород называются реликтовыми. По величине зерен различают крупнокристаллическую структуру (диаметр частиц более 1 мм), среднекристаллическую (0,25 – 1 мм) и мелкокристаллическую (менее 0,25 мм).
Текстурные особенности отно сятся к важнейшим отличительным признакам метаморфических по род. По взаимному расположению и типам зерен выделяются следу ющие текстуры: 1)сланцеватая – с параллельным расположением чешуйчатых или таблитчатых минералов; 2) гнейсовая – с параллельным расположением таблитчатых минералов, при малом содержании чешуйчатых частиц; 3) полосчатая – с чередованием полос разной толщины различного минерального состава; 4) волокнистая – в породах, сложенных волокнистыми и игольчатыми минералами, вытянутыми примерно в одном направлении; 5) очковая – с рассеянными в породе более крупными овальными зернами или агрегатами, обычно выделяющимися по цвету; 6) плойчатая – в случае присутствия в породе очень мелких складок; 7) беспорядочная – с неориентированным расположением зерен, обычно округло-неправильной формы; 8)массивная – с прочным сложением породы при плотном, связном соединении минеральных зерен. Текстура породы может быть при этом также полосчатая, беспорядочная или гнейсовая.
ПОРОДЫ РЕГИОНАЛЬНОГО МЕТАМОРФИЗМА
В зависимости от состава и структуры исходных пород при регио нальном метаморфизме возникают определенные виды метаморфи ческих пород, которые по мере возрастания температуры и давления претерпевают закономерные изменения состава, структуры и тек стуры. При этом образуются характерные ряды пород, представля ющих последовательные этапы преобразования исходной породы. Особенно значительные изменения испытывают глинистые поро ды. Еще в процессе диагенеза глины уплотняются, обезвоживаются и превращаются в аргиллиты, отличающиеся от глин полной неразмокаемостью.
В начальной стадии метаморфизма в условиях низких темпера тур под воздействием тектонического давления аргиллиты претер певают рассланцевание (динамометаморфизм) и превращаются в аргиллитовые сланцы. Изменения выражаются в появлении тонкосланцеватой текстуры. В глинистом материале появляются скопления мельчайших зерен кварца, микроскопические чешуйки слюды (сери цита) и хлорита, кристаллы пирита, углистые частицы.
Дальнейшее усиление метаморфизма, связанное с повышением температуры, приводит к полной перекристаллизации глинистого вещества с образованием филлитов. Это микрозернистые полно кристаллические породы с тонкосланцеватой, иногда плойчатой текстурой. Внешне они сходны с аргиллитовыми сланцами, отличаясь от них шелковистым блеском. Филлиты состоят из тонкочешуйча той массы серицита, хлорита и кварца.
При повышении температуры и дальнейшем изменении давления филлиты переходят в кристаллические сланцы. В зависи мости от состава исходных глин и температурного режима это могут быть слюдяные, хлоритовые или хлорито-слюдяные сланцы. Они отличаются сильным шелковистым блеском и более крупной величи ной чешуек. Структура чаще среднекристаллическая до крупной.
На самой высшей стадии метаморфизма глинистых пород они преобразуются в гнейсы. Эти образования обладают мас сивной гнейсовой (полосчатой), реже сланцеватой или очковой текстурой. Структура их зернисто-кристаллическая, средне- или крупнозернистая. Вместо хлорита и слюды, которая сохраняется в небольшом количестве, в гнейсах преобладают полевые шпаты — микроклин и плагиоклаз; имеется много кварца. Присутствуют био тит и мусковит, иногда амфиболы, пироксены, гранаты. Состав гнейсов близок к минеральному составу гранитов, отличаясь от последнего ориентированной гнейсовой текстурой.
Существенно иные породы образуются при метаморфизме песча ников. Кварцевые песчаники с кремнистым цементом при метамор физме превращаются в кварциты. Они состоят целиком из кварца, образующего неправильные зерна, которые иногда почти неразличимы.
Известняки при перекристаллизации переходят в мраморы. Последние состоят из кальцита, имеют зернисто-кристаллическую структуру и обычно массивную, нередко расплывчатую полосчатую текстуру. Реже наблюдается сланцеватость. Характерна белая или светло-серая окраска. В результате метаморфизма кислых и средних магматических пород (гранитов, диоритов и др.) образуются гнейсы и слюдяные сланцы. В отличие от аналогичных пород, образующихся при мета морфизме осадочных образований (глин и песчаников) и называе мых парагнейсами (или парасланцами), породы, возникающие за счет магматических, носят название ортогнейсов (или ортосланцев).
Габбро и базальты преобразуются на низшей стадии метамор физма в зеленые сланцы, состоящие из хлорита, эпидота, актинолита и альбита. Далее они переходят в амфиболиты — массивные креп кие породы сланцеватой или волокнистой текстуры, темно-зеленого до черного цвета. Они состоят из роговой обманки и плагиоклаза. На высшей ступени метаморфизма амфиболиты переходят в грана товые амфиболиты и эклогиты, состоящие из граната и пироксена. Образование эклогитов происходит при очень высоких давлениях, поэтому они характерны для глубоких зон метаморфизма.
Ультраосновные породы (дуниты, перидотиты) преобразуются в змеевики (серпентиниты) и тальковые сланцы. Змеевики состоят из серпентина с примесью магнетита и хлорита, образующих микро чешуйчатую темно-зеленую массу с пестрыми пятнами.
ПОРОДЫ ДИНАМОМЕТАМОРФИЗМА
Под действием тектонического давления возникают тектонические брекчии и милониты.
Тектонические брекчии состоят из угловатых обломков раз дробленных первичных пород самой разнообразной величины, сце ментированных мелкораздробленным материалом тех же пород. Характерно отсутствие слоистости и однообразие состава обломков.
Милониты представляют собой породы, состоящие из мелкоперетертого материала первичных пород. Текстура их сланцеватая, тонкополосчатая, нередко очковая.
При ударе метеоритов о Землю возникают своеобразные ударно-метаморфические породы – импактиты. Они приурочены в основном к метеоритным кратерам, зонам разброса осколков и коренного (Земного) материала. Представлены эти породы чаще всего – зювитами, тагамитами, импактными брекчиями плавления и иногда тектитами (метеоритное стекло). Тектиты могут находиться от места падения метеорита на расстояниях 300-600 км, реже – 1200 км в результате большой скорости движения метеоритов в атмосфере (17-70 км/сек), значительной его массы и, соответственно, огромной высвобождающейся силы взрыва при столкновении с земной поверхностью.
ПОРОДЫ КОНТАКТОВОГО МЕТАМОРФИЗМА
Контактовый метаморфизм выражается преимущественно в ин тенсивной перекристаллизации пород, протекающей под действием высокой температуры, без заметного участия давления. Поэтому для возникающих на контакте при этом пород, носящих название роговиков, характерно отсутствие сланцеватых и вообще ориенти рованных структур.
ПОРОДЫ ПНЕВМАТОЛИЗА И ГИДРОТЕРМАЛЬНОГО МЕТАМОРФИЗМА
Продуктом этого типа метаморфизма являются скарны и грейзены. Скарны возникают на контакте карбонатных и интрузивных пород в результате контактово-метасоматических процессов, про текающих при воздействии послемагматических растворов. Скарны имеют важное практическое значение, так как к ним приурочены многие полезные ископаемые (медь, железо, полиметаллы, молиб ден, вольфрам, олово). Главные породообразующие минералы скар нов — пироксен, плагиоклаз и гранат, а при более низких темпе ратурах — эпидот, актинолит, карбонат и рудные минералы. Грейзены возникают за счет гранитов или песчано-глинистых пород. Они состоят из кварца и светлой слюды и имеют крупнокристал лическую структуру.
Форма контроля знаний: проверка рабочих тетрадей, индивидуальный устный опрос.
Лабораторная работа № 12 (2 часа)
Тема: Геологическая карты, геохронологическая шкала, разрез.
Цель работы: Изучить условные обозначения, номенклатуру, легенду на геологических картах. Применяя их и геохронологическую шкалу (индексы), научиться читать геологическую карту и выделять генетические типы отложений горных пород.
Необходимые материалы и приборы: геохронологическая шкала, геологические карты (петрографическая, литологическая, геоморфологическая, гидрологическая), разрезы, колонки, каротажные диаграммы, схемы, горный компас, масштабная линейка, транспортир, треугольник, калька, миллиметровая бумага, рабочая тетрадь, цветные карандаши, ручка.
Ход работы:
Теоретическое обоснование работы:
Геологическая карта отражает строение земной поверхности и примыкающей к ней верхней части земной коры. Она позволяет по нять не только геологическое устройство поверхности Земли, но и составить представление об истории геологического развития и основных закономерностях распространения в земной коре полез ных ископаемых.
Геологическая карта строится на топографической основе, с ко торой удаляются условные знаки, не имеющие значения для пони мания строения рельефа. Геологическая карта представляет собой изображение с помощью условных знаков состава, возраста и условий залегания обнаженных на земной поверхности горных пород.
Четвертичные континентальные образования изображаются на особых картах, которые относятся к специальным геологическим и называются картами четвертичных отложений. Ко ренные породы на таких картах обычно не подразделены.
Масштабы геологических карт весьма различны. Различают обзорные геологические карты, имеющие масштабы от 1:1000000 и мельче (например геологическая карта России масштаба 1:2500 000 и 1:5000 000 и др.). Следующая группа карт охватывает регио нальные геологические карты, изображающие строение какой-либо определенной геологической области, т. е. области со сходными чертами геологического строения и развития (например, геологи ческая карта Урала, Кавказа и др.). Масштабы этих карт меняются от 1:1500 000 до 1:200000. Третью группу образуют детальные геологические карты, имеющие масштабы от 1:200000 до 1: 50000. К последней группе относят крупномасштабные геологические карты, которые составляют для районов распространения тех или иных полезных ископаемых (например, угля, нефти, железа и др.), а также для небольших районов, охватывающих какое-либо одно месторождение или его часть. Масштабы этих карт от 1:25000 вплоть до самых крупных.
ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКАЯ ШКАЛА
В основе составления геологических карт лежит сравнительно-ис торический принцип. В соответствии с ним все горные породы рас сматриваются в сравнении с учетом условий и времени их происхо ждения, последующего преобразования и взаимных связей.
При геологическом картировании, т. е. при составлении геоло гических карт, необходимо прежде всего знать возрастную (геохронологическую) последовательность пород, участвующих в строении изучаемого района. В связи с этим важнейшей задачей является определение относительного возраста отло жений, т. е. установление того, какие породы образовались раньше и какие позднее.
Среди существующих методов определения относительного воз раста наиболее распространенными являются стратиграфический, петрографический и палеонтологический.
Стратиграфический метод заключается в изучении взаимоотно шений слоев друг с другом, прослеживании горизонтов и комплек сов слоев на площади и установлении последовательности образова ния слоев во времени. Обычно в природе слой или пласт, находящийся внизу, является более древним, чем вышележащий. Однако это бы вает не всегда. Первичное залегание слоев может быть нарушено последующими тектоническими движениями. Слои часто не просле живаются на большие расстояния, а выступают на поверхность только в отдельных обнажениях, и, следовательно, приходится их сопоста влять по внешним признакам, что иногда удается сделать условно, либо вообще невозможно. Поэтому стратиграфический метод не всегда дает положительные результаты.
Относительный возраст слоев иногда определяют также путем изучения состава горных пород и сопоставления с аналогичными определенными породами других участков (петрографический метод). Однако нередко один и тот же слой слагается различными породами. В таких случаях метод параллелизации слоев по их составу приме ним для коротких расстояний и неприемлем для районов, удаленных друг от друга.
При решении задач по расчленению и сопоставлению отложений применяются определения абсолютного возраста пород. Из существующих методов определения абсолют ного возраста по мощности накопившихся осадков, количеству рас творенных солей, изучению ледниковых отложений четвертичного периода, радиоактивности минералов и др. методы изучения природ ной радиоактивности минералов являются наиболее эффективными. Из них в последнее время широкое применение получили свинцовый, калиевый, аргоновый, стронциевый и углеродный методы, позволя ющие определять абсолютный возраст как магматических, так и осадочных горных пород.
К настоящему времени создана единая стратиграфическая (гео хронологическая) шкала, отражающая историю развития земной коры.
В геохронологической шкале приняты следующие временные и соответствующие им стратиграфические подразделения.
|
Подразделения по времени (геохронологические) Эра……………………………………… Период………………………………….. Эпоха…………………………………….. Век……………………………………….. |
Подразделения по возрасту отложений (стратиграфические) Группа (систем)……………………… Система………………………………. Отдел………………………………… Ярус………………………………….. |
Наиболее крупной возрастной (по времени) единицей геохроноло гической шкалы является эра. В настоящее время принято геологи ческую историю земной коры делить на пять эр: архейскую, проте розойскую, палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую. Породы, образовавшиеся в течение эры, составляют группу. Эра делится на периоды. Толщи пород, образовавшиеся в течение одного периода, составляют систему, эпохе соответствует отдел, а веку — ярус.
Временные подразделения, соответствующие нижнему, среднему и верхнему отделам какой-либо системы, следует именовать как ранняя, средняя, поздняя эпохи (например, раннеюрская эпоха или ранняя юра и т.д.). Деление на нижнее, среднее и верхнее – чисто стратиграфическое, относящееся к последовательности наслоения, образования пород и употребляется на колонках, разрезах и картах.
УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ НА ГЕОЛОГИЧЕСКИХ КАРТАХ
Для указания состава, времени формирования и условий залега ния горных пород на геологических картах применяются особые условные знаки, которые могут быть цветовыми, буквенными, циф ровыми пли иметь вид различных штрихов.
Условные знаки разрабатывались на протяжении длительного времени и отражают проделанную работу как отечественных, так и зарубежных геологов. Основные из этих знаков приняты в боль шинстве стран мира.
Цветовые обозначения применяются для обозначе ния возраста осадочных и вулканических пород, а также состава интрузивных и четвертичных вулканических пород.
Каждая система обозначается определенным цветом и буквен ным индексом. Более дробные подразделения (отдел, ярус) закрашивают цветом соответствующей системы. При этом более древние подразделения имеют темный тон соответствующего цвета, а более молодые — светлый тон того же цвета. Например, отложения нижнего отдела меловой системы закрашиваются зеленым цветом, а верхнего отдела меловой системы — более светлым тоном того же зеленого цвета. Интенсивность раскраски древних подразделений подбирают так, чтобы на карте легко читалась и просвечивалась топографическая основа.
Буквенными и цифровыми обозначениями (индексам и) указывается возраст, а для интрузивных и моло дых вулканических пород и состав.
В составлении индекса существуют определенные правила. Вна чале ставится латинизированное название системы в виде одной заглавной или заглавной и строчной букв (первых букв слова): например, кембрийская система — Cm, каменноугольная система — С.. Отдел обозначается арабской цифрой, помещенной справа внизу у индекса системы: например, нижний отдел пермской системы — Р₁.. Далее следует индекс яруса, обозначенный арабской цифрой или составленный из одной или двух начальных строчных букв латини зированного названия яруса; части яруса (подъярус) указываются арабскими цифрами.
Для обозначения генезиса осадочных горных пород применяются строчные латинские буквы: т — морские, с — континентальные, gl — ледниковые, fgl — флювиогляциальные, al — аллювиальные и т. д. Ставятся эти буквы перед обозначением системы: например, alQIV — аллювиальные современные отложения.
Для указания возраста магматических пород рядом с индексом породы ставится индекс, указывающий возраст, например: γС₃ — верхнекаменноугольные граниты.
Рис. 11. Штриховые условные знаки
1–пески, 2–песчаники, 3–галечники, 4–конгломераты, 5–брекчии, 6–известняки, 7–мергели, 8–глины, 9–глинистые сланцы, 10–лавы кислого состава, 11–туфы кислого состава, 12–лавы среднего состава, 13–туфы среднего состава, 14– лавы основного состава, 15–туфы основного состава.
Таким же образом индексируются и кайнозойские вулканические породы, например: βN2 — базальты верхненеогенового возраста.
Штриховые обозначения применяются обычно на геологических картах, выполненных каким-либо одним цветом, на пример черным. Наиболее употребительные штриховые знаки при ведены на рис. 11.
МОЩНОСТЬ СЛОЯ
Слоем называется более или менее однородный, первично обо собленный осадок (или горная порода), ограниченный поверхностями наслоения. Помимо термина «слон», в практике часто употребляется термин «пласт», обозначающий в сущности то же, что и слой. Однако термин пласт применяется чаще по отношению к полезным ископа емым, например: углю, известняку, гематиту и т. д. Однородность слоев может быть выражена в составе, окраске, текстурных призна ках, присутствии одинаковых включений или окаменелостей.
Когда говорят о слоистых толщах, подразумевают чередование слоев. Переход от одного слоя к другому может быть резким или постепенным. В последнем случае переход слоя к прилегающему происходит при постепенном изменении состава осадка или породы.
Поверхности, разграничивающие слои иди пласты, обычно бывают неровными. Они носят название поверхностей наслоения. Верхняя из них называется кровлей слоя, а нижняя – подошвой.
НЕСОГЛАСИЯ
Возможны два случая соотношения слоистых толщ. В первом из них каждая вышележащая толща или комплекс слоев, составляющий единый стратиграфический горизонт, без каких-либо следов пере рыва в накоплении осадков налегает на подстилающие породы. Такие взаимоотношения, отражающие непрерывность процесса накопления осадков, характеризуют согласное залегание. Во втором случае между вышележащей и подстилающей ее толщами стратигра фическая последовательность прерывается. Такие взаимоотношения являются результатом перерыва в осадкообразовании и называ ются стратиграфическими несогласиями. Пере рыв в осадконакоплении может быть различным: и очень длительным, и очень небольшим. Выпадение тех или иных пород из разреза обычно связывается с прекращением осадкообразования, вызываемого поло жительными вертикальными движениями земной коры. Под их воз действием происходит смена режима, благоприятного для накопле ния осадков, условиями, при которых наступает разрушение и раз мыв ранее образовавшихся пород или просто не образуются осадки.
Стратиграфические несогласия по ряду признаков могут быть разделены на несколько различных видов. Особенно важны угло вые несогласия, выражающиеся в том, что поверхность несогласия, разделяющая несогласно залегающие толщи, срезает под углом различные горизонты относительно более древней толщи и располагается более или менее параллельно границам между слоями верхней молодой толщи. Этот признак является одним из наиболее важных для установления углового несогласия при из учении соотношений как в вертикальных разрезах, так и выходов слоев на поверхности земли, а также при чтении геологических карт.
Рис. 12. Изменение величины углового несогласия в различ ных частях складки
а₁ , а2, а₃, а4 — углы несогласия; а б — поверхность несогласия.
СТРАТИГРАФИЧЕСКИЕ КОЛОНКИ И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ РАЗРЕЗЫ
Детальные и крупномасштабные геологические карты обычно сопровождаются стратиграфической колонкой и разрезами. На стратиграфической колонке условной штриховкой показываются оса дочные, вулканические и метаморфические породы, развитые на тер ритории, изображенной на карте. Интрузивные породы на колонке не изображаются. Породы на колонке расчленяются в соответствии с выделяемыми на карте стратиграфическими подразделениями. Слева от колонки указываются: возраст пород (система, отдел, ярус, свита и т. п.) и индекс; справа — мощность, состав пород и встреченные в слоях окаменелости. Масштабы для построения колонок в зависи мости от мощности пород могут быть различными. Общая их высота не должна превышать 40—50 см, обычная ширина колонок 2—4 см. При колебаниях мощности в колонке приводится среднее ее значе ние, и цифрами указываются крайние пределы.
Согласные границы на колонке изображаются прямыми линиями, несогласные — волнистыми.
Геологические разрезы представляют собой изображение зале гания пород на мысленно проведенной плоскости вертикального сечения коры, от ее поверхности на ту или иную глубину. Они могут составляться по геологической карте, данным буровых скважин, геофизическим или каким-либо иным материалам.
На геологической карте разрезы составляются по прямым ли ниям в направлениях, которые дают наиболее полное представление о залегании пород, слагающих изображенную на карте территорию. При необходимости разрезы могут составляться и по ломаной линии. При наличии опорных скважин разрезы следует проводить через них. Вертикальный и горизонтальный масштабы разрезов в боль шинстве случаев должны соответствовать масштабу карты. На кон цах разреза ставятся буквы или знаки (например римские цифры). Такие же буквы или знаки указываются у концов линии разреза на карте.
Если разрез строится по ломаной линии, на ее изгибах также ука зываются буквы или знаки. Для каждого листа геологической карты обычно составляется 1—3 разреза. Все геологические границы на разрезах (согласные, несогласные и др.) указываются одним знаком в виде сплошных линий. Глубина разреза обусловливается теми данными, которыми располагает геолог.
Геологические разрезы помещаются внизу, у южной рамки кар ты. Начальные буквы на концах линий разреза ставятся в западной половине карты, а на разрезах меридионального направления — у южного конца линии. У разрезов указываются горизонтальный и вертикальный масштабы, а на линиях, ограничивающих разрезы с боков, приводится вертикальный графический масштаб. Все стра тиграфические комплексы и интрузивные породы на разрезах должны иметь индексы, соответствующие индексам на карте и в стратигра фической колонке.
Форма контроля знаний: проверка рабочих тетрадей, индивидуальный устный опрос.
Лабораторная работа № 13 (2 часа)
Тема: Определение возраста складок и разрывных нарушений по геологической карте.
Цель работы: Научиться определять возраст различных нарушений земной коры по геологической карте.
Необходимые материалы и приборы: геохронологическая шкала, геологические карты (петрографическая, литологическая, геоморфологическая, гидрологическая), разрезы, колонки, схемы, горный компас, масштабная линейка, транспортир, треугольник, калька, миллиметровая бумага, рабочая тетрадь, цветные карандаши, ручка.
Ход работы:
а) буквенные;
б) цифровые;
в) цветовые;
г) штриховые.
Теоретическое обоснование работ:
Образование складчатых форм в земной коре - процесс медлен ный, но в геологическом отношении он бывает приурочен к отдель ным периодам, эпохам и даже векам. После или одновременно с фор мированием складчатости в подвижных зонах Земли происходит обычно интенсивная денудация воздвигнутых горных сооружений, а затем может произойти погружение земной коры в области ранее сформированной складчатости, в результате которого эта область может оказаться под водой (трансгрессия моря), в этом случае на поверхности денудированных пород могут отложиться более моло дые образования. Эти молодые образования будут располагаться на поверхности срезанных складок и, если до отложения молодых пород складки были после своего образования еще нарушены дизъюнктивами, то молодые отложения будут перекрывать и разломы. Следовательно, по относительному положению складок, разрывных нарушений и перекрывающих их молодых слоев можно установить относительное время формирования складок и разрывных нарушений.
Форма контроля знаний: проверка рабочих тетрадей, индивидуальный устный опрос.
Лабораторная работа № 14 (2 часа)
Тема: Горный компас.
Цель работы: Научиться правильно применять горный компас для измерения элементов залегания слоев.
Необходимые материалы и приборы: горный компас, обычный компас, геологическая карта и разрез масштаба 1:10 000 и 1:5 000, линейка, транспортир, ручка, карандаш.
Ход работы:
Теоретическое обоснование работы:
При геологической съемке элементы залегания слоя замеряются горным компасом.
При производстве замера азимута компас направляют северной стороной на визируемый предмет, совмещая длинную сторону пластинки компаса (его линию СЮ) с направлением измеряемой линии и непосредственно берут на лимбе отсчет по северному концу магнитной стрелки компаса.
ЗАМЕРЫ ЭЛЕМЕНТОВ ЗАЛЕГАНИЯ СЛОЯ
Для замера элементов залегания слоя горным компасом необходимо прежде всего выбрать наиболее ровную площадку, совпадающую со слоистостью. Определить элементы залегания можно двумя способами.
Первый способ применяют обычно при замерах элементов залегания крутопадающего слоя. Вначале определяют положение линии падения и значение угла падения. Для этого на выбранной расчищенной плоскости слоя устанавливают горный компас вертикально, длинной стороной его на ребро, отвесом вниз. Вертикальное положение определяется по свободному качанию отвеса. Магнитная стрелка должна быть при этом закреплена. Удерживая компас в таком положении, вращают его по поверхности слоя. Наблюдая при вращении за показанием отвеса, замечают на полулимбе по клинометру наибольший отсчет. Это и будет истинный угол падения слоя.
В направлении длинной стороны компаса прочерчивают или мысленно проводят на плоскости слоя прямую, которая покажет направление линии падения.
Для определения азимута падения компас поворачивают, не отрывая от линии, до совмещения основания его с плоскостью слоя. Короткая сторона компаса в этот момент покажет направление линии простирания.
Вращая компас вокруг этой линии, приводят его в горизонтальное положение. Необходимо при замере азимута падения держать компас так, чтобы север лимба (северная сторона компаса) был направлен в сторону падения слоя. Затем отпускают магнитную стрелку и по северному концу ее на лимбе компаса считывают значение азимута падения.
Поскольку азимут простирания будет отличаться от азимута падения на 90º, то его можно не измерять компасом, а вычислить, прибавив к величине азимута падения или отняв от нее 90º.
Второй способ замера элементов залегания дает хорошие резуль таты при пологом залегании слоя. В этом случае сначала определяют не линию падения, а линию простирания слоя.
Горный компас в вертикальном положении длинной стороной ставят на поверхность слоя и, поворачивая вокруг точки, находят такое его положение, при котором отвес показывает нуль на полу лимбе. Необходимо следить за тем, чтобы компас оста вался в строго вертикальном положении и чтобы длинная сторон» его совпадала с плоскостью слоя. В этом случае длинная сторона компаса совпадает с линией простирания замеряемой плоскости слоя. В направлении простирания прочерчивают линию вдоль длинной стороны компаса.
Для нахождения линии падения кладут компас основанием на поверхность слоя, совмещая короткую сторону его с линией прости рания; с длинной стороной компаса в этот момент совпадает линия падения.
Для определения угла падения горный компас снова приводят в вертикальное положение и прикладывают длинной стороной к най денной линии падения. Значение угла падения берется по отвесу компаса.
Замеры и запись элементов залегания опрокинутых слоев про изводятся так же, как и нормально залегающих, только к записи добавляют, что залегание опрокинутое.
Точное определение элементов залегания достигается многократ ными измерениями.
Для определения элементов залегания вертикально падающих слоев, даек, жил, плоскостей разрыва, трещин кливажа необходимо замерять азимут простирания.
С этой целью компас в горизонтальном положении прикладывают длинной стороной к плоскости слоя, жилы и т. п. При этом концы стрелки покажут отсчет азимутов простирания слоя.
Замеренные горным компасом азимуты являются магнитными и часто значительно отличаются от истинных в силу несовпадения магнитного и географического меридианов. Для получения истинного азимута вводится поправка на магнитное склонение, т.е. на угол между направлением магнитного меридиана и географического. Для каждой части земного шара величина магнитного склонения периодически вычисляется, публикуется в специальных таблицах и указывается на детальных картах. Склонение магнитной стрелки бывает восточным и западным, а величина его колеблется от незначительных долей градуса до 10-13º и более.
Для нанесения элементов залегания слоя на геологическую карту при помощи горного компаса необходимо прежде всего сориентировать карту по странам света, т.е. совместить северный край карты с северным концом магнитной стрелки и севером лимба компаса, затем, оставляя карту неподвижной, вращают компас длинной стороной около точки выхода слоя так, чтобы северный конец стрелки показывал замеренный азимут падения.
При нанесении элементов залегания на карту при помощи компаса, а не транспортира, следует иметь в виду, что лимб компаса должен быть повернут на соответствующую величину склонения в градусах, иначе на карту будут наноситься данные не истинные, а без поправок на магнитное склонение.
Форма контроля знаний: индивидуальная проверка навыков работы с компасом.
Лабораторная работа № 15 (2 часа)
Тема: Типы тектонических нарушений.
Цель работы: Изучить виды тектонических нарушений (моноклинальное, несогласное залегание).
Необходимые материалы и приборы: геологические карты, схемы, практическое и методическое руководство по общей геологии, горный компас, линейка, рабочая тетрадь, карандаш, ручка.
Ход работы:
Теоретическое обоснование работы:
НАКЛОННОЕ ЗАЛЕГАНИЕ
Простейшим видом тектонических нарушений является наклонное залегание слоев, частным случаем которого может быть моноклиналь ное залегание.
Моноклинально залегающими называются слои, которые в пре делах некоторого участка наклонены строго в одну сторону и имеют постоянный угол наклона.
Элементы залегания слоя
Для точной характеристики геологической структуры необхо димо иметь представление об ориентировке слоя, т.е. положении его в пространстве относительно стран света и горизонтальной по верхности Земли. С этой целью введено понятие об элементах зале гания слоя (или любой другой наклонной плоскости — сброса, надвига, стенки трещин, жил, поверхности интрузивного тела и т. д.), которыми являются простирание, падение и угол падения.
Простирание, или протяженность, слоя определяется ориенти ровкой линии простирания его, т. е. азимутом простирания слоя.
Линия простирания слоя — это любая горизонталь ная линия, лежащая в плоскости наслоения, т. е. линия пересече ния подошвы или кровли слоя с горизонтальной плоскостью.
Азимут линии простирания (или просто азимут простирания) — это горизонтальный угол, отсчитываемый от северного направления географического меридиана по ходу часовой стрелки до линии простирания. Азимут простирания может меняться от 0 до 360º.
Падение слоя определяется двумя показателями: направлением падения и углом падения.
Направление падения слоя определяется ориентировкой по отношению к странам света, т.е. азимутом линии падения.
Линия падения – это линия, перпендикулярная к линии простирания, лежащая на плоскости наслоения и направленная в сторону его наклона. Линия падения указывает направление максимального наклона подошвы или кровли слоя, т.е. направление падения.
Азимут линии падения – это правый горизонтальный угол, отсчитываемый от северного направления географического меридиана до проекции линии падения на горизонтальную плоскость. Азимут падения может меняться в зависимости от положения слоя в пределах от 0 до 360º и иметь в отличие от простирания только одно значение.
Так как линии простирания и падения взаимно перпендикулярны, то азимуты их отличаются на 90°. Следовательно, определив азимут падения, можно вычислить азимут простирания, вычитая или при бавляя 90° к значению азимута падения.
Для полной характеристики залегания слоя необходимо опреде лять также угол наклона слоя по отношению к горизонтальной по верхности, т. е. угол падения.
Угол падения слоя есть двугранный угол между плоскостью (по верхностью) наслоения и горизонтальной плоскостью, или верти кальный линейный угол менаду линией падения и ее проекцией на горизонтальную плоскость. Угол падения может изменяться в пределах от 0° до 90°. Угол падения при опроки нутом залегании слоев все равно не будет превышать 90°.
Форма контроля знаний: проверка рабочих тетрадей.
Лабораторная работа № 16 (2 часа)
Тема: Складчатые формы (продолжение).
Цель работы: Научиться выделять элементы складок, их типы и особенности при нанесении на геологическую карту.
Необходимые материалы и приборы: геологические карты, схемы, практическое и методическое руководство по общей геологии, горный компас, линейка, рабочая тетрадь, карандаш, ручка.
Ход работы:
Теоретическое обоснование работы:
СКЛАДКИ
Складками называются изгибы слоев горных пород. Складка представляет, таким образом, изгиб слоя, который может иметь любое положение в пространстве.
Изгиб слоя может быть направлен вниз, вверх и в любую сторону. Складки образуются от весьма различных причин и имеют разнообразные формы и размеры. Складчатые формы возникают не только в слоистых породах: в складки могут быть смяты плоские и линзообразные тела и массивы как осадочных, так и изверженных горных пород. В большинстве случаев складчатые формы — это признак изменения первоначального горизонтального или полого-наклонного залегания горных пород.
Элементы складок
В каждой складчатой форме выделяются следующие ее части или элементы (рис. 12).
Крылья — боковые части складки, представляющие две более или менее ровные, часто плоские противоположные части изогнутого слоя или тела горных пород.
Рис. 12 Схематическое изображение двух смежных складок с ука занием их элементов
Замок — место перегиба или перехода одного крыла складки в другое, является местом смыкания крыльев складки.
Ядро — внутренняя часть складки, заключенная между ее крыльями и замком.
Угол складки или угол при вершине складки представляет собой двугранный угол, составленный продолженными до пересе чения поверхностями ее крыльев.
Вершина складки в таком случае будет представлять точку максимума перегиба на поперечном сечении замка складки.
Осевая плоскость (поверхность) — плоскость, или поверхность, делящая складку вдоль на две части так, что угол при вершине складки делится ею пополам.
Шарнир складки — след от пересечения поверхности любого слоя складки осевой плоскостью (поверхностью). Шарнир складки представляет линию, проходящую через точки максимума перегиба поверхности наслоения одного слоя. В каждой складке можно показать столько шарниров, сколько наблюдается в ней слоев. Шарниры складок могут воздыматься, погружаться, изгибаться и разветвляться.
Ось, или осевая линия складки — линия пере сечения осевой поверхности складки с горизонтальной поверхностью. Ось складки в отличие от шарнира может располагаться как в одном слое, так и соединять точки максимумов перегиба тех слоев, которые пересекаются горизонтальной поверхностью (поверхностью рельефа местности).
Угол падения крыла складки с горизонтальной плоскостью из меряется линейным углом, составленным линией падения поверх ности крыла с ее проекцией на горизонтальную плоскость. Угол может изменяться в пределах от 0 до 90°. В опрокинутых крыльях складок этот угол все равно не будет превышать 90°.
Типы складок
Всё складчатые формы делятся по расположению в них слоев горных пород на две группы: группу антиклинальных и группу синклинальных складок.
Антиклинальная складка характеризуется тем, что, какую бы она ни имела форму, всегда ядро ее будет слагаться относительно более древними слоями, чем крылья.
Синклинальная складка имеет в своем ядре относительно более молодые породы, чем на крыльях.
Складки в земной коре редко сохраняются в полной своей форме. Обычно они в поверхностной части Земли срезаны (эродированы).Антиклинальные формы срезаны в своей сводовой замко вой части, сложенной относительно более молодыми породами, а в ядре обнажают более древние, а синклинальные складки бывают эродированы в своих боковых частях и ядра в них, сложенные более молодыми породами, сохраняются лучше, чем породы на крыльях. Поэтому при реставрации полных форм складок необходимо учи тывать относительный возраст и падение слоев в оставшихся частях складок и восстанавливать срезанные (разрушенные) части. Восста новленные — уничтоженные эрозией части складок, изображенные на разрезе пунктирными линиями, называются «воздушными» склад ками. Особенно следует показывать «воздушные» складки у срезанных форм на геологических разрезах.
Иногда на геологической карте некоторые формы не складчатого залегания горных пород выглядят подобно складкам. Так, например, залегающие горизонтально на холме или на вытянутой гряде слои горных пород будут вырисовываться в плане в виде синклинальной складки и, наоборот, обнажающиеся в овра гах, ложбинах и долинах более древние горизонтально залегающие породы будут иметь в плане конфигурацию ядра антиклинальной складки. Аналогичное сходство со складчатыми формами могут иметь по этим же причинам и пологонаклонные слои. Поэтому, если на геологической карте не указаны элементы залегания слоев или отсутствуют горизонтали рельефа местности, то необходимо для заключения о формах залегания пород проанализировать рельеф местности по отдельным абсолютным высотным отметкам, по распо ложению оврагов, долин рек и другим географическим элементам.
Форма контроля знаний: индивидуальный опрос по разрезам и геологической карте, проверка рабочих тетрадей.
Лабораторная работа № 17 (2 часа)
Тема: Разрывные тектонические нарушения.
Цель работы: Изучить виды тектонических нарушений (разрывные нарушения).
Необходимые материалы и приборы: геологические карты, схемы, практическое и методическое руководство по общей геологии, горный компас, линейка, рабочая тетрадь, карандаш, ручка.
Ход работы:
Теоретическое обоснование работы:
РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ
Разрывы весьма многочисленны в горных породах. Среди них различают трещины, представляющие собой расколы, вдоль которых не происходит заметных перемещений, и разрывы, после образова ния которых отделившиеся блоки горных пород смещаются друг относительно друга. В разрывных нарушениях выделяют следующие главные элементы: поверхность разрыва или сместитель, сместив шиеся блоки, или крылья (бока) и величину смещения — амплитуду.
Структуры, образованные сбросами или взбросами, центральные части которых опущены и сложены на денудированной поверхности более молодыми породами, чем породы, обнажающиеся в их краевых приподнятых частях, называются грабенами. В противоположность грабенам горсты представляют собой структуры, образованные сбросами или взбросами, центральные части которых относительно приподняты и на денудированной поверхности сложены более древними породами, чем породы, обнаженные в их краевых опущенных частях (рис.13).
Рис. 13. Схемы строения грабенов и горстов в разрезах: грабены,
образованные сбросами (А) и взбросами (А₁); горсты, образованные
сбросами (Б) и взбросами (Б₁)
Следующую группу разрывов образуют сдвиги, к которым относятся все разрывы, смещения в которых происходят в гори зонтальном направлении, без поднятия или опускания пород.
В сдвигах различаются крылья, сместитель, угол падения сме стителя и амплитуда смещения. По углу падения сместителя сдвиги делятся на горизонтальные, пологие, крутые и вертикальные.
Особую группу разрывов составляют н а д в и г и. К ним относятся разрывы взбросового строения, обычно тесно связанные со складками. По углу падения сместителя надвиги делятся на три вида: крутые – с углом падения сместителя более 45º, пологие – с углом падения сместителя менее 45º и горизонтальные – с приблизительно горизонтальным расположением сместителя. Последние называют тектоническими покровами или шарьяжами.
Разрывные нарушения, осложняющие складчатые формы
Дизъюнктивные, или разрывные, формы иногда очень сильно нарушают складчатость. Складки разбиваются сбросами, взбро сами, надвигами и сдвигами. Эти нарушения комбинируются в гра бены, горсты, ступенчатые формы и чешуйчатые надвиги.
Поверхности нарушения сплошности слоев (сместители) в склад ках могут располагаться с различной ориентировкой по отношению к простиранию складок и их частей. Разрывные нарушения типа сбросов, взбросов, сдвигов и крутых надвигов могут быть про дольными, поперечными и диагональными. Поверхности разрывов при пологих и горизонтальных надвигах чаще располагаются вдоль складчатых структур.
При чтении геологической карты с дизъюнктивными нарушениями для установления типа разрывной структуры необходимо вначале определить падение слоев, установить складчатую форму, определить положение сместителя и затем уже установить, какое крыло струк туры опущено и какое относительно приподнято.
Определение относительного смещения блоков складчатой структуры по линии сброса, взброса или надвига производится довольно просто. Для этого необходимо по линии разрыва в точке определения смещения установить, какие по возрасту соприкасаются горные породы, т. е. какие породы располагаются по одну и другую стороны разрыва. Тот бок, который сложен относительно более древними породами на денудированной поверхности, будет являться приподнятым, а бок, или крыло, по другую сторону разлома — относительно опущенным.
Если сместитель падает в сторону опущенной части структуры, то это признак сброса, если же сместитель падает в сторону припод нятой части, то это может быть взброс или надвиг.
Сдвиги в складчатых формах выражаются горизонтальным сме щением блоков и на геологических картах выглядят как смещенные по линиям разрыва части без изменения ширины складок по обе стороны разрыва, но с разрывом и относительным смещением раз орванных частей осевых линий складок.
Все рисунки, схемы выполняются на миллиметровой бумаге.
Форма контроля знаний: проверка рисунков, схем, индивидуальный устный опрос.
Лабораторная работа № 18 (2 часа)
Тема: Построение геологических разрезов и создание геологических карт.
Цель работы: Научиться строить геологические разрезы и карты.
Необходимые материалы и приборы: геологические карты, опорный разрез, горный компас, фактический материал (данные о возрасте и вещественном составе горных пород изучаемой территории), миллиметровая бумага, линейка, треугольник, транспортир, цветные карандаши, ручка.
Ход работы:
Используя геологическую карту и фактический материал, построить разрез (А-Б, Б-В).
Теоретическое обоснование работы:
МЕТОДИКА ПОСТРОЕНИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ РАЗРЕЗОВ И КАРТ
Геологические разрезы должны являться неотъемлемой частью средне- и крупномасштабных геологических карт, как рисунок, отображающий характер залегания горных пород на поверхности и на глубине. Составление геологических разрезов позволяет не только иллюстрировать строение участка земной коры, но также и изучать залегание пород и выявлять дополнительные структуры, уточнять представления о формах складчатых структур, их взаимо отношениях, уяснять положение разрывных нарушений, которые на поверхности бывают незаметны.
Геологические разрезы обычно составляются по линиям через участки, наиболее важные для общей характеристики геологического строения.
Линия разреза должна наноситься на карту только после того, как последняя прочитана на том участке, для которого составляется разрез. При знакомстве с залеганием пород на изучаемом участке необходимо обратить внимание в первую очередь на определение типов тектонических нарушений: выделить участки горизонтального залегания, участки с моноклинальным залеганием пород, участки складчатого строения, участки распространения изверженных гор ных пород и разрывных нарушений.
При построении геологических разрезов через складчатые формы залегания пород следует вначале определить комплексы пород, которыми слагаются структурные формы: определить наиболее древние породы и стратиграфическую последовательность всех ос тальных пород до самых молодых отложений. Установить, какие возрастные горизонты в стратиграфическом разрезе отсутствуют, и причину их отсутствия на поверхности (размыв, перекрытие, вы клинивание, дизъюнктивные нарушения). Нередко выявить причину отсутствия того или иного слоя или горизонта в стратиграфической последовательности бывает невозможно только по анализу участка построения разреза, в таком случае необходимо прочитать геологическую карту в смежных участках и по возможности установить причину отсутствия в разрезе этих слоев или горизонтов. Если отсутствующие на поверхности слои выходят на других сосед них участках, то следует проследить их по простиранию и устано вить, где и в результате чего они исчезают на карте.
При изображении разрывов на разрезах на профиль рельефа наносят точки выхода разрывов на поверхность. Затем показывают сместитель в соответствии с его направлением падения и углом падения. Если конкретных данных об ориентировке сместителя нет, то сместители обычно показываются вертикальными. При построении геологического разреза через структуры, нарушенные разрывами, последние на разрез наносятся первыми. По существу разрез делится разрывами на отдельные отрезки или блоки, в пределах которых горные породы изображаются без связи со смежными участками. В том случае, если сместитель пересекает один и тот же слой, или стратиграфический горизонт, то его изображение на разрезе на разных крыльях разрыва позволит определить амплитуду его смещения.
Если на геологической карте участка построения геологического разреза выделяются структурные этажи, т. е. комплексы слоев, отличающихся формами залегания и падением, тогда требуется опре делить, какие породы входят в каждый структурный этаж и каковы соотношения в залегании между породами каждого комплекса. В складчатых формах необходимо определить расположение ан тиклиналей и синклиналей, пользуясь таблицей условных возраст ных обозначений горных пород. На карте следует проследить распо ложение шарниров этих складок. Шарниры и осевые линии складок на геологической карте определяются по точкам максимумов пере гибов слоев, в замковых частях периклинальных или центриклинальных окончаний складок. По ширине выходов слоев на крыльях складок и в их периклинальных и центриклинальных замыканиях необходимо определить типы складок, пересекаемых линией разреза, уточнить положение осевых поверхностей и определить направление падения слоев, относительную крутизну их наклона.
Если линия геологического разреза пересекает поверхность раз рывного нарушения, то необходимо определить, к какому типу это нарушение по своей форме относится. Вертикальные сместители на геологических картах обычно выглядят в виде прямых линий, протягивающихся в определенном направлении независимо от пересекаемых ими форм рельефа. Крутопадающие сместители тоже на карте практически имеют след от пересечения рельефа местности в виде прямых линий. Только при очень пологом падении сместителей и несколько изрезанном, со значительными относительными превышениями точек рельефа, линии надвигов будут извилисты, и формы их целиком будут объясняться рельефом местности.
Строить геологический разрез приходится с учетом или без учета рельефа. Когда рельеф плоский без больших относительных превы шений и линия намечаемого разреза проходит через складчатые и разрывные формы, то при построении разреза не приходится учи тывать рельеф местности. При мелком масштабе разреза превышения точек в рельефе с амплитудой в 50 и даже 100 м не будут выражены на топографическом профиле.
Более сложно прочитать геологическую карту и построить геоло гический разрез, если на карте рельеф местности не отображен горизонталями. На геологических картах мелкого масштаба, осо бенно на обзорных геологических картах, рельеф отображается от дельными высотными отметками, расположением рек и их притоков. Линии разрезов через складчатые формы обычно наносятся на картах вкрест простирания слоев, так как на разрезах, составленных по падению пород, отображаются истинные углы наклона пород и истинные мощности слоев. Геологические разрезы, составленные по линиям, отклоняющимся от направлений падения слоев, показы вают искаженные углы падения пород и измененные мощности. При построении учебного геологического разреза необходимо учесть, что условно принимается мощность каждого в отдельности складчатого слоя неизменяющейся. Поэтому если один и тот же слой выходит на дневную поверхность в нескольких участках и слагает различные крылья складок, имея разную ширину полос выхода, то это объяс няется только различными углами падения слоя. Расширение полосы выхода слоя на карте объясняется уменьшением угла падения, а сужение полосы выхода слоя обусловливается увеличением угла его падения. При вертикальном расположении слоя ширина полосы его выхода будет равна истинной мощности слоя. Это необходимо иметь ввиду при определении относительных углов падения слоев на разрезах через складчатые формы залегания пород.
Форма контроля знаний: проверка рисунков, схем.
Лабораторная работа № 19 (2 часа)
Тема: Построение геологических разрезов и карт (продолжение)
Цель работы: Научиться строить геологические разрезы и карты.
Необходимые материалы и приборы: геологические карты, опорный разрез, горный компас, фактический материал, миллиметровая бумага, линейка, транспортир, треугольник, цветные карандаши, ручка.
Ход работы:
Техника построения геологического разреза заключается в следующем:
1. На геологической карте по выбранному направлению наносится линия разреза необходимой длины. Длина линии должна строго отвечать длине составляемого разреза.
Линия разреза ограничивается с обеих сторон штрихами. На концах линии у ограничивающих штрихов проставляют условные значки наименования линии разреза (буквы, римские цифры).
2. Построение геологического разреза следует начать с построения топографического профиля, горизонтальный и вертикальный масштабы которого должны соответствовать масштабу карты. При складчатом залегании пород увеличение или уменьшение вертикального масштаба по сравнению с горизонтальным производить не сле дует, так как при этом на разрезе не только формы рельефа местности, но и показанные затем складки будут искаженными. Если топографический профиль строится по карте с отдельными высотными отметками, то, учитывая относительные превышения точек рельефа, расположенных по линии разреза, и формы рельефа, выявленные по расположению рек и водоразделов, пересекаемых разрезом, следует построить схематический топографический профиль в масштабе карты.
В случае плоского равнинного рельефа местности, когда на топо графическом профиле относительные превышения точек рельефа составляют небольшие величины и практически кривая рельефа на разрезе будет горизонтальной линией (обычно при построении разрезов по мелкомасштабной карте или при плоском рельефе), то следует за линию топографического профиля принять горизон тальную прямую.
Построение геологического разреза следует производить на от дельном листе бумаги, размеры которого должны быть шире длины линии разреза и значительно выше высоты разреза, или на том же листе, где размещена карта, но ниже ее.
Линия топографического профиля должна быть расположена на листе с тем расчетом, чтобы сверху было достаточно места для написания заголовка геологического разреза, а снизу — для напи сания и построения линейного графического масштаба, условных обозначений, подписи исполнителя разреза и даты построения разреза.
Концы топографической кривой, а соответственно и разреза следует ограничить вертикальными прямыми, опущенными к основанию разреза.
На топографическом профиле должны быть проставлены обозна чения линии разреза. На вертикальных линиях, ограничивающих топографический профиль, следует построить вертикальные мас штабные линейки с обозначением делений относительно абсолютного гипсометрического нуля (уровня моря).
3. Построив топографический профиль или проведя горизонталь ную линию поверхности плоского рельефа, необходимо на него нанести точки выходов границ между различными стратиграфиче скими подразделениями, полученные от пересечения геологических границ линией разреза. Для этого, пользуясь циркулем-измерите лем, необходимо перенести с карты на профиль последовательно от одной из начальных точек линии разреза ширину полос выхода слоев на поверхность, или точки выхода слоев на поверхность, или точки выхода сместителей разрывных нарушений. Каждый раз ши рину выхода пород или положение других точек необходимо замерять циркулем все время от одной начальной точки разреза, а не от преды дущей точки выхода. Этим достигается большая точность построения разреза.
Нанесение на линию профиля точек выхода слоев и сместителей нарушений можно производить и другим способом, нанося сначала расстояния между точками с линии разреза на карте на узкую по лоску бумаги, а затем перенося эти отметки на кривую топографи ческого профиля. Можно также все необходимые точки с линии раз реза карты перенести на край листа бумаги, на котором построен топографический профиль, путем прикладывания его вдоль линии разреза, а затем эти точки с края листа бумаги проектировать на линию топографического профиля. При этом необходимо иметь в виду, чтобы крайние точки линии разреза карты и крайние точки топогра фического профиля совпадали между собой.
Между точками выхода слоев на графике полезно проставлять для лучшей ориентировки возрастные индексы пород, особенно в тех случаях, когда по линии разреза выходит большое количество слоев и с различным падением.
4. В качестве вспомогательных данных для построения разреза также полезно нанести на топографическую кривую точки выхода осевых поверхностей складок, отмечая осевую поверхность антикли нальной складки скобкой уголком вверх, а синклинальной складки — скобкой уголком вниз. Построение разреза, т. е. нанесение границ слоев и линий разрывных структур, следует начинать с тех участ ков, где лучше всего выявляются формы складок и где имеются на карте данные о падении слоев. Пользуясь элементами залегания пород на геологическом разрезе, показывают соответствующие наклоны границ слоев, но так, чтобы мощность каждого в отдельности слоя не менялась в различных участках paзреза.
На тех участках разреза, на которых нет данных об углах паде ния слоев, следует наклон их показывать, исходя из мощности слоев, выявленной на участках разреза, с конкретными данными об углах падения слоев. Падение слоев в складках на участках, где отсутствуют элементы залегания, подбирается по ширине выхода слоя и истинной мощности его, определенной по разрезу на участке с данными о падении.
Определив мощность слоя и зная ширину выхода слоя, довольно просто и точно можно определить угол падения слоя. Для этого из точки кровли слоя книзу на разрезе необходимо провести радиусом истинной мощности слоя полуокружность, а из точки подошвы этого же слоя — касательную к полу окружности. Затем из точки выхода кровли проводят парал лельную линию к подошве слоя и получают таким образом изображение слоя в разрезе соответствующей мощности и истин ного падения.
Линии разрывных нарушений (сместители) на геологи ческом разрезе следует наносить первыми, до показа залегания слоев, более толстой линией, чем границы слоев. Можно пока зать их линиями красного цвета. Обычно сместители разрыв ных нарушений показываются на разрезах крутонаклонными или вертикальными, если для иного их изображения нет дру гих конкретных данных.
Складчатые формы с эродированными частями, особенно расположенными по обе стороны от разрывных нарушений, необходимо реставрировать на разрезе, показав пунктиром воз душные части структур.
5. Строя геологический разрез, необходимо тщательно анали зировать геологическую карту, точно переносить выходы границ на кривую рельефа и показывать их тонкими четкими пря мыми линиями, в замковых частях делая плавные их перегибы. Иногда линия геологического разреза пересекает широкое поле выхода одного слоя, смятого в несколько складок, и не пересекает выходящие по соседству в ядрах этих складок более древние или более молодые породы. Построение таких складок на разрезе необходимо делать, показывая изгибы в подошве слоя, определяя положение осевых поверхностей, по изгибам слоев в ядрах мелких, соседних с линией разреза, складках, правильно отображая выдержанную мощность слоя. Если на геологической карте по линии разреза наблю дается несогласное залегание молодых породах верхнего струк турного этажа на относительно более древних породах нижнего структурного этажа, а по линии разреза не выходят на по верхность породы нижнего структурного этажа, то, показав залегание молодых пород, необходимо отразить на разрезе и расположение слоев нижнего структурного этажа. Расположе ние границ слоев нижнего структурного этажа выявляется пу тем как бы «просвечивания» перекрывающего комплекса пород и предположительного проведения границ на участке между точками выхода.
Мощность несогласно горизонтально залегающих слоев показывается на геологическом разрезе в масштабе карты, если разрез строится по карте с горизонталями или с высотными отметками. Мелкомасштабная геологическая карта, на которой иногда не бывает даже указаний на относительные превышения точек рельефа местности, не позволяет определять точно мощность гори зонтально залегающих пород. На схематическом разрезе, состав ляемом по такой карте, мощность слоев можно показывать про извольно, исходя из анализа форм рельефа и границ выходов слоев, но так, чтобы выделялись все слои, прослеживаемые на карте по линии разреза.
6. Оформление геологического разреза производится так же, как это указано при составлении разрезов через районы горизонталь ного и пологонаклонного (моноклинального) залегания.
На листе бумаги выше разреза делается надпись названия раз реза с указанием, по какой карте и линии он составлен, там же указывается численный масштаб разреза (только горизонтальный, так как вертикальный должен быть равен горизонтальному).
Ниже разреза размещаются графический линейный масштаб и таблица условных обозначений, состоящая только из тех знаков карты, которые применялись при составлении разреза.
Условные возрастные знаки должны располагаться в строгой воз растной последовательности, начиная со знаков наиболее моло дых горных пород; все буквенные и цифровые индексы должны быть пояснены: например, если у знака ставится индекс C1, следует пояснить этот индекс словами: «нижний отдел каменноуголь ной системы».
Условные знаки на геологическом разрезе для каждого страти графического подразделения должны быть те же, что и на геоло гической карте. Если на карте слои имеют штриховые обозначения и возрастные индексы, то и на разрезе должны быть штриховые обо значения и возрастные индексы.
При составлении геологического разреза в учебных целях по лезно делать выкопировку с геологической карты в виде узкой полосы карты (шириной в 3—4 см с нанесенной на нее линией раз реза). Выкопировку следует располагать на том же листе бумаги, где помещается разрез, но выше или ниже разреза. На выкопировке с карты, кроме штриховых знаков, можно сделать соответствующую геохронологической шкале раскраску слоев цветными карандашами или красками. Тогда цветные обозначения необходимо ввести и в та блицу условных знаков и сделать на разрезе. Ниже таблицы условных знаков в правом углу чертежа пишется, кто составил разрез, и про ставляется дата его составления. Для самостоятельной работы по чтению геологической карты и составлению геологических разре зов рекомендуется использовать карту, на которой не обходимо предварительно раскрасить все геологические образова ния (слои) цветными карандашами или красками согласно общепри нятой геохронологической (стратиграфической) шкале.
Форма контроля знаний: проверка разрезов и карт.