Геология / 1 курс / Общая геология / Общая геология методичка Парначев

По составу обломочного материала пески и песчаники могут быть мономиктовыми, т.е. состоящими из обломков одного минерала(например, кварцевые пески и песчаники), олигомиктовыми, состоящими из обломков двух минералов(кварц-полевошпатовые или аркозовые пески и песчаники) и полимиктовые, состоящие из обломков многих минералов и пород(например, граувакковые, сложенные обломками слюд, полевых шпатов, кварца, пород вулканического и метаморфического происхождения).

Цемент или цементирующая обломочный материал масса в песчаниках может быть представлена глинистым, карбонатным, кремнистым, железистым, фосфатным и другим материалом.

В большинстве случаев песчаники обладают слоистыми текстурами (горизонтальной, косой, линзовидной и др.). На поверхностях наслоения отмечаются текстурные знаки: отпечатки капель дождя, волноприбойные знаки, рябь течения, следы жизнедеятельности животных и др.

Пески и песчаники разнородны по происхождению. Они могут возникать в речных системах, морских, озерных водоемах, иметь эоловое происхождение.

Мелкообломочные породы также представлены рыхлыми(алевриты) и сцементированными (алевролиты) разностями. Среди них выделяются крупнозернистый (0,1–0,05 мм) и мелкозернистый (0,05– 0,01 мм) алеврит и алевролит.

По составу обломочного материала эти породы подразделяются на моно-, олиго- и полимиктовые разности. Им также присущи горизон- тально-, косо-, волнисто- и линзовиднослоистые текстуры.

По своему происхождению алевриты и алевролиты могут быть морскими, озерными, речными, эоловыми и т.д. К категории мелкообломочных пород относятся лёссы, лессовидные суглинки и супеси.

Пелиты (глины) являются результатом накопления тончайших механических частиц и продуктов химического разложения силикатных минералов в виде мельчайших частиц (менее 0,01). Основными породообразующими минералами являются каолинит [Al4 (Si4O10) (OH)8], мон-

51

тмориллонит, нонтронит, галлуазит, гидрослюды и др. Второстепенное значение имеют кварц, слюды, полевые шпаты.

В зависимости от минерального состава глины подразделяются на мономинеральные и полиминеральные. Текстуры глин горизонтальнослоистые, реже – массивные, комковатые и брекчиевидные. Окраска их разнообразна: от белой до черной и зависит от состава глинистых минералов и красящих примесей(окислов железа, органического вещества, глауконита).

Глины с большим содержанием глинистых минералов называются жирными, обогащенные песчаным материалом – тощими.

Глины обладают пластичностью, т.е. способностью во влажном состоянии принимать под давлением любую форму и сохранять ее по прекращению этого воздействия.

Глины характеризуются влагоёмкостью, т.е. способностью поглощать большое количество воды и увеличивать свой объем при этом на 45–70 %. После полного насыщения водой они становятся водонепроницаемыми и служат флюидоупором и водоупором, покрышкой для нефтяных и газовых залежей.

Глины в процессе литификации(уплотнения, дегидратации и цементации) превращаются в плотные литифицированные породы– аргиллиты. Аргиллиты обладают пелитовой и алевро-пелитовой структурой при слоистой и массивной текстуре. Окраска их обычно темных тонов – серая, зеленовато-серая, черная, бурая.

Хемогенные осадки и осадочные породыобразуются, главным образом, в водных бассейнах в результате осаждения веществ при -хи мических процессах.

Среди хемогенных осадков и осадочных пород выделяются: глино-

земистые породы (латериты и бокситы); железистые породы (желези-

стые кварциты магнетитовые и гематитовые, бобовые болотные и озерные руды); марганцевые породы (пиролюзит – MnO2, металлоносные марганецсодержащие осадки и железо-марганцевые конкреции); фос-

фатные породы (фосфориты); кремнистые породы (трепела, гейзериты,

кремнистые туфы и яшмы); карбонатные породы (известковые туфы, известняки, мергели, доломиты, магнезиты, сидериты); галоидные породы (каменная соль и сильвиновая порода); сернокислые (сульфатные) породы (ангидрит, гипс и мирабилитовая порода).

Органогенные осадки и осадочные породывозникли в результа-

те процессов, в которых принимали участие организмы, или они полностью сложены органическим веществом. Среди них выделяются кремнистые породы (диатомиты и радиоляриты); карбонатные породы

52

(биогенные и органогенно-детритовые известняки, известняки раку-

шечники, мел); каустобиолиты.

Ккаустобиолитам или«горючим камням» относятся горючие ископаемые органогенные породы, состоящие в основном из углерода или смесей углеводородов. По составу, свойствам и условиям образования среди природных каустобиолитов выделяются сапропелевые, гумусовые (угольный ряд) и нефтяные породы (нефтяной ряд).

Сапропелевый ряд включает сапропели и горючие сланцы.

Кгумусовому ряду относятся торф и ископаемые угли(бурые, каменные и антрацит).

Ккаустобиолитам нефтяного ряда относятся нефть, битумы (озокерит, асфальт) и горючие газы.

3.2.3.Метаморфические породы

Метаморфические породы образуются путем перекристаллизации магматических, осадочных, а иногда и уже существующих метаморфических пород под воздействием высокой температуры, высокого давления и различных химически активных растворов.

Для метаморфических пород характерна полнокристаллическая структура, сланцеватая или полосчатая текстура. Образование сланцеватости и полосчатости связано с новообразованными минералами– обычно листоватыми (слюды), таблитчатыми (роговая обманка, полевые шпаты) игольчатыми (актинолит и др.). Сланцеватость и полосчатость могут совпадать со слоистостью, но часто не совпадают с ней, располагаясь под различными углами.

Среди метаморфических пород различают ортопороды, возникшие за счет магматических пород, и парапороды, возникшие за счет осадочных пород.

Среди метаморфических пород выделяются: глинистые сланцы,

филлиты, хлоритовые, слюдяные, роговообманковые нередко гранатсодержащие сланцы, глаукофановые, тальковые сланцы, гнейсы, роговики и скарны, кварциты и мрамора, эклогиты.

3.3. Типы и строение земной коры

Земная кора является самой верхней и тонкой оболочкой Земли с максимальной мощностью до 70–75 км в высокогорных районах (Гималаи, Анды). По составу и мощности выделяется два типа земной коры: континентальная и океанская (рис. 3.3), в каждом из которых выделяются переходные субконтинентальная и субокеанская подтипы.

53

Рис. 3.3. Схема строения земной коры (по Н.В. Короновскому, 2006):

I – континентальная земная кора, слои: 1 – осадочный; 2 – гранитнометаморфический; 3 – гранулито-базитовый; 4 – перидотиты верхней мантии;

II – океанская кора, слои: 1 – осадочный; 2 – подушечных базальтовых лав; 3 – комплекса параллельных даек; 4 – расслоенное габбро; 5 – перидотиты верхней мантии. М – граница Мохоровичича

Континентальная кора имеет мощность 35–40 км, возрастающую под горными сооружениями до 75 км. В ее строении участвуют два комплекса: 1) осадочный, состоящий из осадочных горных пород; 2) консолидированный, сложенный метаморфическими и магматическими породами. Последний разделяется на два слоя: гранито-гнейсовый или гранитно-метаморфический и гранулито-базитовый.

Граница между гранитогнейсовым и гранулито-базитовым слоями называется границей Конрада. Она в большинстве случаев выражена нечетко. Земная кора отделяется от нижележащей мантии поверхностью Мохо.

Скорости распространения продольных сейсмических волн в осадочный слое – 3–5 км/с, в гранито-гнейсовом слой – 5,5–6,5 км/с, в гра- нулито-базитовом слой – 6,6–7,4 км/с.

Мощность осадочного слоя колеблется от0 м на щитах (Балтийском, Алданском и др.) и массивах до 5 км в пределах континентальных равнин, и до 10–15 км в крупных прогибах консолидированной коры. В предгорных и межгорных прогибах этот слой достигает15–20 км. Мощность гранитогнейсового слоя изменяется от 15 до 20 км на равнинах и до 20–25 км в горных районах. Мощность гранулито-базитового слоя меняется от 10 до 20 км в пределах платформ и до25–35 км в горных сооружениях.

В целом, континентальная земная кора в пределах континентальных равнин платформ имеет мощность 35–40 км; в молодых горных сооружениях – 55–70 км; максимальная мощность 70–75 км над Гималаями и Андами.

54

Геофизические исследования последних лет и данные по Кольской сверхглубокой скважине позволили предложить новую модель строения земной коры. По данным Н.И. Павленковой, консолидированная часть континентальной коры (ниже осадочного слоя) подразделяется не на два слоя, а на три этажа.

Верхний этаж отделяется от промежуточного границей К на глу-

1

бине 10–15 км. Этаж характеризуется вертикальнослоистой структурой и дифференцированностью отдельных блоков по составу и физическим параметрам. Скорость сейсмических волн 5,9–6,3 км/с.

Промежуточному этажу свойственна тонкая субгоризонтальная расслоенность коры. В нем наблюдаются прослои(астенолинзы) с пониженными скоростями сейсмических волн(6 км/с) и с повышенной электропроводностью. Это дает основание выделять промежуточный этаж как ослабленный слой, по которому возможны горизонтальные подвижки вещества. Мощность этажа 10–15 км.

Предполагается, что верхний и промежуточный этажи сложены в основном кислыми метаморфическими и магматическими породами.

Нижний этаж отделяется от промежуточного границей раздела К.

2

Скорость продольных волн составляет6,8–7 км/с. Сложен метаморфическими породами гранулитовой фации, а также основными или ультраосновными породами (гранулито-базитовый слой). Мощность 8– 10 км.

Океанский (океанический) тип земной коры характерен для ложа Мирового океана и резко отличается от континентального как по составу, так и по мощности. В нем отсутствует гранитогнейсовый слой. Океанская кора состоит из трёх слоёв и также отчленяется от верхней мантии поверхностью Мохоровичича.

Океанская кора состоит из 3 слоев:

1)Первый (верхний) слой рыхлых морских осадков. Мощность от первых сотен метров до 1 км. Скорость сейсмических волн < 3 км/с.

2)Второй слой сложен базальтовыми лавами(часто полушечными) с прослоями кремнистых и карбонатных пород и с комплексом параллельных долеритовых даек в основании. Мощность слоя 1–3 км, скорость продольных сейсмических волн 4–4,5 км/с.

55

Рис. 3.4. Схематический разрез пассивной континентальной окраины восточного побережья Северной Америки (по Дж. П. Кеннет, 1987):

Tr – третичные породы, К – меловые, J – юрские, Т – триасовые. Вертикальный масштаб увеличен в 5 раз

3) Третий слой сложен расслоенными основными(габбро) и частично ультраосновными (пироксениты) породами. Габбро местами метаморфизованы и превращены в амфиболиты. Мощность слоя 3,5–5 км, скорость продольных сейсмических волн 6,3–6,4 км/с (до 7 км/с).

Земная кора переходного типаподразделяется на субконтинентальную и субокеаническую.

Субконтинентальная земная кора характерна для островных дуг

(Алеутской, Курильской и др.) и пассивных окраин континентов. По строению она близка к континентальному типу, но имеет меньшую мощность (20–30 км).

Особенностью субконтинентальной коры островных дуг является нечеткость разделения слоев консолидированной ко(гранитоыгнейсовой и гранулито-базитовой). На островной дуге происходит формирование континентальной земной коры за счёт процессов выплавления кислых магм, образования мощных толщ осадочных пород при разрушения вулканических сооружений, внедрения интрузий среднего и кислого состава.

В пределах пассивных окраин Атлантического типа на континентальном склоне общая мощность земной коры постепенно сокращается, а гранитогнейсовый слой вообще выклинивается(рис. 3.4). Здесь выяв-

56

лена серия грабенов и вулканогенно-осадочных толщ, реликтов континентальной рифтовой зоны.

Субокеанский тип земной коры приурочен к глубоководным котловинам окраинных и внутренних морей. Особенность строения этого типа земной коры заключается в отсутствии гранитогнейсового слоя. Здесь отмечается большая мощность осадочных пород– 4–10 км, местами до 15–20 км, при скорости продольных сейсмических волн3– 5 км/с. Эти осадочные толщи непосредственно залегают на базальтовом слое, мощность которого достигает 5–10 км. Суммарная мощность субокеанской земной коры колеблется в пределах от 20 до 30 км.

Подобное строение коры характерно для некоторых глубоких впадин на суше, к которым принадлежат южные части Прикаспийской впадины и Чёрного моря. Предполагается, что такие структуры представляют собой «незакрывшиеся» участки дна палеоокеана Тетис.

Вопросы для самоконтроля

1.Дать определение термина «минерал».

2.Физические свойства минералов.

3.Оптические свойства минералов.

4.Определение терминов «изоморфизм» и «полиморфизм» мине-

ралов.

5.Горные породы: определение, мономинеральные и полиминеральные горные породы.

6.Генетическая классификация горных пород.

7.Классификация магматических горных пород.

8.Классификация грубообломочных осадков и осадочных пород.

9.Классификация псаммитов.

10.Метаморфические горные породы.

11.Строение континентальной земной коры.

12.Строение океанской земной коры.

13.Строение субконтинентальной земной коры.

14.Строение субокеанской земной коры.

57

ГЛАВА 4. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХРОНОЛОГИЯ

Одной из главных задач науки геологии является восстановление истории развития Земли – времени ее возникновения, последовательности развития, периодизации геологических событий. И здесь выделяются два подхода к решению этой проблемы. Первый подход, наиболее распространенный, определяющий относительное время проявления события, позволяет выяснить, какое событие древнее, а какое моложе. Подобное относительное деление времени в истории Земли носит название относительной геохронологии.

Второй подход позволяет с помощью физических и химических методов определить абсолютный возраст событий в годах, тысячах, миллионах и миллиардах лет, составить геохронологическую шкалу в абсолютных величинах. Такой подход получил название абсолютной геохронологии.

4.1. Относительная геохронология

Геологические события запечатлеваются в горных породах. Анализ осадочных пород позволяет нам определять фациальные обстановки их накопления – речные, озерные, пролювиальные (конуса выноса), лагунные (авапоритовые), морские (литоральные, шельфовые, континентального склона, океанического ложа и т.д). Наличие в обнажениях или

скважинах магматических пород свидетельствует либо о внедрении магматических масс или об их излиянии. Горные породы рассказывают нам о событиях, которые происходили в далеком прошлом. Вот если бы мы еще знали время этих событий, то мы смогли бы составить их хронологию, т.е. определить последовательность событий в истории Земли.

Если горные породы залегают в виде слоев, особенно расположенных горизонтально (или близко к горизонтальному), то определить, какие пласты древнее, а какие моложе, не представляет труда. Еще в 1669 г. Николаус Стено установил закон последовательности напластования, согласно которому нижележащие пласты осадочных и вулканических пород древнее, т.е. образовались ранее вышележащих. Пласт 2 древнее пласта 3, а пласт 1 древнее пласта 2 и 3. Появилась возможность установления относительной последовательности образования слоев, а значит, и связанных с ними геологических событий.

58

Раздел геологии, изучающий слои земной коры, их взаиморасположение и последовательность возникновения, называется стратиграфией (от лат. stratum – слой, grafo – пишу). Из стратиграфического анализа вытекает стратиграфический метод относительной геохронологии. Он позволяет сопоставлять и прослеживать отдельные слои сходные по составу на значительные расстояния. Этот метод еще называется литостратиграфией. Иногда последовательность слоев нарушается, какой-то слой выпадает из колонки. Такое выпадение может быть связано с разрушением слоя 2 вследствие размыва. Такое выпадение слоя или слоев называется стратиграфическим перерывом.

Рис. 4.1. Палеонтологический (биостратиграфический) метод определения возраста пластов, расположенных в разных местах, по

комплексу палеонтологических остатков

59

Палеонтологический или биостратирафический метод установле-

ния относительного возраста и последовательности залегания пород является основным в относительной геохронологии. В большинстве слоев осадочных пород (даже в РЭ и РR) можно встретить остатки растительных и животных организмов. Работами Ламарка и Дарвина установлено, что организмы в течение геологической истории совершенствовались. Некоторые организмы на определенных стадиях развития Земли полностью вымирали, на смену им приходили другие, т.е. по остаткам более примитивных или более развитых организмов в пластах можно судить об их относительно древнем или молодом возрасте(рис. 4.1). Таким образом удалось определить последовательность образования слоев горных пород – осадочных и вулканических в течении значительного интервала времени – до 2000 млн лет. Была составлена стратиграфическая шкала и выделены основные подразделения:

Рис. 4.2.

Распространение

руководящих

ископаемых

60