Краткий курс Лекций , часть 1

Министерство образования и науки Российской Федерации
Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего
профессионального образования
«Амурский государственный университет»
УЧЕБНОЕ ПОСОБИЕ
ПО ДИСЦИПЛИНЕ «ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ»
Краткий курс лекций, часть 1 (в презентациях)
Составитель: Кезина Т.В., д.г.-м.н., профессор каф. ГиП
Факультет Инженерно-физический
Кафедра Геологии и природопользования
2012 г.
Печатается по разрешению
редакционно-издательского совета
инженерно-физического факультета
Амурского государственного университета
Составитель: Т.В. Кезина
Методическое пособие по дисциплине «Общая геология», краткий курс лекций,
часть 1 (в презентациях) : учебное пособие, /Т.В. Кезина – Благовещенск: Амурский
гос. ун-т, 2012. – 41 с.
Учебное пособие составлено в соответствии с требованиями Государственного
образовательного стандарта высшего профессионального образования по
специальностям 130301.65 «Геологическая съемка, поиски и разведка месторождений
полезных ископаемых»
Пособие предназначено для студентов кафедры геологии и природопользования
инженерно-физического факультета АмГУ.
В авторской редакции.
© Амурский государственный университет, 2012
2
Содержание
Введение
1. Место дисциплины в структуре ООП ВПО
2. Требования к уровню освоения дисциплины
3. Структура пособия
3.1. Краткий курс лекций (лекция 1 – 16)
3.2. Лекции -презентации
4. Литература
5. Приложение
5.1. Словарь геологических терминов
5.2. Таблица минералов
5.3. Шкала геологического времени
4
4
4
4
4
43
5.4. Шкала геохронологическая цветная
6.
ПРЕЗЕНТАЦИИ в Power Point
6.1. Время в геологии
6.2. Земля во Вселенной
6.3. Процессы рельефообразования
6.4. Гравитационные процессы
6.5. Геологическая деятельность ветра
6.6. Геологическая деятельность озер и болот
6.7. Геологическая деятельность рек
6.8. Главные геологические события в истории Земли
6.9. Горючие полезные ископаемые Амурской области
6.10. Геологическая деятельность подземных вод
6.11. Геологическая деятельность снега, льда и ледников
6.12. Геологические процессы в криолитозоне
6.13. Магматизм
3
ВВЕДЕНИЕ
Дисциплина Общая геология преподается студентам специальности 130301.65
«Геологическая съемка, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых» на 1
курсе, в объеме 140 часов.
Цели освоения дисциплины: дать студенту целостное представление о строении
Земли и Солнечной системы, об изменении геологических тел всех уровней, о
геологическом изучении недр, недропользовании и подготовить студента к дальнейшему
углубленному изучению специальных дисциплин учебного плана по специальности.
Задачи дисциплины: изучить основы эндогенных и экзогенных геологических
процессов, изучить строение Земли как планеты, эволюцию Солнечной системы, методы
исследования внутреннего строения Земли, ее физические и геохимические
характеристики; познакомиться с методами изучения минералов, горных пород и
основных требований к геологической графике.
1. МЕСТО ДИСЦИПЛИНЫ В СТРУКТУРЕ ООП ВПО
Образовательный стандарт: Строение и происхождение Солнечной системы;
форма, размеры Земли, геосферы; геохронологическая шкала, интрузивный магматизм и
вулканизм; метаморфизм, полезные ископаемые; землетрясения, их эпицентры и
гипоцентры,
геологические
последствия,
геологическая
деятельность
ветра,
выветривание, продукты выветривания; геологическая деятельность морей и океанов,
зоны морского и океанического осадконакопления; геологическая деятельность
поверхностных вод, эрозия и аккумуляция, базис эрозии, пролювий, делювий, озерные
отложения, оползневые явления; геологическая деятельность ледников и их типы; типы
подземных вод и их геологическая деятельность; тектонические движения, разломы и
складки, основные тектонические гипотезы.
Дисциплина «Общая геология» входит в базовую часть дисциплин
общепрофессионального цикла ОПД.Ф.8.1. по специальности 130301 «Геологическая
съемка, поиски и разведка месторождений полезных ископаемых». Она обеспечивает
взаимосвязь изучаемых естественнонаучных и геологических дисциплин.
2. ТРЕБОВАНИЯ К УРОВНЮ ОСВОЕНИЯ ДИСЦИПЛИНЫ
В результате освоения дисциплины студент должен демонстрировать следующие
результаты обучения:
Знать: теории происхождения и особенности внутреннего строения Земли и методы ее
изучения; геохронологическую шкалу; главные породообразующие минералы и горные
породы; эндогенные и экзогенные геологические процессы; основные структурные
элементы земной коры; виды воздействия человека на геологическую среду;
Уметь: различать эндогенные и экзогенные геологические процессы и результаты их
деятельности, главные породообразующие минералы и основные горные породы;
различать их структуру и текстуру; определять типы складчатых и разрывных
деформаций;
Владеть: навыками полевой геологической работы.
3. СТРУКТУРА ПОСОБИЯ
Пособие представляет собой краткий курс лекций, часть из которых представлена в
презентациях, подготовленных по темам на основе учебной литературы.
3.1. Краткий курс лекций
1. Введение в дисциплину «Общая геология». Основные понятия.
План лекции:
1. Геология – фундаментальная наука о Земле.
2. История возникновения науки. Первые экспериментальные наблюдения в геологии.
3. Современное понимание геологии. Цели и задачи.
4. Связь геологии с другими науками. Практическая и прикладная геология.
Методы изучения земной коры.
Цели, задачи: Познакомить студентов с историей возникновения науки «геология»
и показать все многообразие современных направлений в геологии.
4
- Объяснить основные понятия в геологии;
- Познакомить с историей возникновения науки «Геология»
- Показать связь с другими науками;
Термин «геология» впервые был применен лишь в 1657 году норвежским
естествоиспытателем М. П. Эшольтом. Первые гипотезы: А. Броньяра, А. Вернера, Ж.
Кювье, Ч. Лайеля, М. Ломоносова, У. Смита и др.
Геология. Объекты изучения геологии:
состав и строение природных тел и Земли в целом;
процессы на поверхности и в глубинах Земли;
история развития планеты;
размещение полезных ископаемых.
Уровни организации минерального ("геологического") вещества: минерал - горная
порода - геологическая формация - геосфера - планета в целом.
Минералы.
Минералогия.
Горные
породы:
магматические,
осадочные,
метаморфические, метасоматические, мигматитовые, импактные (или коптогенные).
Геологические науки: Литология. Петрография. Петрология. Региональная
геология. Геофизика. Геохимия. Геодинамика, динамическая геология. Тектоника.
Геохронология. Стратиграфия. Историческая геология Палеонтология. Металлогения.
Гидрогеология. Инженерная геология
Геосферы - концентрические слои (оболочки), образованные веществом Земли
Практические задачи геологии:
открытие новых месторождений полезных ископаемых и новых способов их разработки;
изучение ресурсов подземных вод (также являющихся полезным ископаемым);
инженерно-геологические задачи, связанные с изучением геологические условия
строительства различных сооружений;
охрана и рациональное использование недр.
Связь геологии с другими науками.
Методы геологических исследований: геологическая съёмка - комплекс полевых
геологических исследований, производимых с целью составления геологических карт и
выявления перспектив территорий в отношении наличия полезных ископаемых. Анализ
полученной геологической карты даёт возможность создания модели строения территории
и данных о размещении на ней различных полезных ископаемых.
Заключение. Геология имеет тесную связь со многими науками. Геология играет
важную роль в экономике любого государства. Важнейшей задачей геологии в настоящее
время является поиск и разведка месторождений полезных ископаемых
Литература.
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
5
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://popovgeo.professorjournal.ru/geology
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
2. Строение и происхождение Солнечной системы, форма, размеры Земли.
План лекции:
1. Строение Солнечной системы. Образование Вселенной. Характеристика планет.
2. Форма и размеры Земли. Внешние и внутренние оболочки Земли. Внутреннее
строение и геофизические особенности Земли
2. Методы изучения внутреннего строения и состава Земли..
3. Сейсмическая модель Земли.
4. Физико-химические свойства вещества Земли. Геофизическая характеристика Земли.
Цели, задачи: Изучить строение Солнечной системы, строение Земли.
- Изучить внутреннее строение и геофизические особенности Земли.
- Познакомиться с методами изучения внутреннего строения Земли.
- Изучить физико-химические свойства вещества Земли и геофизические характеристики
Земли.
Возникновение Вселенной - около 20 млрд. лет назад. Сингулярное состояние вещества.
Теория «Большого взрыва» или «Расширяющейся вселенной» А.А.Фридмана (1922 г
Теория первоначально плотной и горячей Вселенной развивал (1940 г.) Георгия Гамова.
Расширение вещества Вселенной. Разбегание галактик и их скоплений. Эффект Доплера.
Закон Хаббла (1929 г). Реликтовое излучение - Арно Пензиас и Роберт Вилсон.
Химический состав Вселенной. Возникновение новых звезд.
Солнце – звезда среднего возраста типа желтого карлика
Порядок плане Солнечной системы: Солнце, Меркурий (крайняя), Венера, Земля, Марс,
Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон (крайняя).
Состав атмосферы планет:
Меркурий – сильно разреженная из гелия, неона, аргона (t + 430 гр. С и – 130 гр. С).
Венера - мощная атмосфера углекислого состава (t + 480 гр. С; вращается в
противоположную сторону, скорость меньше). Земля - Обладает атмосферой азотнокислородного состава. Марс – Атмосфера из углекислого газа, сильно разрежена (t +30 до
– 120 гр. С). Юпитер – мощная атмосфера с облаками, t около - 130 гр. С. Сатурн (красная
планета) – планета гигант, 16 спутников и 5 колец. Мощная атмосфера с вихрями,
обнаружены красные пятна. Уран, Нетун, Плутон – мало изучены.Атмосферы метноаммиачного состава
АТМОСФЕРА ЗЕМЛИ играет одну из главных ролей в возникновении и развитии
жизни на Земле и определяет интенсивность геологических процессов.
Методы изучения внутреннего строения и состава Земли: геологические и геофизические.
Сейсмическая модель Земли. Границей Мохоровичича. Границей Гутенберга
Континентальная кора. Раздел Конрада. Океанская кора. Мантия, подкоровая мантия.
Астеносфера. Литосфера. Внешнее ядро Земли. Внутреннее ядро.
Вещественный состав мантии и ядра Земли
Таблица оксидов земной коры Ф. У. Кларка
Процентное
Соединение
Формула
содержание
Оксид кремния(II)
SiO2
59,71 %
Оксид алюминия
Al2O3 15,41 %
Оксид кальция
CaO
4,90 %
Оксид магния
MgO
4,36 %
Оксид натрия
Na2O 3,55 %
Оксид железа(II)
FeO
3,52 %
Оксид калия
K2O
2,80 %
Оксид железа(III)
Fe2O3 2,63 %
6
Вода
Оксид титана(IV)
Оксид фосфора(V)
Итого
H2O
TiO2
P2O5
1,52 %
0,60 %
0,22 %
99,22 %
Внутренняя теплота планеты. Форма Земли (геоид) близка к сплюснутому эллипсоиду.
Литература.
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. Геохронологическая шкала. Понятие «время» в геологии.
План лекции:
1. Геохронология и летоисчисление. Относительный возраст. Методы определения
относительного возраста (стратиграфический, петрографический, магнитометрический,
палеонтологический). Геохронология.
2. Соответствие стратиграфических и геохронологических подразделений.
3. Единая геохронологическая шкала.
4. Абсолютный возраст. Методы определения абсолютного возраста (калий-аргоновый,
рубидий-стронциевый, радиоуглеродный, свинцовый).
5. История эволюции Земли. Развитие жизни на Земле.
Цели, задачи: Дать студентам основные понятия о времени в геологии.
- Научить студентов различать понятия относительного и абсолютного времени в
геологии;
- Изучить геохронологическую и стратиграфическую шкалу;
- Определить значение общей стратиграфической шкалы для геологии.
- Основные принципы построения общей стратиграфической шкалы.
- Иизучить основные события в истории и развитии Земли.
Учение о последовательности формирования и возрасте горных пород называется
геохронологией. Различаются методы относительной и методы абсолютной
геохронологии.
Относительная геохронология. Методы относительной геохронологии.
Стратиграфия. Принцип пересечений. Время преобразования или деформации
Биостратиграфические методы. Разновозрастные слои. Одновозрастные осадки.
Закон эволюции Ч. Дарвина.
Руководящие формы. Метод анализа органических комплексов. Корреляции. Абсолютная
геохронология
Методы определения возраста: Калий-аргоновый, 60-70 млн. лет (Глауконит); Рубидийстронциевый, для кислых и средних магматических пород, фанерозоя, докембрия
(амазонит, биотит, мусковит, микроклин); Радиоуглеродный, для пород позднего
плейстоцена (Уголь, торф, гумус, кости); Свинцовый, для докембрийских пород
(цирконы).
Варвохронология – метод абсолютной геохронологии, основанный на подсчёте годичных
слоёв в «ленточных» отложениях приледниковых озёр.
Международная стратиграфическая шкала. Стратиграфическая и геохронологическая
шкалы.
Стратиграфические
Геохронологические
подразделения
позразделения
эонотема
эон
эратема (группа)
эра
система
период
отдел
эпоха
7
ярус
век
зона
фаза
звено
пора
Региональные и местные стратиграфические подразделения.
Литература
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://popovgeo.professorjournal.ru/geology
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
4. Интрузивный магматизм и вулканизм, метаморфизм.
План лекции:
1. Магматизм. Механизм зарождения магм
2. . Интрузивный магматизм и вулканизм.
3. Продукты вулканических извержений Типы вулканических извержений.
4. Магматические горные породы.
5. Метаморфизм и факторы метаморфизма
6. Метаморфические горные породы.
7. Классы метаморфизма
8. Систематика метаморфических горных пород
Цели, задачи: Изучить процессы магматизма, вулканизма и метаморфизма.
- Познакомиться с процессами магматизма, вулканизма и метаморфизма.
- Познакомиться с принципами систематики магматических, вулканических
метаморфических горных пород;
и
Магматизм. Магма. Кристаллизация магмы и образование магматических
(изверженных) горных пород. Три механизма зарождения расплава: 1) подъём
астеносферного вещества в область пониженного давления приводит к началу его
плавления - 2) образовавшаяся магма внедряется в литосферную мантию и нижнюю кору,
приводя к частичному плавлению слагающих их пород - 3) подъём расплавов в менее
глубинные зоны коры, где присутствуют гидроксилсодержащие минералы (слюды,
амфиболы), приводит, в свою очередь, к плавлению пород при выделении воды. Очаги
плавления. Подвижность магмы. Вязкость магмы. Закономерности эволюции магмы и
образования магматических горных пород.
6 отрядов магматических пород по содержанию SiO2.
Отряд
Ультракислые
Кислые
Средние
Основные
Ультаосновные
Низкокремнеземистые
и некремнеземистые
Содержание SiO2, вес.%
более 78
64 - 78
53- 64
45 - 53
30 - 45
менее 30
Процессы кристаллизационной дифференциации, ликвации и гибридизма.
Многообразие изверженных горных пород. Интрузивные породы. Фации интрузивных
породо: 1) абиссальные породы, 2) гипабиссальные, субвулканические и жильные
породы. Эффузивные породы. пирокластические образования. Интрузивный магматизм.
Согласные (конкордантные) и несогласные (дискордантные). интрузии. Силы. Лополиты.
Лакколиты. Дайка. Жила. Шток. Батолит. Автохтонные интрузивы, аллохтонные
интрузивы. Плутоны. Экзоконтактовая зона. Эндоконтактовая зона.
8
Вулканические процессы. Вулканические извержения. Вулканы трещинного и линейного
центрального типа. Строение вулкана. Щитовые вулканы Стратовулканы.
Продукты извержения вулканов.
Классификация пирокластических пород
Размер обломков, мм
более 50
2-50
0,1-2
менее 0,1
Название пород
вулканические бомбы
лапилли
вулканические псаммиты
вулканическая пыль
Строение поверхностных лавовых потоков: пахоэхоэ (или канатные лавы), аа-лава,
глыбовые лавы, подушечные лавы или пиллоу-лавами (от англ. «pillow» - подушка).
Газообразные продукты извержений.
Типы вулканических извержений: 1) гавайский, 2) стромболианский, 3) вулканский и 4)
пелейский, 5) исландский тип. Знакомство с магматическими горными породами.
Метаморфизм. Факторы метаморфизма (температура и давление). Активность флюида.
1.
высвобождение атомов из кристаллических решёток неустойчивых минералов,
2.
образование
центров
кристаллизации
стабильных
минералов,
3. движение атомов к этим центрам,
4. удаление из мест реакции атомов, не вошедших в состав новообразующихся
минералов.
Классы метаморфизма: динамо-термальный метаморфизм (региональный), контактовый
метаморфизм (или термальный), динамический (дислокационный) метаморфизм. Фации
метаморфизма: Метаморфическая фация. Прогрессивный метаморфизм Регрессивный
метаморфизм. Диафторез. Систематика метаморфических пород: Метаморфизованные,
Метаморфические. Метасоматоз. Метасоматические горные породы. Регулирующими
факторами метасоматоза: а) температура, б) флюидное давление (зависящее от
температуры), в) градиент химических потенциалов компонентов в системе порода флюид, г) эволюция Eh и pH в потоке флюида. Разновидности метасоматоза: 1.
контактовый, 2. региональный, 3. гипергенный. Систематика метасоматических горных
пород.
Заключение по теме. Процессы магматизма и вулканизма играют большую роль
при формировании облика земной поверхности. Процессы метаморфизма воздействуют на
горные породы после их излияния на поверхность.
Литература.
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://popovgeo.professorjournal.ru/geology
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
5. Полезные ископаемые
План лекции:
1. Полезные ископаемые и их типы.
2. Горючие полезные ископаемые.
3. Рудные полезные ископаемые.
4.Нерудные полезные ископаемые.
5.Способы добычи ПИ.
6.Значение полезных ископаемых. Рациональное риродопользование.
Цели и задачи: Изучить полезные ископаемые и их использование в
промышленности.
-Познакомиться с основными классификациямиПИ.
-Изучить различные типы полезных ископаемых.
- Познакомиться соспособами добычи ПИ.
-Получить представление об исчерпаемости природных ресурсов и ПИ.
9
-Научиться рациональноиспользовать природные ресурсы.
Полезные ископаемые – горные породы и минералы, которые используются или
могут быть применены в народном хозяйстве. Классификации ПИ: 1) твердые (различные
руды, уголь, мрамор, гранит, соли); жидкие (нефть, минеральные воды); газовые (горючие
газы, гелий, метан). 2) горючие (уголь, торф, нефть, природный газ, горючие сланцы); 3)
рудные (руды горных пород, включающие металлические полезные компоненты и
неметаллические (графит, асбест); нерудные (неметаллические и негорючие полезные
ископаемые: песок, гравий, глина, мел, известняк, различные соли. Отдельной группой
стоят драгоценные и поделочные камни).
Полезные ископаемые находятся в земной коре в виде скоплений различного характера
(жил, штоков, пластов, гнёзд, россыпей и пр.). Скопления полезных ископаемых образуют
месторождения, а при больших площадях распространения — районы, провинции и
бассейны. Область науки и технологии, посвящённая добыче полезных ископаемых,
именуется Горным делом. Происхождение ПИ: магматические, осадочные и
метаморфические. Магматические полезные ископаемые могут образовываться и из
излившейся магмы — лавы, которая быстро остывает. Рудные полезные ископаемые
связаны со складчатыми областями. На платформенных равнинах они приурочены к
фундаменту — нижнему ярусу платформы. Осадочные полезные ископаемые наиболее
характерны для платформ, так как там располагается платформенный чехол: газ, нефть,
уголь, горючие сланцы. Они образовались из накопившихся в прибрежных частях
мелководных морей и в озерно-болотных условиях суши остатков растений и животных.
Способы добычи полезных ископаемых: открытый способ, при котором горные породы
добываются в карьерах. Шахтный (подземный) способ добычи угля требует больших
затрат, поэтому является более дорогостоящим. Способ добычи нефти — фонтанный,
когда нефть поднимается по скважине под давлением нефтяных газов. Исчерпаемые
природные ресурсы. Рациональное использование природных ресурсов.
Выводы по теме. На Земле существуют самые разнообразные горные породы и
минералы, представляющие интерес для человека как полезные ископаемые. Они
отличаются по способу их добычи и использования человеком.
Литература.
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://geography.kz/slovar/poleznye-iskopaemye
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
6. Геосферы землетрясения, их эпицентры и гипоцентры, геологические
последствия.
План лекции:
1. Землетрясения. Причины землетрясений.
2. Механизм возникновения землетрясений.
3. Оценка силы действия землетрясений (по шкале Рихтера, по степени разрушения).
Цели, задачи: Изучить геосферы Земли. Познакомить слушателей с масштабами
землетрясений и причинами их возникновения.
- Геосферы Земли.
- Землетрясения, гипоцентры и эпицентры.
- Причины возникновения. Интенсивность землетрясений.Шкала Рихтера.
- Сейсмичеки опасные зоны.
Землетрясение. Причины возникновения: тектонические, вулканические,
денудационные, техногенные. Очаг землетрясения. Форшоки (англ. «fore» - впереди +
«shock» - удар, толчок) афтершоки. Афтершоки. Гипоцентр, или фокус землетрясения.
Эпицентр. Типы землетрясений по глубине гипоцентров: мелкофокусные (0-70 км от
10
поверхности), среднефокуные (70-300 км) и глубокофокусные (300-700 км). Основанная
часть землетрясений зарождается в очагах на глубине 10-30 км, т.е. относится к
мелкофокусным. Интенсивность землетрясений. Шкала Рихтера и другие шкалы.
Разработано несколько шкал для определения интенсивности землетрясений. Первая из
них была предложена в 1883-1884 гг. М. Росси и Ф. Форелем, интенсивность в
соответствии с этой шкалой измерялась в интервале от 1 до 10 баллов. Позднее, в 1902 г. в
США была разработана более совершенная 12-балльная шкала, получившая название
шкалы Меркалли (по имени итальянского вулканолога). Этой шкалой, несколько
видоизменённой, и в настоящее время широко пользуются сейсмологи США и ряда
других стран. В нашей стране и некоторых европейских странах используется 12-балльная
международная шкала интенсивности землетрясений (MSK-64), получившая название по
первым буквам её авторов (Медведев –Шионхойер - Карник). Магнитуда (от лат.
«magnitudo» – величина). Сейсмографы. Размещение сейсмически активных зон.
Литература.
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://geography.kz/slovar/poleznye-iskopaemye
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
5. Онлайн карта землетрясений на сайте “U.S. Geological Survey Earthquake Hazards
Program” (USGS Earthquake Hazards Program)
.7. Геологическая деятельность ветра.
План лекции:
1. Особенность экзогенных процессов. Природа экзогенных процессов. Разрушительная
деятельность ветра: дефляция и корразия
2. Физическое, химическое, биохимическое выветривание, их климатическая зависимость.
Перенос материала ветром. Ветровая эрозия.
3. Процессы и остаточные формы рельефа различных областях выдувания.
Аккумулятивная деятельность ветра
4. Эоловые формы рельефа
5. Типы пустынь.
Цели, задачи: Изучить геологическую деятельность ветра.
- разъяснить слушателям процессы, происходящие под действием ветра;
- изучить механизм таких процессов;
- изучить формы рельефа создаваемые ветром.
Деятельность ветра – важнейший агент на поверхности суши. Все процессы,
обусловленные деятельностью ветра, создаваемые ими отложения рельефа и формы
называют эоловыми (Эол - бог ветров в греческой мифологии). Сочетание условий
способствующих развитию эоловых процессов: 1) отсутствие или разреженность
растительного покрова, определяющее наличие непосредственного контакта горных
пород, слагающих территорию, и воздушных потоков атмосферы; 2) частые ветры; 3)
наличие больших объёмов рыхлого материала, способного перемещаться ветром.
Температурное выветривание. Перенос ветром тонкого материала.
Геологическая деятельность ветра: разрушение пород, переноса материала и его
аккумуляции. Разрушительная деятельность ветра. Разрушительная деятельность
ветра: дефляции и корразии. Дефляция (от лат. «deflatio» - сдувание) - процесс
выдувания и развевания ветром частиц рыхлых горных пород (пелитовая, алевритовая и
песчаная размерности пород). Площадная и локальная дефляция. Лёссовые плато.
Корразия (от лат. «corrado» — скоблю, соскребаю) – процесс механического истирания
горных пород обломочным материалом, переносимым ветром: штрихи, борозды, ниши и
другие характерные формы. Процессы корразии и дефляции взаимосвязаны. Перенос
11
материала ветром: 1) перекатыванием, путем скачкообразных движений и во
взвешенном состоянии; 2)перекатыванием или скольжением перемещаются крупные
зёрна песка и, при штормовых и ураганных ветрах, гальки и щебень; 3)путём
скачкообразных движений (или сальтацией – от лат. «saltatio» - скачок). Типы пустынь:
каменистые, аккумулятивные, солончаковые, лессовые, глинистые. Формы рельефа
пустынь: барханы, песчаные валы, песчаные гряды, кучевые формы, котловины
выдувания.
Литература
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://popovgeo.professorjournal.ru/geology
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
8. Название темы: Выветривание, продукты выветривания
План лекции:
1. Процессы в зоне гипергенеза
2. Выветривание
3. Физическое выветривание
4. Химическое выветривание
5. Коры выветривания. Продукты выветривания
Цели, задачи: Изучить процессы выветривания на поверхности Земли и на
морском дне.
-Познакомиться с основными типами выветривания;
-Изучить процессы физического, химического и биохимического выветривания;
-Познакомиться с продуктами выветривания.
Процессы в зоне гипергенеза. Основные источники энергии: солнечное тепло и
внутренне тепло Земли. Важнейшую роль в гипергенных процессах играют органическое
вещество и вода. Границы зоны гипергенных процессов. Комплексы минеральных
образований зоны гипергенеза : 1) материнские породы (субстрат) и 2) продукты
гипергенеза. Три группы процессов зоны гипергенеза: поверхностный (или наземный)
гипергенез; глубинный (или подземный) гипергенез; подводный гипергенез (или
гальмиролиз). Формирование продуктов поверхностного гипергенеза связано с
процессами выветривания. Выветривание – это процесс изменения и разрушения
минералов и горных пород на земной поверхности под воздействием физических,
химических и органических факторов.
1)физическое (механическое, температурное выветривание: 1) резкие суточные колебания
температуры, 2) обнажённость горных пород ввиду отсутствия растительного покрова и
почвенного слоя); 2)химическое выветривание, 3)биохимическое выветривание
(например, лишайники извлекают минеральные вещества из минералов, что приводит к
разрушению последних). Почвы.
Морозное выветривание – разрушение горных пород в результате периодического
замерзания попадающей в трещины воды. Кристаллизующийся лёд оказывает на стенки
трещин весьма существенно давление, достигающее 1000 кг/см3 и более, что значительно
выше прочности большинства горных пород.
Процесс перемещения продуктов разрушения горных пород называется денудация.
Элювий. Характерным ландшафтом зон физического выветривания являются каменистые
пустыни, или, гаммады. Физическое выветривание приводит к механической
дезинтеграции пород и минералов, но не приводит к их химическому преобразованию.
Химическое выветривание. Органические кислоты и вода. Условия: климат, при
котором достигается сочетание высоких температур и влажности (гумидный
тропический); обилие и характер растительности (при её разложении образуются
12
органические кислоты, активно разрушающие минералы);
выровненный рельеф,
обеспечивающий неподвижность продуктов разрушения;
продолжительность
выветривания.
Процессы химического разложения - разрушение кристаллических
решёток минералов и высвобождение из них химических элементов. Выветривание
гранитов завершается формированием толщи глин, обогащённых водными окислами
алюминия. Коры выветривания- геологические тела, сложенные элювием, то есть
продуктами глубокого поверхностного физического, химического, биохимического
преобразования горных пород, оставшихся на месте своего образования. Продукты
выветривания - продукты дезинтеграции субстрата, глинистый элювий и латериты.
Продукты дезинтеграции
представляют
собой
подвергшиеся
физическому
выветриванию (растрескиванию, дроблению) породы субстрата, практически не
изменившие химического состава (глыбовый и щебнистый элювий на гранитных породах
в аридных и субаридных областях, доломитовая мука на доломитах). Глинистый
элювий. Латеритом. Рудные шляпы. Стадии развития коры выветривания. Первая
стадия – обломочная – характеризуется физическим выветриванием материнских пород,
химических преобразований в пределах коры не происходит. Вторая стадия –
сиаллитная, или обызвесткованная знаменуемся началом процесса химического
выветривания, сопровождающимся извлечением из кристаллохимических структур
силикатов щелочных и щелочноземельных элементов. Третья стадия – кислая
сиаллитная – сопровождается дальнейшим, уже весьма значительным, преобразованием
минералов - за счёт материнских пород образуется «сиаллитный элювий». Четвёртая
стадия – аллитная – проявлена в интенсивном вносе из продуктов выветривания не
только щелочных и щелочноземельных элементов, но и кремнезёма силикатов.Латериты и
бокситы. Состав конечных продуктов химического выветривания.
Ряды миграции химических элементов коре выветривания
силикатных пород (по Б.Б. Полынову с упрощениями)
Интенсивность миграции
Химические элементы
Очень сильная
Cl, S, B, Br, I
Сильная миграция
Ca, Na, Mg, Sr, Zn, Mo, U, F
Средняя миграция
Si, K, Mn, Ba, Ni, Co, Cu
Слабая и очень слабая миграция
Al, Fe, Ti, Zr, Y, Nb, Ta, Sn,
Pt
Литература
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://popovgeo.professorjournal.ru/geology
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
9. Геологическая деятельность океанов и морей
План лекции:
1. Общие сведения о Мировом Океане
2. Особенности рельефа океанического дна
3. Разрушительная и аккумулятивная деятельность моря
4. Осадконакопление в морях и океанах
Цели, задачи: Изучить геологическую деятельность вод океанов и морей.
- Дать студентам общие сведения о Мировом океана;
13
- Изучить особенности строения океанического дна;
- Изучить абразионные и аккумулятивные формы рельефа;
- Выяснить особенности осадконакопления в морях и океанах.
Общие сведения о Мировом Океане. Океан – непрерывная водная оболочка Земли,
окружающая материки и острова и обладающая общностью солевого состава. Мировой
Океан составляет 94% гидросферы и занимает 70,8% земной поверхности. Он
представляет собой гигантские депрессии земной поверхности, вмещающие основной
объём гидросферы – около 1,35 км3. Части Мирового Океана, обособленные сушей или
возвышениями подводного рельефа называют морями.
Солёность и состав морских вод. Средняя солёность вод Мирового Океана составляет
около 35 г/кг (или 35 ‰ - 35 промилле) и зависит от степени связи с открытым океаном,
климата, близости устьев крупных рек, таяния льдов и т.д.: в Красном море солёность
достигает 42‰, тогда как в Балтийском она на превышает 3-6‰. Минимальная солёность
характерна для морей, имеющих затруднённую связь с океаном и получающих
значительное количество речных вод (солёность Чёрного моря 17-18‰).
Морская вода представляет собой раствор, содержащий более 40 химических элементов.
Источниками солей служат речной сток и соли, поступающие в процессе вулканизма и
гидротермальной деятельности, а также при подводном выветривании горных пород –
гальмиролизе. Общая масса солей составляет около 49,2*1015т, этой массы достаточно,
чтобы при испарении всех океанских вод поверхность планеты покрылась слоем слои
толщиной 150 м. Наиболее распространёнными анионами и катионами в водах являются
следующие (в порядке убывания): среди анионов Cl-, SO42-, HCO3-, среди анионов Na+,
Mg2+, Ca2+. Соответственно, в пересчёте на слои наибольшее количество приходится на
NaCl (около 78%), MgCl2, MgSO4, CaSO4. В солевом составе морской воды преобладают
хлориды (в то время как в речной больше карбонатов). Примечательно, что по
химическому составу морская вода очень схожа с соляным составом крови человека.
Соленый вкус воды зависит от содержания в ней хлористого натрия, горький вкус
определяет хлористый магний, сульфаты натрия и магния. В водах морей и океанов
растворено и значительное количество газов. Преимущественно это азот, кислород и СО2.
При этом газовый состав морских вод несколько отличается от атмосферного - в морской
воде, например, содержатся сероводород и метан. Кислород, поступающий в воды в
процессе газового обмена с атмосферой и при фотосинтезе. Является весьма подвижным
и химически активным компонент морских вод, поэтому его содержание весьма
различным – от значительного до ничтожно малого; в поверхностных слоях океана его
концентрация колеблется обычно от 5 до 9 мл/л. Углекислый газ содержится он в
морской воде в незначительных концентрациях (не более 0,5 мл/л), но суммарное
содержание двуокиси углерода примерно в 60 раз превосходит её количество в атмосфере.
При этом играет важнейшую роль в биологических процессах (являясь источником
углерода при построении живой клетки), влияет на глобальные климатические процессы
(участвуя в газовом обмене с атмосферой), определяет особенности карбонатного
осадконакопления. Сероводород в морской воде в значительном количестве отмечается
водоемах с затрудненным водообменном (известным примером «сероводородного
заражения» служит Чёрном море). Источниками сероводорода могут служить
гидротермальныме воды, поступающие из глубин на дно океана, восстановление
сульфатредуцирующими бактериями сульфатов при разложении мертвого органического
вещества, выделение при гниении серосодержащих органических остатков. Кислород
довольно быстро реагирует с сероводородом и сульфидами, окисляя их в конечном счете
до сульфатов.
Особенности рельефа океанического дна. Шельф (или материковая отмель) –
слабонаклонённая выровненная часть подводной окраины континентов, прилегающая к
берегам суши и характеризующаяся общим с ней геологическим строением. Глубина
14
шельфа обычно до 100-200 м; ширина шельфа составляет от 1-3 км до 1500 км (шельф
Баренцева моря). Внешняя граница шельфа очерчена перегибом рельефа дна - бровкой
шельфа. Современные шельфы в основном сформированы в результате затопления окраин
континентов при подъёме уровня Мирового океана вследствие таяния ледников, а также
из-за погружений участков земной поверхности, связанных с новейшими тектоническими
движениями. Шельф существовал во все геологические периоды, в одни из них резко
разрастаясь в размерах (например, в юрское и меловое время), в другие, занимая
небольшие площади (пермь). Современная геологическая эпоха характеризуется
умеренным развитием шельфовых морей.
Материковый склон является следующим из основных элементов подводной окраины
материков; он расположен между шельфом и материковым подножием. Характеризуется
более крутыми уклонами поверхности по сравнению с шельфом и ложем океана (в
среднем 3-50, иногда до 400) и значительной расчленённостью рельефа. Типичными
формами рельефа являются ступени, параллельные бровке и основанию склона, а также
подводные каньоны, обычно берущие начало ещё на шельфе и протягивающиеся до
материкового подножия. Материковое подножие представляет собой шлейф
аккумулятивных отложений, возникший у подножия материкового склона за счёт
перемещения материала вниз по склону (путём мутьевых потоков, подводных оползней и
обвалов) и осаждения взвеси. Глубина материкового подножия достигает 3,5 км и более.
Геоморфологически оно представляет собой наклонную холмистую равнину.
Далее располагаются структуры, образованные на коре океанического типа.
Крупнейшими элементами рельефа океанов (и Земли в целом) являются ложе океана и
срединно-океанические хребты. Ложе океана хребтами, валами и возвышенностями
делится на котловины, дно которых занято абиссальными равнинами. Эти области
характеризуются стабильным тектоническим режимом, низкой сейсмической активностью
и равнинным рельефом, что позволяет рассматривать их как океанские плиты –
талассократоны. Геоморфологически эти области представлены абиссальными
(глубоководными) аккумулятивными и холмистыми равнинами. Аккумулятивные
равнины имеют выровненную поверхность слабонаклонную поверхность и развиты
преимущественно по периферии океанов в областях значительного поступления
осадочного материала с континентов. Их формирование связано с приносом и
накоплением материала суспензионными потоками, что и определяет присущие им
особенности: понижение поверхности от материкового подножия в сторону океана,
наличие подводных долин, градационная слоистость осадков, выровненный рельеф.
Ещё одним элементом мегарельефа служат срединно-океанические хребты,
представляющие собой мощную горную систему, протягивающуюся через все океаны.
Общая протяжённость срединно-океанических хребтов (СОХ) более 60000 км, ширина
200-1200 км, высота 1-3 км. В некоторых районах вершины СОХ образуют вулканические
острова (Исландия). Рельеф расчленённый, формы рельефа ориентированны
преимущественно параллельно протяжению хребта. Осадочный чехол маломощный,
представленный карбонатными биогенными илами и вулканогенными образованиями.
Особого внимания заслуживают зоны перехода от континентальной к океанической коре –
окраины континентов. Выделяют два типа континентальных окраин: тектонически
активные и тектонически пассивные.
Пассивные
окраины
представляют
собой
непосредственное
продолжение
континентальных блоков, затопленное водами морей и океанов. Они включают в себя
шельф, континентальный склон и континентальное подножие и характеризуются
отсутствием проявлений эндогенной активности. Активные окарины приурочены к
границам литосферных плит, вдоль которых происходит поддвигание океанических плит
под континентальные. Эти окарины характеризуются активной эндогенной активностью, к
ним приурочены области сейсмической активности и современного вулканизма. Среди
активных окарин по строению выделяются два основных типа: западно-тихоокеанский
15
(островодужный) и восточно-тихоокеанский (андский).
Разрушительная и аккумулятивная деятельность моря
Абразия (от лат. « abrasion» – соскабливание, сбривание) – процесс разрушения пород
волнами и течениями. Абразия наиболее интенсивно протекает у самого берега под
действием прибоя.
Разрушение горных пород берега слагается из следующих факторов:
удар волны (сила которого достигает при штормах 30-40 т/м2);
абразивное действие обломочного материала, приносимого волной;
растворение пород;
сжатие воздуха в порах и полостях породы во время удара волн, которое приводит к
растрескиванию пород под воздействием высокого давления;
термоабразия, проявляющаяся в протаивании мёрзлых пород и ледяных берегов, и другие
виды воздействия на берега.
Воздействие процесса абразии проявляется до глубины нескольких десятков метров, а в
океанах до 100 м и более.
Воздействие абразии на берега приводит к формированию обломочных отложений и
определённых форм рельефа. Процесс абразия протекает следующим образом. Ударяя о
берег, волна постепенно вырабатывает в его основании углубление – волноприбойную
нишу, над которой нависает карниз. По мере углубления волноприбойной ниши под
действием силы тяжести карниз обрушивается, обломки оказываются у подножия берега и
под действием волн превращаются в песок и гальку.
Образовавшийся в результате абразии обрыв или крутой уступ называют клиф. На месте
отступающего обрыва формируется абразионная терраса, или бенч (англ. «bench»),
состоящая из коренных пород. Клиф может граничить непосредственно с бенчем или
отделяться от последнего пляжем. Поперечный профиль абразионной террасы имеет вид
выпуклой кривой с малыми уклонами у берега и большими у основания террасы.
Образующийся обломочный материал уносится от берега, образуя подводные
аккумулятивные террасы.
Пляжем (от франц. «plage» - отлогий морской берег) называют полосу наносов на
морском побережье в зоне действия прибойного потока. Морфологически выделяются
пляжи полного профиля, имеющие вид пологого вала, и пляжи неполного профиля,
представляющие собой наклонённое в сторону моря скопление наносов, примыкающее
тыльной стороной к подножию берегового обрыва. Пляжи полного профиля характерны
для аккумулятивных берегов, неполного – преимущественно для абразионных берегов.
При забурунивании волн на глубинах в первые метры, отлагаемый под водой материал
(песок, гравий или ракуша) образует подводный песчаный вал. Иногда подводный
аккумулятивный вал, разрастаясь, выступает над поверхностью воды, протягиваясь
параллельно берегу. Такие валы называются барами (от франц. «barre» - преграда,
отмель).
Формирование бара может приводить к отделению прибрежной части морского бассейна
от основной акватории – образуются лагуны. Лагуна (от лат. «lacus» - озеро)
представляет собой неглубокий естественный водный бассейн, отделённый от моря баром
или соединяющийся с морем узким проливом (или проливами). Основной особенностью
лагун является отличие солёности вод и биологических сообществ.
Осадконакопление в морях и океанах
В морях и океанах накапливаются различные осадки, которые по происхождению можно
разделить на следующие группы:
терригенные, образующиеся за счет накопления продуктов механического разрушения
горных пород;
биогенные, формирующиеся за счёт жизнедеятельности и отмирания организмов;
хемогенные, связанные с выпадением из морской воды;
вулканогенные, накапливающиеся в результате подводных извержений и за счёт
16
принесённых с суши продуктов извержений;
полигенные, т.е. смешанные осадки, образующиеся за счёт материала разного
происхождения.
В целом, вещественный состав донных осадков определяется следующими факторами:
глубиной области осадконакопления и рельефом дна;
гидродинамическими условиями (наличием течений, влиянием волновой деятельности);
характером поставляемого осадочного материала (определяемого климатической
зональностью и удалённостью от континентов);
биологической продуктивностью (морские организмы извлекают из воды минеральные
вещества и поставляют их на дно после отмирания (в виде раковин, коралловых построек
и пр.);
вулканизмом и гидротермальной деятельностью.
Одним из определяющих факторов является глубина, позволяющая выделять несколько
зон, отличающихся особенностями осадконакопления. Литораль (от лат. «litoralis» береговой) - пограничная полоса между сушей и морем, регулярно затопляемая во время
прилива и осушаемая при отливе. Литораль представляет собой зону морского дна,
расположенную между уровнями самого высокого прилива и самого низкого отлива.
Неритовая зона соответствует глубинам шельфа (от греч. «erites» - морской моллюск).
Батиальная зона (от греч. «глубокий») примерно соответствует области
континентального склона и подножия и глубинам 200 – 2500 м. Эта зона характеризуется
следующими экологическими условиями: значительное давление, почти полное
отсутствие света, незначительные сезонные колебания температуры и плотности воды; в
составе органического мира преобладают представители зообентоса и рыбы,
растительный мир весьма беден из-за отсутствия света. Абиссальная зона (от греч.
«бездонный») соответствует морским глубинам более 2500 м, что отвечает
глубоководным котловинам. Воды этой зоны характеризуются относительно слабой
подвижностью, постоянно низкой температурой (1-20C, в полярных областях ниже 00C),
постоянной солёностью; здесь полностью отсутствует солнечный свет и достигаются
огромные давления, что определяют своеобразие и бедность органического мира.
Участки, глубиной более 6000 м обычно выделяют как ультраабиссальные зоны,
соответствующие наиболее глубоким участкам котловин и глубоководным желобам.
Осадконакопление в литоральной зоне
Для зоны литорали характерны осадки непосредственно связанные с береговой зоной, в
зависимости от строения которой они быстро изменяются про простиранию. У
абразионных берегов формируются терригенные отложения (от глыб до песков); для
аккумулятивных берегов типичны песчаные и галечные пляжи. На низменных
побережьях, затопляемых во время наиболее высоких приливов или нагонов морской
воды, образуются марши - болотистые, заросшие травой луга, сложенные илистыми или
песчано-илистыми наносами, на которых формируются богатые гумусом почвы. Части
плоских низменных морских побережий, ежедневно заливаемые морем во время приливов
и освобождающиеся от морской воды во время отливов, сложенные илистыми
отложениями, называются ватты. Осадок приносится на ватты приливной водой и
отлагается в результате уменьшения скорости течения. Обычно приливное течение, более
сильное, отлагает более грубозернистый материал, отливное – более тонкие осадки. Это
создаёт характерное для ватт чередование материала разного состава, обычно песчаноалевритового и алевритово-глинистого. Ватты образуются только там, где нет сильных
прибоев и постоянного морского течения, размывающего наносы. Они развиваются,
главным образом, на защищенных частях берега (например, на немецком берегу под
защитой Фрисландских островов). Особенно быстро растут они там, где в море впадают
реки, в обилии приносящие илистый материал. В тропиках на берегах, затопляемых
приливами, образуются мангровые заросли.
Осадконакопление на шельфах
17
Терригенный и глинистый материал поступает на шельфы главным образом за счёт
приноса аллювиального материала (до 90% материала, приносимого с континентов в
Мировой Океан), за счёт абразии, эолового, ледникового и айсбергового разноса.
Минеральный состав этой группы осадков определяется составом разрушаемых на суше
пород и продуктов их выветривания. Впадающие равнинные реки приносят тонкий
глинистый материал и растворённые вещества, горные – терригенный. В пределах
гумидных зон, где на суше происходит интенсивное химическое выветривание, в донных
осадках прибрежных зон преобладают глинистые минералы.
Роль биогенного материала определяется климатической зональностью: в гумидных
тропических областях его вклад составляет более 50%, в холодных водах Арктики – менее
5%. В холодной и умеренной зоне среди биогенных отложений преобладают известнякиракушечники. В холодных водах – кремнистые диатомовые илы.
Хемогенные отложения в шельфовой зоне формируются в заливах и лагунах аридных
областей. Здесь накапливаются самосадочные соли (мирабилит, глауберит, астраханит,
бишофит,
эпсомит,
поваренная
соль,
фосфориты)
и
карбонаты.
Современные шельфы представляют собой зоны транзита материала, по которым
материал перемещается с континентов к континентальному подножию.
При переходе от шельфа к континентальному склону резко увеличивается содержание
тонкозернистого материала (размером менее 0,05 мм) из-за уменьшения скорости течений
– более крупный материал не может транспортироваться из-за низкой энергии течений. У
бровки шельфа образуются «облака мути», представляющие собой взвесь
тонкозернистого материала, медленно осаждающегося на дно.
Литература
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://popovgeo.professorjournal.ru/geology
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
10. Рельефообразующая деятельность поверхностных вод. Эрозия и акумуляция,
базис эрозии, пролювий, делювий.
План лекции:
1. Деятельность временных русловых потоков
1.1. Аккумулятивная деятельность временных русловых потоков
2. Геологическая деятельность рек. Геологическая деятельность рек: эрозия, перенос
материала и его переосаждение. Влияние рек на рельеф и ландшафт в различных
геотектонических областях.
2.1. Эрозионная деятельность рек
2.3. Перенос материала реками. Отложения рек.
2.4. Озера и болота, их эволюция. Озера аридных зон, озерные осадки, их трансформация
в хемогенные осадочные горные породы.
2.5. Типы болот, превращение погребенных болотных органических осадков в горючие
химическое сырье.
2.6. Роль естественных и антропогенных озер и болот в экономике минерального сырья,
энергетике и экологии.
2.7. Геологическая и климатологическая роль озер и болот.
2.5. Динамические фазы аллювия (дополнительный раздел)
2.8. Морфологические типы речных долин (дополнительный раздел). Устьевые части рек
Цели, задачи:
Изучить геологическую деятельность временных русловых потоков и геологическую
деятельность рек.
- Изучить эрозионная и аккумулятивную деятельность временных водных потоков;
- Изучить эрозионные и аккумулятивные процессы и генетические типы отложений ими
18
создаваемые;
- Познакомиться с основными геодинамическими процессами, происходящими в руслах
рек;
-Изучить эрозионную и аккумулятивную работу рек; озер и болот.
-Познакомиться с полезными ископаемыми,образующимися в болотах.
- Познакомиться с классификациями аллювиальных отложений.
Деятельность русловых потоков складывается из размыва земной поверхности
водным потоком - эрозии, переноса и аккумуляции продуктов размыва. Деятельность
потока определяется в первую очередь его кинетической энергией, описываемой
известной формулой mv2/2, где в данном случае m – масса воды, v – скорость течения.
Скорость течения, в свою очередь, зависит от величины уклона русла. Основная часть
энергии расходуется на перенос обломочного материала, поступающего в русло, а также
на преодоление сопротивлений, возникающих вследствие турбулентности потока и его
трения о дно и борта русла. Избыток энергии тратится на эрозию, направленную на
размыв водными потоками земной поверхности. Если энергия потока снижается, то
наступает состояние динамического равновесия; дальнейшее снижение энергии,
связанное, например, с выполаживанием русла, приводит к аккумуляции переносимого
материала. Учитывая, что величина энергии водного потока различна в разных его частях,
эрозионные и аккумулятивные процессы протекают одновременно в разных частях одного
потока. Общий уклон русла потока направлен от истока к устью. В связи с этим в верхней
части долин, где уклон наиболее значителен, обычно преобладает эрозия; в среднем
течении она сменяется динамическим равновесием между эрозией и аккумуляцией; в
нижнем течении в общем случае преобладает аккумуляция. В процессе эрозии постепенно
вырабатывается профиль равновесия реки, соответствующий на каждом участке речной
долины динамическому равновесию.
Поверхность, на уровне которой водный поток теряет свою силу и ниже которой не может
углублять своё ложе, называется базисом эрозии. За главный базис эрозии условно
принимается уровень Мирового океана. Помимо главного, выделяются региональные и
локальные базисы эрозии. Региональными базисами эрозии являются уровень моря или
озера, в которое впадает река, уровень крупных низменностей и пр. Локальным базисом
может являться любая точка русла – водопады, пороги, устья притоков и др.; эти базисы
постоянно изменяются и определяющими эрозию на расположенном выше по течению
участке.
Среди русловых потоков различают:
временные русловые потоки,
постоянные русловые потоки – реки.
Деятельность временных русловых потоков
Среди временных русловых потоков выделяются временные потоки оврагов и
временные горные потоки. Оба типа потоков не имеют постоянного питания
грунтовыми водами и появляются периодически в периоды дождей и таяния снега.
Временные потоки оврагов. Формирование оврагов начинается с образования
эрозионных борозд – переходных форм от плоскостного к линейному размыву
поверхности склонов. Борозды возникают за счёт плоскостного стока дождевых и талых
вод при слиянии небольших струек в наиболее пониженных участках склона. Дальнейшая
эрозия в бороздах проводит к образованию более крупных форм – рытвин. Для рытвин
характерны крутые незадернованные борта и продольный профиль, близкий к профилю
склона. За счёт наиболее крупных и быстро растущих рытвин в процессе их углубления и
расширения образуются овраги, обладающие продольным профилем, отличным от
профиля склона. Дно молодых оврагов отличается неровностью. По мере дальнейшего
углубления профиль оврага постепенно выравнивается за счёт развития глубинной эрозии,
направленной на приближение к уровню базиса эрозии. Верхняя часть оврага
19
представляет собой крутой уступ, за счёт размыва которого овраг продвигается вверх по
склону. Такой процесс роста вверх по течению потока называется регрессивной или
попятной эрозией. Скорость роста оврагов может быть очень высокой и достигать
нескольких метров в год; при разработке промоин, осложняющих склоны оврагов, может
возникать ветвящаяся овражная система. По мере развития овраг своим истоком
приближается к водоразделу, а устьем к базису эрозии, его продольный профиль
приобретает вогнутую форму, а поперечный – V-образным, с крутыми незадернованными
склонами. В условиях незначительной скорости углубления происходит расширение
оврага, он приобретает U-образный профиль и затем превращается в балку – эрозионную
форму, характеризующуюся наличием плоского дна и пологих склонов, закреплённых
растительностью.
Водный поток, движущийся по дну оврагов и балок во время дождей и таяния твёрдых
осадков, переносит мелкий обломочной материал. В низовьях оврага, где энергия потока
снижается, могут образовываться конусы выноса оврагов.
Временные горные потоки. Зарождение временных горных потоков связано с
ливневыми дождями и интенсивным таянием снега и ледников. В верхней части горных
склонов система сходящихся рытвин и промоин образует водосборный бассейн. Ниже
располагается канал стока – русло, по которому движется вода. Значительный уклон
русла обуславливает высокую энергию потока, по пути движения он подхватывает
большое количество обломочного материала разного размера. Насыщение обломочным
материалам может превратить водный поток в сель – временный разрушительный поток,
перегруженный грязе-каменным материалом. В грязе-каменном потоке, имеющим
значительно большую плотность, чем вода и высокую кинетическую энергию, способны
перемещаться даже глыбы, размером до нескольких метров. Сели могут формироваться
также при обвале больших масс обломочного материала в горные реки, прорыва
ледниковых или запрудных озёр.
Геологическая деятельность озёр и болот.
Озёра – природные водоёмы со стоячей или слабопроточной водой, образующиеся в
результате затопления понижений суши (котловин) водными массами. Озёра не имеют
связи с океаном и, в отличие от рек, обладают замедленным водообменном.
Каждое озеро состоит из трех взаимосвязанных природных компонентов:
1. котловины - формы рельефа земной поверхности,
2. водной массы с растворёнными в ней веществами,
3. растений и животных, населяющих водоём.
Происхождение озёрных котловин
Котловины озёр возникают в результате различных рельефообразующих процессов и по
происхождению делятся на несколько групп.
С проявлением эндогенной активности связано образование тектонических и
вулканических котловин.
Котловины тектонического происхождения образуются в результате движения
участков земной коры. Многие озёра, возникшие в котловинах тектонического
происхождения, занимают обширную площадь, характеризуются большой глубиной и
имеют древний возраст. Характерными примерами озёр, принадлежащих этой группе,
служат Великие Африканские озёра (в том числе Танганьика с глубиной -1470 м),
приуроченные к Восточно-Африканской рифтовой системе, где происходят процессы
растяжения и прогибания континентальной коры. Аналогичное происхождение имеют
озеро Байкал в России (являющееся самым крупным пресноводным водоёмом и
обладающее максимальной среди озёр глубиной -1620 м), озеро Бива в Японии (известное
добываемым в нём пресноводным жемчугом) и другие. Котловины нередко приурочены к
изометричным прогибам (Чад, Эйр) или крупным тектоническим разломам. С
тектоническими процессами связано и формирование остаточных озёр, являющихся
остатками древних океанов и морей. Так, Каспийское озеро отделилось от Средиземного и
20
Чёрного морей в результате тектонических движений земной коры.
Котловины вулканического происхождения приурочены к кратерам и кальдерам
потухших вулканов или располагающиеся среди застывших лавовых полей. В последнем
случае озёрные котловины формируются, когда горячая лава вытекает из-под более
холодного поверхностного лавового горизонта, что способствует проседанию последнего
(так образовалось оз. Йеллоустон), или в случае подпруживания рек и ручьев лавой или
грязевым потоком при извержении вулканов. Котловины такого происхождения
встречаются в районах современной или древней вулканической деятельности (Камчатка,
Закавказье, Исландия, Италия, Япония, Новая Зеландия и др.).
Многообразие экзогенных процессов приводит к образованию различных групп озёрных
котловин.
Большое количество озёрных котловин имеют ледниковое происхождение. Их
формирование может быть связано с деятельностью горных и равнинных ледников. В
горах ледниковые озёрные котловины представлены моренно-запрудными и каровыми.
Моренно-запрудные образуются при запруживании ледниками речных долин. При
заполнении водой каровых котловин формируются небольшие живописные озера с чистой
и холодной водой.
На равнинах котловины ледникового происхождения распространены на территории,
подвергавшейся четвертичному оледенению. Среди них можно выделить котловины
экзарационного, ледниково-аккумулятивного и морено-запрудного происхождения.
Экзарационные котловины связаны с выработанным движущимся льдом отрицательными
формами рельефа. Знаменитым примером озера, обязанного своим происхождением
разрушительной деятельности ледников, служит Лох-Несс в Шотландии, образовавшееся
в обработанной ледником долине реки. Тысячи озёр, образовавшихся в котловинах
ледникового вспахивания, встречаются на территории Скандинавского полуострова, на
севере Канады. Ледниково-аккумулятивные котловины образуются в области развития
моренных отложений. Озерные котловины в области моренно-равнинного рельефа
широкие, имеют овальную форму и небольшую глубину (Чудское, Ильмень); в условиях
холмисто-западинного и холмисто-увалистого рельефа обладают неправильной формой,
островами, сложной береговой линией, расчленённой полуостровами и заливами
(Селигер). Моренно-запрудные котловины возникают при запруживании мореной
доледниковой речной долины (например, оз. Сайма в Финляндии).
В областях многолетней мерзлоты образуются котловины термокарстового
происхождения, обязанные своим происхождением таянию ископаемого льда и мерзлых
пород и просадкам грунта. Такое происхождение имеют многие котловины тундровых
озерков. Все они имеют небольшую глубину и невелики по площади. Ещё один район
развития термокарстовых котловин – область распространения четверичных
флювиогляциальных отложений. Здесь при таянии покровных ледников под толщей
отложений, вынесенных талыми ледниковыми водами, оказались погребенными огромные
глыбы мертвого льда. Многие из них растаяли только спустя сотни лет, и на их месте
возникли котловины, заполнившиеся водой.
Озерные котловины карстового происхождения образуются в районах, сложенных
растворимыми (карстующимися) породами. Растворение пород приводит к образованию
глубоких, но обычно незначительных по площади котловин. Здесь же нередко случаются
провалы, обусловленные обрушением сводов подземных карстовых полостей. Примерами
карстовых котловин могут служить знаменитый «Провал» в Пятигорске (известный по
роману Ильфа и Петрова «Двенадцать стульев») и оз. Жирот во Французских Альпах,
имеющее глубину -99 м при площади всего 57 га.
Озерные котловины суффозионного происхождения образуются при просадке грунтов в
связи с выносом подземными водами рыхлых пылеватых частиц. Котловины такого
генезиса встречаются в степной и полупустынной зонах Центральной Азии, Казахстана и
Западно-Сибирской равнины.
21
Котловины флювиального происхождения связаны с геологической деятельностью рек.
Чаще всего это старичные и дельтовые озёра. Иногда образование озёр обусловлено
преграждением русла реки аллювиальными наносами другой реки. Например,
образование озера Сент-Крой (США) связано с подпруживанием р. Сент-Крой
аллювиальными отложениями р. Миссисипи. В связи с динамичностью эрозионных и
аккумулятивных флювиальных процессов и небольшими размерами котловин, последние
относительно быстро заполняются наносами и зарастают в одних местах и вновь
образуются в других.
Литература
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://popovgeo.professorjournal.ru/geology
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
11. Озерные и болотные отложения. Полезные ископаемые, связанные с болотами.
План лекции:
Условия формирования озерных котловин.
Исусственные озера.
Состав озерных вод.
Условия необходимые для существования болот.
Типы болот.
Полезные ископаемые связанные с озерами и болотами
Цели и задачи:
Изучить экзогенные и эндогенные условия происхождения озер и болот.
Научить студентов проводить простейшим методам изучения элементов рельефа в
районе озер и болот и качества вод.
Некоторые озёрные котловины формируются в результате подпруживания
оползнями, горными обвалами или селями рек. Обычно такие озёра существуют
недолго – происходит прорыв наносов, образующих «плотину». Так, в 1841 р. Инд на
территории современного Пакистана была подпружена оползнем, возникшим в результате
землетрясения, а через шесть месяцев «плотина» рухнула, и озеро длиной 64 км и
глубиной 300 м было спущено за 24 часа. Озёра данной группы могут оставаться
стабильным при условии, что избыток воды отводится через устойчивые к эрозии твердые
породы. Например, Сарезское озеро, образовавшееся в 1911 в долине р. Мургаб на
Восточном Памире, существует до сих пор и имеет глубину -500 м (десятое место по
глубине среди озер мира).
Процесс подпруживания реки мощным обвалом способствовал и образованию одной из
«жемчужин» Кавказа – озера Рица в Абхазии. Гигантский обвал на склоне горы Пшегиша
запрудил реку Лашипсе. Воды реки более чем на 2 км затопили ущелье (трассирующее
крупный тектонический разлом в толщах горных пород), вода поднялась на 130 м. Из-под
природной каменной плотины выбивается река с уже другим названием – Юпшара (поабхазски «раскол»).
Озёра искусственного происхождения связаны с заполнением водой искусственных
котловин (карьеров и пр.), либо с подпруживанием речных потоков плотинами. При
сооружении плотин образуются различные по размерам водоёмы – от небольших прудов
до огромных водохранилищ (расположенные в Африке водохранилища Виктория на реке
Виктория-Нил, Вольта на р. Вольта и Кариба на р. Замбези; самым крупным по объему в
России является Братское водохранилище на реке Ангаре). Некоторые плотины
возводились с целью производства электроэнергии для выплавки алюминия на базе
крупных залежей бокситов. Нужно добавить, что плотины создаются не только
человеком. Плотины, построенные бобрами, могут достигать длины более 500 м, но
существуют они лишь непродолжительное время.
22
Котловины прибрежно-морского происхождения образуются преимущественно в
результате отделения морских бухт барами от акватории моря в процессе перемещения
вдольберегового потока наносов. На начальном этапе котловина заполнена солёными
морскими водами, в дальнейшем образовавшееся соленое озеро постепенно опресняется.
Котловины органогенного происхождения возникают обычно на сфагновых болотах
тайги, лесотундры и тундры, а также на коралловых островах. В первом случае они
обязаны своим происхождением неравномерному нарастанию мхов, во втором –
коралловых полипов.
Озёра в масштабах геологического времени существуют относительно недолго.
Исключение составляют лишь некоторые озёра с котловинами тектонического
происхождения, приуроченные к активным зонам земной коры, и крупные остаточные
озёра. Со временем котловины заполняются осадками или заболачиваются.
Осадконакопление в озёрах
Отложения озёр представлены терригенными, хемогенными и органогенными осадками.
Состав накапливающихся в озёрах осадков в первую очередь определяется климатической
зональностью.
В озёрах гумидных областей накапливаются преимущественно алевро-глинистые
отложения, часто с большим количеством органики. Отмершие организмы, а также
материал, сносимый в озеро, откладываются на дне и образуют гиттию (от швед. gyttja ил, тина) – озёрные отложения, состоящие из органических остатков. Органическое
вещество гиттий образуется преимущественно за счёт продуктов распада живущих в воде
растительных и животных организмов, в меньшей степени за счёт принесённых с
окружающей суши остатков наземных растений. Минеральная часть состоит из песчаноглинистого материала и осаждённых из вод окислов кальция, железа и магния. Гиттию
называют также сапропель (от греч. sapros - гнилой и pelos - ил, грязь - "гнилостный ил").
В озере Неро, расположенном у города Ростов-Ярославский (Ростов Великий), слой
сапропеля достигает 20 м. Сапропели используются в качестве удобрения или в качестве
минеральной подкормки для скота; иногда в бальнеологических целях (грязелечение).
В полупустынных и пустынных аридных зонах озёра бессточные с интенсивным
испарением. Поскольку реки и подземные воды всегда приносят соли, а испаряется только
чистая вода, то происходит постепенное повышение солёности озёрных вод.
Концентрация солей может повышаться настолько значительно, что из пересыщенной
солями воды (рапы) происходит осаждение соли на дно озера (самосадочные озёра). При
осолонении континентальных озёр накапливаются карбонатные, содовые, сульфатные,
соляные и другие хемогенные отложения. В России современные содовые озёра известны
в Забайкалье и в Западной Сибири; за рубежом большой известностью пользуется озеро
Натрон в Танзании и озеро Серлс в Калифорнии. К ископаемым отложениям подобных
озёр приурочены месторождения природной соды.
В целом, для аридных областей характерны галогенно-карбонатные отложения, бедные
органикой.
В ряде случаев решающую роль в характере осадконакопления имеет происхождение
озёрных котловин. Для ледниковых озёр характерны ленточные глины, формирующиеся
за счёт сочетания озёрных и ледниковых отложений. В карстовых озёрах накапливаются
карбонаты, иногда нагромождения глыб обвального происхождения.
Полезные ископаемые связанные с озерами и болотами.
Торф –полуразложившиеся расти-тельные остатки бурого цвета.
В торфе содержится не более 50% минеральных компонентов в пересчете на сухое
вещество.
Топливо и удобрение
Под Москвой уже почти 100 лет работает Шатурская ТЭС, потребляющая торф.
Бурые угли.
Буроугольная стадия изменения торфа заключается в обогащении его углеродом и в
23
сильном превращении остатков растительности.
Под влиянием более высоких температур и давлений, количество углерода возрастает и на
новой стадии бурые угли переходят в каменные и затем в антрацит (почти чистый
углерод).
Дерновые железные руды
формирование связано с привносом железистых соединений грунтовыми водами.
Железо поступает с водосборов, где оно входит в составе кор выветривания, или из
ледниковых морен.
Для того, чтобы начали формироваться железные руды необходимы особые условия
рельефа в виде заливов, затонов и ловушек с ослабленной динамической деятельностью
водных масс.
Болотные железные руды состоят чаще всего из сидерита – FeCO3, обладающего
гороховой струк-турой
Литература
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://popovgeo.professorjournal.ru/geology
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
12. Оползневые явления и их причины.
План лекции:
Условия формирования оползневых склонов
Факторы приводящие к оползанию материала по склону.
Морфология оползневых склонов
Цели и задачи:
Изучить условия формирования оползневых склонов и факторы влияющие на нарушение
прочности склона.
Переходные полигенные склоны наиболее распространены. К ним относятся
обвально-осыпные и обвально-оползневые.
Оползневая группа склонов
Под оползанием понимается смещение горных пород на склонах, при котором
преобладает скольжение по имеющимся или формирующимся поверхностям или системе
поверхностей.
Факторы оползнеобразования подразделяются на статические и динамические.
Статические факторы:
А – геологические - особенности, определяющие строение склона;
Б – орографические – крутизна склона, высота, общая форма и др.
Динамические факторы - деформации, испытывающие новейшие и современные
движения.
Процессы оползания связаны с подземными водами, которые стимулируют отрыв
и соскальзывание массива, изменяя горные породы и их свойства. Атмосферные воды
приводят к выветриванию пород, слагающих склон, и питают тело оползня влагой.
Активные экзогенные факторы - процессы, воздействующие на склоны (эрозия,
абразия, суффозия и гидродинамическое давление, оказываемое потоком подземных вод
на оползневой массив).
Активность экзогенных процессов зависит от новейшего тектонического развития
склона, а в сейсмичных районах – от частоты и балльности землетрясений.
Образованию оползней способствует вредная деятельность человека.
Морфология оползневых склонов.
В верхней части оползневого склона размещается стенка отрыва, или
надоползневой уступ - крутой, иногда – вертикальный, неровный. В коренном склоне
24
параллельно ему развиваются системы зияющих трещин растяжения. Ниши отрыва
имеют различную форму.
В крупных сложных оползнях в большинстве случаев выделяется две части:
- верхняя - структурная, или глыбовая - в ее пределах частично сохраняется
первоначальное строение пород. В рельефе глыбы образуют системы массивов,
расположеных ступенчато, поверхность ступеней наклонена к стенке отрыва и часто
заболочена вдоль контакта отдельных глыб. Глыбовая часть разбита на отдельные блоки;
- нижняя - аструктурная, - представляет сильно перемятые породы с обломками
более устойчивых разностей. В ее рельефе выделяются бугры пучения, чередующиеся с
часто заболоченными западинками.
Тело оползня лежит на поверхности скольжения (динамическая поверхность).
Подошва оползня – выход плоскости скольжения на поверхность у подножия оползневого
склона. Тело оползня разбито системой боковых трещин (результат трения тела оползня
при перемещени). Внешняя сторона оползневого языка осложнена системой лобовых
трещин (связаны с распластованием оползневых масс на поверхности).
Глубина захвата пород оползневым процессом на склоне называется уровнем
оползания, который может располагаться выше и ниже сопредельного базиса эрозии. Если
уровень оползания лежит выше базиса эрозии, то оползни называются деляпсивными, или
соскальзывающими со склона; если ниже – детрузивными, или оползнями выдавливания.
Выделяется несколько генетическох типов оползней:
консистентные– связаны с изменение консистенции пород и переходом
глинистых отложений в пластичное и текучее состояние при увлажнении;
суффозионные– образуются в результате разрыхления материала при выносе
мелкозема;
суффозионно-консистентные - образуются при сочетании обеих причин.
Деляпсивные и детрузивные оползни могут развиваться независимо в различных
участках оползневого склона и последовательно на одном и том же участке.
Группа деляпсивных оползней характеризуется вязким течением, в результате
которого формируются сплывы – малые оползневые тела.
Стадии развития оползневого склона: срыв растительности по выветренной части
четвертичного покрова; смещение этой выветренной части по уплотненной и всех
четвертичных отложений по коренным с последующим разрушением коренных пород, с
многократным соскальзыванием оползневых массивов и профилированием в рельефе
склона оползневых террас.
В лессовидных толщах, залегающих на скальных породах, при быстром
увлажнении образуются оползни-потоки, возникающие в результате сброса вязкотекучих
масс; они могут следовать по долинообразным понижениям и при поступлении в реки
разбавляются и трансформируются в сели.
Группа детрузивных оползней. В процессе перемещения оползневого массива
происходит деформация пород в основании оползневого склона. Подвижность оползня
усиливается если он подмывается рекой. При глубоком захвате пород процессом
оползания в реке могут возникать острова, сложенные выдавленными массами оползня.
Детрузивные оползни выдавливания могут формироваться при залегании
неустойчивых пород под устойчивыми.
На высоких горных склонах сложного внутреннего строения оползни начинают
перемещаться по слабым зонам склона, сложенного скальными породами.
Детрузивные оползни возникают при наличии в средней и нижней части склона
водоносных мелкозернистых песков-плывунов.
Литература
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
25
3. http://popovgeo.professorjournal.ru/geology
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
13. Название темы: Геологическая деятельность ледников
План лекции:
1. Общие сведения о ледниках
2. Морфологические типы ледников
3. Геологическая деятельность ледников
4. Характерные особенности ледниковых отложений
5. Формы ледникового рельефа
6. Общие сведения о ледника
Цели, задачи: Изучить геологическую деятельность ледников.
Ледники – движущиеся массы льда, возникающие на суше в результате
накопления и преобразования твёрдых атмосферных осадков. Современные ледники
занимают около 11% поверхности суши (16,1 млн. км2). В них заключено более 24 млн.
км3 пресной воды, что составляет почти 69% всех её запасов. Объём воды, заключённый
во всех ледниках составляет, соответствует сумме атмосферных осадков, выпадающих на
Землю за 50 лет, или стоку всех рек за 100 лет. Образование ледников возможно там, где в
течение года твёрдых осадков выпадает больше, чем успевает за это время растаять и
испариться. Уровень, выше которого годовой приход твердых атмосферных осадков
больше, чем расход называется снеговой линией. Высота снеговой линии зависит от
климатических условий: в полярных областях она располагается очень низко (в
Антарктиде – на уровне моря), в тропических областях – выше 6000 м. Выше снеговой
линии располагается область питания ледника, где происходит накопление снега и его
последующее превращение в фирн и, затем, в глетчерный (ледниковый) лёд. Фирн
представляет собой плотный зернистый снег, образовавшийся под давлением
вышележащих слоев, поверхностного таяния и вторичного замерзания воды. Дальнейшее
уплотнение фирна, приводящее к исчезновению воздушных промежутков между зёрнами,
превращает его в лёд. При накоплении большой массы льда создаётся нагрузка на его
нижние слои, приобретающие способность к вязкопластическому течению. При этом
периодически накапливаются напряжения, приводящие к образованию горизонтальных
срывов, вдоль которых происходит послойное проскальзывание слоёв движущегося льда.
Таким образом, движение ледника осуществляется двумя способами: путём
вязкопластического течения льда и путём глыбового скольжения по ложу и
внутриледниковым сколам. При температуре, близкой к температуре таяния, движение по
плоскостям срывов сопровождается таянием и повторным замерзанием с образованием
ленточной текстуры. В верхней части ледника, где отсутствует значительное давление, во
время движения происходит хрупкая деформация льда, что приводит к его раскалыванию
по трещинам на глыбы различного размера. Эти глыбы пассивно перемещаются вместе с
подстилающими слоями пластичного льда. В краевых частях ледника мощность и
пластичность льда также уменьшается, здесь возникают наклонные поверхности сколов,
по которым происходит смещение блоков и пластин льда, образующих систему
чешуйчатых надвигов. Ещё одна часть ледника, для которой характерны хрупкие
деформации, расположена в нижней части движущегося льда; снижение пластичности
здесь связано с «загрязнением» льда обломочным материалом. Перемещение льда в
основании ледника часто носит характер глыбового скольжения. Скорость движения
ледников существенно различается. В горных ледниках она обычно составляет десятки –
сотни метров в год. Наиболее высокие скорости движения зафиксированы в краевых
частях гренландских ледников, где они достигают 10 км в год. Следует отметить, что
скорость движения в разных частях ледника неодинакова. В целом наибольшая скорость
движения характерна для центральной части и уменьшается в краевых и придонных
26
частях из-за снижения пластичности льда (за счёт уменьшения его мощности и
возрастания количества обломочного материала) и увеличения трения о ложе и борта
долины. Движение ледника направлено из области питания в область стока,
расположенную ниже снеговой линии. В области стока происходит абляция (от лат.
«ablatio» - отнятие) - уменьшение массы ледника за счёт таяния, испарения, сдувания
снега ветром и механического откалывания. Различают поверхностную, внутреннюю,
подледниковую и механическую абляцию. Поверхностная абляция осуществляется за счёт
таяния снега и льда под влиянием солнечной радиации и тепла атмосферного воздуха;
внутренняя и подледниковая – за счёт геотермического тепла, тепла воды, проникающей в
толщу ледника и под ледник по трещинам, а также тепла, выделяющегося в результате
движения ледника и трения его о ложе. Роль внутренней и подледниковой абляции
обычно значительно меньше, чем поверхностной. Убыль вещества в леднике путем
обвалов льда, сдувания снега с ледника ветром и откола айсбергов называют
механической абляцией. Откол айсбергов является главной статьей расхода ледникового
покрова Антарктиды и играет весьма значительную роль в абляции Гренландского
ледникового покрова. Ледник может наступать и отступать в зависимости от соотношения
интенсивности абляции и поступления льда из области питания. Колебание края ледника
называется осцилляция (от лат. «oscillo» – качаюсь). Ежегодные колебания края
ледника составляют от нескольких десятком метров до нескольких километров.
Устойчивое похолодание климата приводит к наступлению ледниковых эпох.
Ледниковая эпоха - отрезок времени геологической истории Земли, характеризующийся
сильным похолоданием климата и развитием обширных материковых ледников. В
геологической истории Земли были этапы длительного похолодания климата, во время
которых ледниковые эпохи чередовались с эпохами относительного потепления климата и
сокращением площади ледников (межледниковьями). Такие этапы называют
ледниковыми периодами или оледенениями (нужно отметить, что термин оледенение
имеет два значения – 1) совокупность длительно существующих природных льдов,
главным образом ледников (например, «оледенение Антарктиды», «горное оледенение» и
т.д.); 2) ледниковый период.).
Морфологические типы ледников
Особенности ледников определяются рельефом, условиями питания, стадией их развития.
Классификация ледников довольно сложна (одни из её вариантов приведён на рисунке
ниже). Различают, прежде всего, горные, горно-покровные и покровные (или
материковые) типы ледников. Горные ледники встречаются во всех широтах - от
экваториальных до полярных областей. Они занимают долины и понижения на склонах,
венчают вершины гор. Наиболее значительные горные ледники расположены на Аляске,
Гималаях, Гиндукуше, Памире и Тянь-Шане. Долинные ледники обычно имеют
лентообразную форму и характеризуются четкой выраженностью областей питания
(фирнового бассейна) и абляции. Могут быть простыми, состоящими из одного
ледникового потока, сложными, состоящими из двух или более ледниковых потоков с
самостоятельными областями питания, и дендритовыми (древовидными). Последние
образованы за счёт слияния сложных долинных ледников (образуются при слиянии
нескольких ледниковых потоков, каждый из которых имеет свои притоки). Своеобразием
обладают ледники памирского (или туркестанского) типа – разновидность долинных
ледников, отличающихся отсутствием фирнового бассейна. Они образуются в глубоких
узких долинах с крутыми ботами, где условия для образования фирновых полей
отсутствуют. Питание осуществляется за счёт схода лавин и обвалов льда с висячих
ледников на склонах. В горах широким развитием пользуются и ледники склонов, среди
которых выделяются также несколько типов. Каровые ледники расположены в карах –
чашеобразных углублениях на горном склоне. Многие их таких ледников образуются за
счёт накопления и преобразования в каре метелевого или лавинного снега и могут
располагаться ниже снеговой линии. Карово-долинные ледники – переходные от
27
каровых к долинным: основная часть его расположена в каре, а язык спускается в
верховья долины. Висячие ледники – ледник небольших размеров, вытекающий из
небольших ниш и углублений на горных склонах. Они характерны для горных стран со
слабым развитием оледенения, в частности, для Пиренеев, из-за чего такой тип ледников
называют пиренейским.
Абляция таких ледников часто происходит путём обвалов. Из обрушившегося материала
висячих или долинных ледников могут образовываться возрожденные ледники.
Склоновые ледники занимают слабо расчленённые горные склоны, иногда
распространяясь на значительные площади. В отличие от висячих ледников нижний край
склоновых обычно спускается до подножия склона. Присклоновые ледники
представляют собой небольшие ледники, образующиеся на пологих площадках у
подножия
крутых
склонов
за
счёт
аккумуляции
навеянного
снега.
Ледники вершин разделяются на две главные разновидности в зависимости от характера
рельефа горных вершин. Ледники конических вершин образуются на вершинах
конической или близкой к ней формы, возвышающейся над окружающей местностью.
Если склоны вершины сильно расчленены, то по долинам спускаются языки ледников,
питающиеся из вершинного фирнового поля. Ледники плоских вершин покрывают
выровненные вершины и обычно оканчиваются короткими языками или крутыми
обрывами. Из-за интенсивного сноса снега ветрами мощность и скорость роста таких
ледников невелики. Необходимо добавить, что часто перечисленные типы ледников
объединяются, формируя сложный характер оледенения.
Ледники горно-покровного типа по своим морфологическим особенностям занимают
промежуточное положение между горными и покровными ледниками. Их развитие
связано с горными системами и плато, расположенными в высоких широтах. Обширные
ледяные поля, образованные слившимися долинными ледниками, разделёнными горными
вершинами и гребнями получили название ледников сетчатого типа. Предгорные
ледники формируются при мощном оледенении и низкой снеговой границе, когда
долинные ледники (с разными областями питания) могут спускаться на предгорные
равнины и, сливаясь, образовывать сплошной ледниковый покров. Ярким представителем
служит ледник Маласпина в районе залива Якутат на Аляске, поэтому этот тип называют
также маласпинским. В условиях высоких широт на слаборасчленённых плато образуются
обширные фирновые бассейны площадью до тысяч км2, в которых формируются ледники
плато, представляющие собой слабовыпуклые снежно-ледовые поля с короткими
ледниковыми языками, спускающимися в долины. В противоположность предгорным
ледникам ледники плато обладают единой областью питания и раздельными каналами
стока. Этот тип ледников называют также скандинавским или норвежским. Ледники
плато по своим особенностям близки к покровным. Покровные (материковые) ледники
развиты в полярных областях, где снеговая граница близка к уровню моря. В таких
условиях мощные толщи льда формируются не только в горных системах, но и на
низменных равнинах, покрывая огромные пространства, даже континенты. В настоящее
время в мощные покровные ледники существует только в Антарктиде и на острове
Гренландия, но в эпоху четвертичного оледенения они занимали обширные пространства
современной умеренной климатической зоны. В материковых ледниках движение льда
обусловлено весом ледовой толщи, поэтому лёд может течь против уклона ложа. Течение
льда определяется формой поверхности ледниковых покровов и направлено к их
периферии. Ледниковый покров – сложное ледниковое образование, состоящее из
ледниковых щитов, ледниковых куполов, ледниковых потоков, выводных и шельфовых
ледников, покрывающих значительные площади. Ледниковый щит – обширный плосковыпуклый ледник покровного типа. Ледниковый купол – ледник, морфологически
сходный с ледниковым щитом, но имеющий более выпуклую форму и меньшую площадь.
Ледниковые купола часто покрывают отдельные острова, образуя «ледяные шапки».
Скорость движения льда увеличивается к периферии ледниковых покровов. Наиболее
28
подвижные части ледниковых покровов называют выводными ледниками (а также
стоковыми или разгрузочными). Такие ледники обычно приурочены к сохранившимся в
подлёдном рельефе долинам, ориентированным в направлении течения льда, и при
сокращении площади покровного оледенения переходит в долинный ледник. Выводные
ледники подразделяются на ледяные потоки, движущиеся в ледяных берегах, и сквозные
выводные ледники, сходные с долинными ледниками, но питающиеся за счёт ледниковых
куполов или щитов. Покровное оледенение может развиваться и в акватории морей.
Шельфовые ледники – плавучие или частично опирающиеся на дно ледники. Абляция
шельфовых ледников и спускающихся в море выводных ледников осуществляется
преимущественно за счёт откалывания айсбергов.
Геологическая деятельность ледников
Геологическая деятельность ледников складывается из взаимосвязанных процессов
разрушения горных пород подледникового ложа с образованием разнородного
обломочного материала, переноса материала и его аккумуляции.
Разрушительная деятельность ледников называется экзарацией (от лат. «exaratio» —
выпахивание). Экзарация заключается в механическом отрыве глыб от ледникового ложа и
разрушении ложа вмерзшими в движущийся лед обломками горных пород. Вероятно,
движение ледника сопровождается подлёдным морозным выветриванием коренных пород
ложа. Под воздействием выделяемой из-за трения теплоты нижние слои льда частично
плавятся, образовавшаяся вода может проникать в трещины пород и, вновь замерзая,
разрушать последние (оказывая расклинивающее воздействие на стенки трещин).
Перенос материала ледниками. Скопления обломочного материала переносимого или
отложенного ледником называют морена. Соответственно, различают движущиеся и
отложенные морены. Перемещение материала осуществляется движущимися моренами,
то есть моренами, перемещаемыми движущимся льдом.
К движущимся моренам относятся поверхностные, внутренние и донные.
Поверхностные морены образуются за счёт обломочного материала, поступающего на
поверхность ледника со скалистых склонов долины. Поверхностные морены, в свою
очередь, разделяется на боковые и срединные. (Таблица 1)
Боковые морены представляют собой валы, протягивающиеся вдоль боковых сторон
ледникового языка, сложенные обломочным материалом, поступившим со склонов
(коллювий обрушения и оползания, лавинный материал). Срединные морены образуются
при слиянии ледников, когда их боковые морены объединяются в один вал. В сложных
ледниках срединных морен несколько, и все они тянутся, повторяя изгибы ледника, не
сливаясь друг с другом. Поверхностные морены типичны для горных ледников, где
активно протекают физическое выветривание на обнажённых склонах и гравитационные
процессы. Иногда вся поверхность ледникового языка бывает засыпана мореной (что
характерно
для
ледников
памирского
типа),
такие
ледники
называют
«забронированными».
Литература
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
29
Таблица 1.
ТИПЫ ЛЕДНИКОВ
30
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://popovgeo.professorjournal.ru/geology
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
14.Типы подземных вод и их геологическая деятельность.
План лекции:
1. Виды вод в горных породах
2. Происхождение подземных вод
3. Классификация подземных вод по залеганию и их динамика
4. Химический состав подземных вод
5. Температура подземных вод
6. Источники. Классификация источников
7. Отложения, связанные с источниками подземных вод
8. Подземные воды как полезные ископаемые
Цели, задачи: Изучить геологическую деятельность подземных вод.
- Познакомить слушателей с видами подземных вод;
- Изучить классификацию подземных вод;
- Изучить химический состав подземных вод;
- Познакомиться с процессами, связанными с подземными водами.
Все воды, находящие ниже поверхности твёрдой Земли называют подземными
водами. Эти воды связаны с поверхностными и атмосферными, образуя глобальный
круговорот вод.
Виды вод в горных породах: В толщах горных пород и минералах вода содержится в
различных формах.
1. Вода в форме пара. Этот вид воды присутствует в воздухе, заполняющем трещины и
пустоты между частицами породы
2. Вода в форме льда. Лёд в почвах и породах может присутствовать как в виде
отдельных кристаллов, так и в форме скоплений льда (линз, прослоев). Наиболее широко
эта форма нахождения воды распространена в области развития многолетней мерзлоты.
3. Кристаллизационная и конституционная вода. Эти виды вод являются составными
частями минералов, входя в их состав в виде молекул или (OH)- -групп, то есть находятся
в химически связанном состоянии.
Кристаллизационная вода. Этот вид воды входит в состав минералов в виде молекул
H2O в постоянном для каждого минерала количестве (например, гипс – CaSO4.2H2O,
мирабилит – Na2SO4.10H2O). Цеолитная вода. Цеолитная вода входит в состав минералов
в виде молекул Н2О, число которых в составе минерала непостоянно и может меняться в
широких пределах без нарушения физической однородности минерала. Этот вид воды
характерен для минералов группы цеолитов, относящихся к каркасным алюмосиликатам.
Их особенностью является наличие больших полостей (занимающих до 50% объема) в
структуре каркаса, вмещающих катионы Ca2+, Na+, K+ и молекулы воды. В зависимости от
условий (температуры, влажности) количество молекул воды в составе минерала
изменяется.
Цеолитная
вода
часто
рассматривается
как
разновидность
кристаллизационной. Конституционная вода. Присутствует в минералах не в
молекулярной форме, а в форме гидроксильной группы (OH)-, занимающей определенную
позицию в кристаллической решетке минерала. Этот вид воды может быть выделен
только с полным разрушением структуры минерала.
Физически связанная вода. Этот вид воды присутствует на поверхности частиц.
Разделяется на две разновидности. Прочносвязанная (гигроскопическая). Образуется
при адсорбции частицами молекул воды из паров. Гигроскопическая вода окутывает
поверхность частиц сплошной или прерывистой плёночкой и очень прочно удерживаемой
на них (под давлением до 10000 атм). Слабосвязанная (пленочная). Располагается



Свободная вода. Капиллярная вода. Капиллярная вода располагается в тонких
трещинах и порах пород и удерживается в них силами поверхностного натяжения.
(обладая при этом повышенной вязкостью) и способна медленно передвигаться от частиц
с большей толщиной плёнок к частицам с меньшей толщиной плёнок.
Этот вид вод широко распространен в почвах. В породах наибольшее содержание
физически связанной воды отмечается в глинах (наиболее тон
Гравитационная вода. К этому виду относятся воды, перемещающиеся
(фильтрующиеся) под действием силы тяжести и напорного градиента в толще пород по
сообщающимся порам и трещинам. Образование гравитационных вод происходит при
насыщении всех пор и трещин породы водой.
Анализ приведённой выше классификации вод в горных породах позволяет выделять
среди их две главные группы – связанные и подвижные (свободные) воды.
поверх прочносвязанной, образуя на поверхности частиц «вторую плёнку». Сила связи
между собственно пленочной водой и гигроскопической водой, окутывающей частицы
пород, относительно слабая. В силу этого пленочная вода находится в жидком состоянии
кодисперсных породах).
По происхождению подземные воды разделяются на 4 типа.
Инфильтрационные воды образуются путём просачивания с поверхности дождевых и
талых вод, а также вод поверхностных водоёмов. Седиментационные воды – воды,
захороненные вместе с осадками в процессе осадкообразования. Конденсационные воды
- подземные воды, образовавшиеся в результате конденсации парообразной воды.
Эндогенные воды – воды, поступающие из недр планеты; их образование связано с
процессами отделения водяных паров от магмы и их конденсации (ювенильные воды),
процессами метаморфизма, сопровождающимися дегидратацией минералов и выделением
газово-жидких включений, дегазацией мантии.
Водопроницаемость пород определяется пористостью (или трещиноватостью) пород
(являющейся отношением объёма всех пор к объёму породы), размером пор или трещин,
их связью между собой. Наибольшая водопроницаемость присуща крупнообломочным
рыхлым породам (галечникам, гравию), а также сильно трещиноватым породам
независимо от их происхождения. Слои горных пород, насыщенные гравитационной
водой, образуют водоносные горизонты. В зависимости от характера пустот в водоносных
горизонтах подземные воды делятся на следующие разновидности:
поровые - заполняющие пространство между частицами рыхлых пористых
обломочных пород (песков, галечников);
трещинные - залегающие в трещинах массивных скальных пород (кристаллические
породы, песчаники, массивные известняки);
карстовые (трещинно-карстовые) - залегающие в пустотах и полостях,
образованных в результате растворения пород (присутствуют в растворимых породах солях, гипсах, известняках, доломитах).
Водопроницаемость снижается по мере уменьшения размера частиц, уплотнения и
цементации породы, уменьшения степени её трещиноватости. Практически
водонепрницаемыми - водоупоными горизонтами - являются нетрещиноватые
массивные породы и глины. Необходимо отметить, что пористость глин может достигать
очень высоких значений (до 60% общего объёма породы), однако, ввиду
тонкодисперсности породы, поры между слагающими её частицами имеют капиллярный
характер и вода в них удерживается силами поверхностного натяжения, не фильтруясь
через породу. По условиям залегания, питания и движения среди подземных вод
выделяются несколько разновидностей. Наиболее близко к поверхности располагаются
почвенные воды, образующиеся за счёт увлажнения почв атмосферными осадками и
конденсации влаги из воздуха. Это воды висячие, не подстилаемые водоупорными
горизонтами. Они имеют большое значение в питании растений и процессах
выветривания содержащихся в почве минералов, но хозяйственного значения не имеют.




Происхождение
Ниже зоны вод.
почвенных
Инфильтрационные
вод располагается
воды, образующиеся
толща практически
за счет поступления
сухих пород,с
содержащих в обычно
поверхности,
небольших
имеют
количествах
низкую минерализацию,
плёночную воду.по
Если
составу
в этойпреимущественно
толще имеются
прослои или линзыкальциевые
гидрокарбонатные
водоупоров,
и магниевые,
то в периоды
обогащённые
обильной кислородом.
инфильтрации
Конденсационные
(просачивания)
атмосферных
воды
пресные.и Седиментационные
поверхностных вод воды,
(периоды
образованные
дождей, таяния
за счёт
снега,
захоронения
половодий
древних
и пр.) над
вод
ними происходит
морского
происхождения,
образование
обычно
временных
наследуют
скоплений
особенности
гравитационных
состава последних
вод. Мощность
– они
пород, насыщенных
хлоридные
натриевые
такими
или
водами
хлоридные
не превышает
кальциево-натриевые;
обычно 1 м. Эти временные
захороненные
водоносные
воды
горизонты называются
ледниковых
отложенийверховодки.
ультрапресные. Состав эндогенных вод (и вод, развитых в зоне
влияния
Первый
потоков
от поверхности
эндогенных
Земли
флюидов)
постоянно
обладает
существующий
большим разнообразием.
в пределах рассматриваемой
Содержащиеся
втерритории
их составе
водоносный
летучие компоненты
горизонт называется
(CO2, HCl,горизонтом
H2S и др.)
грунтовых
придают вод.
им высокую
Верхняя
граница зоны постоянного
агрессивность,
способствующую
насыщения
выщелачиванию
пород грунтовыми
вмещающих
водамипород
носит иназвание
формированию
зеркала
(или уровня)
сложного
химического
грунтовых
состава
вод.
вод Питание
(например,грунтовых
известная группа
вод осуществляется
Кавказских минеральных
за счет
инфильтрации
вод
- «Ессентуки»,
атмосферных
«Новотерская»
осадков,и талых
др., связанных
вод, вод поверхностных
с областью внедрения
водоёмов.неогеновых
Мощность
водоносного горизонта
магматических
пород). непостоянна и изменяется как по площади (в зависимости от
рельефа), так и восвремени
Взаимодействие
вмещающими
(в зависимости
породами.
от количества
Воды, фильтруясь
атмосферных
черезосадков,
толщи режима
пород,
водоёмов). Колебание
растворяют
их, обогащаясь
уровня
рядом
грунтовых
элементов.
водТак
во при
времени
растворении
определяет
соленосных
наличиетолщ
так
называемой зоны
сложенных
галитом
периодического
(NaCl) водынасыщения,
приобретают
находящейся
хлоридный
непосредственно
натриевый состав;
над зоной
при
постоянногочерез
фильтрации
насыщения
известняки
и -являющейся
гидрокарбонатный
водоносной
кальциевый
в периоды
и т.д. повышения уровня
грунтовых вод.
Водоносные горизонты, залегающие ниже горизонта грунтовых вод, разделяющиеся
пластами водоупорных пород называются межпластовыми водами. Последние, в свою
очередь, разделяются на межпластовые безнапорные и межпластовые напорные (или
артезианские) воды.
Таким образом, по условиям залегания можно выделить две главные зоны
распространения подземных вод – зону аэрации и зону насыщения. Зона аэрации пространство от поверхности Земли до зеркала грунтовых вод, в котором происходит
инфильтрация вод с поверхности. К водам зона аэрации относятся почвенные воды и
верховодки. Зона насыщения – пространство ниже зеркала грунтовых вод, где находятся
постоянно действующие водоносные горизонты. К водам зоны насыщения относятся
грунтовые и межпластовые воды.
Химический состав подземных вод
Подземные воды представляют собой природные растворы, содержащие свыше 60
химических элементов, а также микроорганизмы. Сумма растворенных в воде веществ,
исключая газы, определяет её минерализацию (выражаемую в г/л или мг/л).
По степени минерализации подземные воды подразделяют (по классификации В. И.
Вернадского) на следующие группы:
пресные - воды с минерализацией до 1 г/л,
солоноватые - от 1 до 10 г/л,
солёные - от 10 до 50 г/л,
подземные рассолы - более 50 г/л (в ряде классификаций принято значение 36 г/л,
соответствующее средней солёности вод Мирового океана).
В основу классификации подземных вод по химическому составу положено соотношение
наиболее распространенных в и их составе анионов (HCO-, SO42-, Cl-) и катионов (Ca2+,
Mg2+, Na+). При описании химических типов вод сначала указывается анионный состав,
при этом анионы указываются в порядке убывания; затем в аналогичном порядке
приводится состав катионов.
Минерализация и химический состав подземных вод зависит от сочетания ряда факторов:
происхождения вод, взаимодействия подземных вод с вмещающими породами, условий
водообмена. Рассмотрим влияние этих факторов.
Литература
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://popovgeo.professorjournal.ru/geology
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
15. Тектонические движения, разломы и складки.
План лекции:
Тектонические нарушения. Складчатые и разрывные нарушения. Вертикальные и
горизонтальные движения. Складчатые и разрывные нарушения. Грабен. Горст. Рифт
Цели, задачи:
Познакомить обучающихся с основными структурными нарушениями Земной коры и
научить различать природу их образования.
Тектонические нарушения. В большинстве случаев осадки, формирующиеся в озерах,
морях и океанах, обладают первично горизонтальным или почти горизонтальным
залеганием. Известны случаи и первично наклонного залегания слоев, например в
дельтах, на крутом континентальном склоне, в структурах бокового наращивания, когда
прогиб заполняется материалом, приносимым преимущественно с одной стороны, в
структурах облекания, в случае подводного выступа. Преобладающее первично
горизонтальное залегание слоев нередко нарушено тектоническими движениями, причем
формы этого нарушения могут быть самыми разнообразными. В одних случаях слои
горных пород испытывают лишь наклон и приобретают моноклинальное залегание. В
других случаях слои горных пород смяты, изогнуты, причем изгиб слоев произошел без
разрыва их сплошности. Такие нарушения называются складчатыми,а их отдельные
формы - складками. Иногда слои разрываются, их сплошность теряется. Такие нарушения
называются разрывными, а их формы – разрывами. Для описания положения любого
пласта в пространстве используют так называемые элементы залегания наклонного
пласта: линию простирания, линию падения и угол падения. Линией простирания пласта
называется линия пересечения пласта с горизонтальной плоскостью. Линией падения
пласта называется линия, лежащая в плоскости пласта и перпендикулярная линии
простирания. Как линия простирания, так и линия падения относительно стран света
характеризуются азимутами простирания и падения, различающимися между собой на 90
o
. Углом падения пласта называется угол, образованный линией падения и ее проекцией на
горизонтальную плоскость. Элементы залегания пласта в полевых условиях
устанавливаются с помощью горного компаса.
Деформации и нарушения. Когда мы говорим о складках и разрывах, то подразумеваем,
что горные породы выведены из своего первичного залегания в результате деформаций,
которые, в свою очередь, обусловлены действием сил на эти породы. Напряжения,
возникающие в горных породах, могут вызвать изгибание пластов, а могут привести к их
разрушению, разрыву. Все силы, действующие на горную породу, обладают не только
величиной, но и определенным направлением. Причины деформаций могут быть
различными. Любая деформация в горных породах зависит от времени, а в геологических
процессах оно может быть очень велико. Под деформацией понимается изменение объема
и формы тела. Деформации подразделяются на однородные и неоднородные. Среди
однородных деформаций выделяют сжатие - растяжение и сдвиг. Для сдвига необходимо
действие двух противоположно направленных сил, или пары сил. Деформации
подразделяются на упругие и пластические. Упругая деформация характеризуется тем, что
после снятия нагрузки тело вновь принимает исходную форму.
Пластической
деформацией называют некоторую ее остаточную величину, которая сохраняется после
снятия приложенной нагрузки. Во время упругой деформации она увеличивается прямо
пропорционально напряжению, но при достижении некоторой величины, называемой
пределом упругости, тело начинает пластически деформироваться, в то время как
напряжение остается постоянным.
Разрывные тектонические нарушения (dislocation with tectonic break continuity) - разрывы
земной коры под действием тектонических движений и деформаций: - сброс (fault) перемещение участка земной коры вниз по отношению к соседнему участку; в нем
сохраняется первоначальная форма залегания пластов; - взброс (up throw fault, up thrust) перемещение пластов земной коры вверх по круто наклонной плоскости, когда одна часть
надвинута на другую по крутой поверхности разрыва;- сдвиг (displacement) - форма
дислокации в виде взаимного горизонтального перемещения соседних участков земной
коры по образовавшейся трещине; - надвиг (overlap, nappe, overthrust) - сложная форма
залегания пластов, когда в результате тангенциальных нагрузок одна часть складки
пологой поверхности надвинута на другую; - складка (fold, plication, crumple) - изгиб слоев
земной коры под воздействием тангенциальной нагрузки; все складки делятся на
антиклинальные, обращенные выпуклостью к поверхности Земли, ядро которых сложено
более древними породами по сравнению с крыльями, и синклинальные, обращенные
выпуклостью в глубь Земли с ядром из молодых отложений, слагающих данную
синклиналь; в зависимости от наклона осевой плоскости или поверхности складки бывают
прямые (нормальные), косые, наклонные, лежащие и опрокинутые; по форме и
положению крыльев различают складки правильные, нормальные (симметричные),
изоклинальные, веерообразные, сундучные, куполовидные и пр.; последовательно
расположенные антиклиналь и синклиналь образуют полную складку.
Эндогенные складки: складки сжатия; складки свободного скольжения под влиянием
силы тяжести (гравитационные); складки раздавливания; диапировые складки;
отраженные складки; складки, связанные с подъемом магмы (магматогенные); складки,
связанные с метаморфизмом пород (метаморфогенные); Экзогенные складки: складки
облекания; складки уплотнения; складки выпирания; складки разбухания; складки
обрушения; складки оползания; ледниковые складки.
Разрывными тектоническими нарушениями называют такие изменения, при которых
нарушается сплошность (целостность) горных пород.Разрывные нарушения разделяются
на две группы: разрывы без смещения разделенных ими пород относительно друг друга и
разрывы со смещением. Первые называются тектоническими трещинами, или диаклазами,
вторые — параклазами.
Трещины представляют собой наиболее часто встречающийся а природе вид
тектонических нарушений. Их можно обнаружить на любом участке земной коры, т. е. как
в геосинклиналях, так и на платформах. Трещины образуют чаще всего системы,
располагающиеся параллельно друг другу. На одном и том же же участке может быть
несколько взаимно пересекающихся систем трещин. Весь набор трещин на данном
участке носит название трещиноватости данной площади. Эпоха (эра) складчатости
состоит из групп фаз складчатости, близких по времени их проявления. С начала палеозоя
в истории Земли выделяются четыре эпохи складчатости: каледонская, герцинская,
мезозойская, или тихоокеанская, и альпийская. Каледонская эпоха складчатости
приходится на конец нижнего палеозоя. В ней выделяется не меньше шести фаз
складчатости. Во время каледонской эпохи складчатости сформировались складки в
северном полушарии на широком пространстве северной части Атлантического океана и
на его побережье, а также в Прибайкалье на юго-западной окраине Сибирской
платформы. Особенно типичны для этой эпохи складчатые сооружения Норвегии,
Шотландии, Уэлса и северной части Аппалачских гор Северной Америки. Герцинская
(позднепалеозойская) эпоха складчатости характеризуется наиболее сильной
складчатостью, проявившейся особенно отчетливо на огромном участке земной коры,
охватившем территорию от Урала и Таймыра (на юг через Казахстан, Тянь-Шань и
Индокитай) до Восточной Австралии, а также в Аппалачах и на юге Северной Америки.
Мезозойская эпоха складчатости охватывает периоды юры и мела. Складчатость в это
время проявилась в основном по берегам Тихого океана. Альпийская эпоха
складчатости — самая молодая, происходившая в неогене, наиболее отчетливо
проявилась в широтной полосе, разделяющей Северную Америку и Евразию, с одной
стороны, и Южную Америку, Африку, Индию и Австралию—с другой, а также по
побережью Тихого океана. Каждая эпоха складчатости, помимо складкообразования,
характеризовалась определенным комплексом внедрившихся в это время магматических
пород и связанных с ними полезных ископаемых. Вот почему в процессе изучения и
распознавания той или иной эпохи складчатости выявляется комплекс связанных с ней
полезных ископаемых и закономерности их размещения. Особенно типичны грабены (от
нем. Graben — ров), т. е. комбинации из двух (в простых грабенах) и нескольких (в
сложных грабенах) сбросов, ограничивающих опущенные блоки горных пород - 175.
Размеры грабенов различны. Они развиваются как на небольших куполах и
брахиантиклиналях, так и на крупнейших сводовых поднятиях, например на огромном
Байкальском своде (Байкальский грабен), на сводовом поднятии, объединившем до
палеогена Шварцвальд и Вогезы (Рейнский грабен, разделяющий в настоящее время эти
хребты, картиночка 176), и др. В рельефе крупные грабены часто выражены в виде
вытянутых впадин, занятых озерами (Байкал, Мертвое море и др.), реками (Иордан, Рейн).
Склоны таких впадин могут быть осложнены ступенчатыми сбросами (177, а),
образующими некоторое подобие лестниц, опускающихся к подножиям. Нередко
некоторые глыбы при опускании сложных грабенов оказываются относительно
приподнятыми, как бы компенсирующими погружение смежных блоков (177, б). Такие
комбинации называют компенсационными сбросами, а относительно поднятые глыбы —
горстами (от нем. Horst — возвышенность). Горсты не всегда связаны со сложными
грабенами. Они часто образуются самостоятельно в виде воздымающихся блоков горных
пород между двумя или несколькими сбросами (в первом случае горсты называют
простыми, во втором — сложными. Грандиозная сложнейшая система горстов, грабенов и
раздвигов приурочена к сводам срединных океанических хребтов, образуя так называемые
рифтовые зоны. Рифтами (от англ. rift — расщелина) называются узкие замкнутые
ущелья-грабены шириной от нескольких километров до нескольких десятков километров,
длиной десятки, реже сотни(?) километров и относительной глубиной 1—4 км. Рифты
обычно кулисообразно располагаются вдоль свода хребта и обрамляются серией высоко
(иногда выше уровня воды) воздымающихся гребней-горстов, разделенных межгорными
впадинами-грабенами с размахом рельефа от сотен метров до 2—3 тыс. м. Срединные
океанические хребты вместе с рифтовыми зонами составляют единую глобальную
структуру, вытянутую на 60 тыс. км и частично распространяющуюся на материки. К ней,
например, относят огромную систему сложных грабенов, рассекающую Восточную
Африку от р. Замбези через область Больших Африканских озер к Абиссинии и далее
через рифт Красного моря и Аденский залив соединяющуюся с рифтом срединного хребта
Индийского океана. Срединные океанические хребты с их рифтовыми зонами приурочены
к областям расширения земной коры, продолжающегося и в настоящее время. С
рифтовыми зонами совпадают очаги многочисленных землетрясений, уменьшение
плотности верхней мантии, мощные проявления вулканизма и аномально высокий поток
тепла из недр. Многие геологи считают, что в рифтовых зонах формируется земная кора
океанического типа за счет дифференциации поступающего по разломам мантийного
вещества. С рифтами иногда сравнивают (вряд ли обоснованно) авлакогены — крупные
(около 1000 км длиной и 100—200 км шириной) линейно вытянутые грабены,
образованные вдоль разломов кристаллического фундамента платформ и ограниченные с
боков системами сбросов. Формирование авлакогенов завершается прогибанием их
крыльев и образованием крупнейших прогибов платформ—синеклиз, заполняющихся
мощными толщами осадочных пород, перекрывающих авлакогены, т. е. авлакогены —
погребенные структуры, не выходящие на поверхность Земли.
Литература
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://popovgeo.professorjournal.ru/geology
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
16. Основные тектонические гипотезы.
План лекции:
1. Складчатые и разрывные нарушения.
2. Вертикальные и горизонтальные движения.
3. Складчатые и разрывные нарушения. Грабен. Горст.
Цели и задачи: Изучить основные положения теории тектоники литосферных
плит.
Тектоника плит (plate tectonics) - современная геологическая теория о движении
литосферы. Согласно данной теории, в основе глобальных тектонических процессов
лежит горизонтальное перемещение относительно целостных блоков литосферы –
литосферных плит. Таким образом, тектоника плит рассматривает движения и
взаимодействия литосферных плит. Впервые предположение о горизонтальном движении
блоков коры было высказано Альфредом Вегенером в 1920-х годах в рамках гипотезы
«дрейфа континентов», но поддержки эта гипотеза в то время не получила. Лишь в 1960-х
годах исследования дна океанов дали неоспоримые доказательства горизонтальных
движении плит и процессов расширения океанов за счёт формирования (спрединга)
океанической коры. Возрождение идей о преобладающей роли горизонтальных движений
произошло в рамках «мобилистического» направления, развитие которого и повлекло
разработку современной теории тектоники плит. Основные положения тектоники плит
сформулированы в 1967-68 группой американских геофизиков - У. Дж. Морганом, К. Ле
Пишоном, Дж. Оливером, Дж. Айзексом, Л. Сайксом в развитие более ранних (1961-62)
идей американских учёных Г. Хесса и Р. Дигца о расширении (спрединге) ложа океанов.
Основные положения тектоники плит можно свести к нескольким
основополагающим
Верхняя каменная часть планеты разделена на две оболочки, существенно
различающиеся по реологическим свойствам: жесткую и хрупкую литосферу и
подстилающую её пластичную и подвижную астеносферу.
Подошва литосферы является изотермой приблизительно равной 1300°С, что
соответствует температуре плавления (солидуса) мантийного материала при
литостатическом давлении, существующем на глубинах первые сотни километров.
Породы, лежащие в Земле над этой изотермой, достаточно холодны и ведут себя как
жесткий материал, в то время как нижележащие породы того же состава достаточно
нагреты и относительно легко деформируются.
Литосфера разделена по плиты, постоянно движущиеся по поверхности пластичной
астеносферы. Литосфера делится на 8 крупных плит, десятки средних плит и множество
мелких. Между крупными и средними плитами располагаются пояса, сложенные
мозаикой мелких коровых плит.
Границы плит являются областями сейсмической, тектонической и магматической
активности; внутренние области плит слабо сейсмичны и характеризуются слабой
проявленностью эндогенных процессов.
Более 90 % поверхности Земли приходится на 8 крупных литосферных плит:
Австралийская плита,
Антарктическая плита,
Африканская плита,
Евразийская плита,
Индостанская плита,
Тихоокеанская плита,
Северо-Американская плита,
Южно-Американская плита.
Средние плиты: Аравийская (субконтинент), Карибская, Филиппинская, Наска и Кокос и
Хуан де Фука и др..Некоторые литосферные плиты сложены исключительно океанической
корой (например, Тихоокеанская плита), другие включают фрагменты и океанической и
континентальной коры. Различают три типа относительных перемещений плит:
расхождение (дивергенция), схождение (конвергенция) и сдвиговые перемещения.
Соответственно, выделяются и три типа основных границ плит.
Дивергентные границы – границы, вдоль которых происходит раздвижение плит.
Геодинамическую обстановку, при которой происходит процесс горизонтального
растяжения земной коры, сопровождающийся возникновением протяженных линейно
вытянутых щелевых или ровообразных впадин называют рифтогенезом. Эти границы
приурочены к континентальным рифтам и срединно-океанических хребтам в
океанических бассейнах. Термин «рифт» (от англ. rift – разрыв, трещина, щель)
применяется к крупным линейным структурам глубинного происхождения, образованным
в ходе растяжения земной коры. В плане строения они представляют собой
грабенообразные структуры. Закладываться рифты могут и на континентальной, и на
океанической коре, образуя единую глобальную систему, ориентированную относительно
оси геоида. При этом эволюция континентальных рифтов может привести к разрыву
сплошности континентальной коры и превращению этого рифта в рифт океанический
(если расширение рифта прекращается до стадии разрыва континентальной коры, он
заполняется осадками, превращаясь в авлакоген).
Строение континентального рифта. Процесс раздвижения плит в зонах океанских
рифтов (срединно-океанических хребтов) сопровождается образованием новой
океанической коры за счёт магматических базальтовых расплав поступающих из
астеносферы. Такой процесс образования новой океанической коры за счёт поступления
мантийного вещества называется спрединг (от англ. spread – расстилать,
развёртывать).
В ходе спрединга каждый импульс растяжения сопровождается
поступлением новой порции мантийных расплавов, которые, застывая, наращивают края
расходящихся от оси СОХ плит. Именно в этих зонах происходит формирование молодой
океанической коры.
Конвергентные границы – границы, вдоль которых происходит столкновение плит.
Главных вариантов взаимодействия при столкновении может быть три: «океаническая –
океаническая»,
«океаническая
–
континентальная»
и
«континентальная
континентальная» литосфера. В зависимости от характера сталкивающихся плит, может
протекать несколько различных процессов.
Субдукция – процесс поддвига океанской плиты под континентальную или другую
океаническую. Зоны субдукции приурочены к осевым частям глубоководных желобов,
сопряжённых с островными дугами (являющихся элементами активных окраин). На
субдукционные границы приходится около 80% протяжённости всех конвергентных
границ. При столкновении континентальной и океанической плит естественным явлением
является поддвиг океанической (более тяжёлой) под край континентальной; при
столкновении двух океанических погружается более древняя (то есть более остывшая и
плотная) из них. Зоны субдукции имеют характерное строение: их типичными элементами
служат глубоководный желоб – вулканическая островная дуга – задуговый бассейн.
Глубоководный желоб образуется в зоне изгиба и поддвига субдуцирующей плиты. По
мере погружения эта плита начинает терять воду (находящуюся в изобилии в составе
осадков и минералов), последняя, как известно, значительно снижает температуру
плавления пород, что приводит к образованию очагов плавления, питающих вулканы
островных дуг. В тылу вулканической дуги обычно происходит некоторое растяжение,
определяющее образование задугового бассейна. В зоне задугового бассейна растяжение
может быть столь значительным, что приводит к разрыву коры плиты и раскрытию
бассейна с океанической корой (так называемый процесс задугового спрединга).
Погружение субдуцирующей плиты в мантию трассируется очагами землетрясений,
возникающих на контакте плит и внутри субдуцирующей плиты (более холодной и
вследствие этого более хрупкой, чем окружающие мантийные породы). Эта
сейсмофокальная зона получила название зона Беньофа-Заварицкого. В зонах
субдукции начинается процесс формирования новой континентальной коры. Значительно
более редким процессом взаимодействия континентальной и океанской плит служит
процесс обдукции – надвигания части океанической литосферы на край континентальной
плиты. Следует подчеркнуть, что в ходе этого процесса происходит расслоение океанской
плиты, и надвигается лишь её верхняя часть – кора и несколько километров верхней
мантии. При столкновении континентальных плит, кора которых более лёгкая, чем
вещество мантии, и вследствие этого не способна в неё погрузиться, протекает процесс
коллизии. В ходе коллизии края сталкивающихся континентальных плит дробятся,
сминаются, формируются системы крупных надвигов, что приводит к росту горных
сооружений со сложным складчато-надвиговым строением. Классическим примером
такого процесса служит столкновение Индостанской плиты с Евразийской,
сопровождающееся ростом грандиозных горных систем Гималаев и Тибета. Процесс
коллизии сменяет процесс субдукции, завершая закрытие океанического бассейна. При
этом в начале коллизионного процесса, когда края континентов уже сблизились, коллизия
сочетается с процессом субдукции (продолжается погружение под край континента
остатков океанической коры). Для коллизионных процессов типичны масштабный
региональный метаморфизм и интрузивный гранитоидный магматизм. Эти процессы
приводят к созданию новой континентальной коры (с её типичным гранито-гнейсовым
слоем). Трансформные границы – границы, вдоль которых происходят сдвиговые
смещения плит. 4. Объём поглощённой в зонах субдукции океанской коры равен объёму
коры, возникающей в зонах спрединга. Это положении подчёркивает мнение о постоянстве
объёма Земли. Но такое мнение не является единственным и окончательно доказанным.
Не исключено, что объём планы меняется пульсационно, или происходит уменьшение его
уменьшение за счёт охлаждения. 5. Основной причиной движения плит служит
мантийная конвекция, обусловленная мантийными теплогравитационными течениями.
Источником энергии для этих течений служит разность температуры центральных
областей Земли и температуры близповерхностных её частей. При этом основная часть
эндогенного тепла выделяется на границе ядра и мантии в ходе процесса глубинной
дифференциации, определяющего распад первичного хондритового вещества, в ходе
которого металлическая часть устремляется к центру, наращивая ядро планеты, а
силикатная часть концентрируются в мантии, где далее подвергается дифференциации.
Нагретые в центральных зонах Земли породы расширяются, плотность их уменьшается, и
они всплывают, уступая место опускающимся более холодными и потому более тяжёлым
массам, уже отдавшим часть тепла в близповерхностных зонах. Этот процесс переноса
тепла идёт непрерывно, в результате чего возникают упорядоченные замкнутые
конвективные ячейки. При этом в верхней части ячейки течение вещества происходит
почти в горизонтальной плоскости, и именно эта часть течения определяет
горизонтальное перемещение вещества астеносферы и расположенных на ней плит. В
целом, восходящие ветви конвективных ячей располагаются под зонами дивергентных
границ (СОХ и континентальными рифтами), нисходящие – под зонами конвергентных
границ. Таким образом, основная причина движения литосферных плит – «волочение»
конвективными течениями. Кроме того, на плиты действуют ещё рад факторов. В
частности, поверхность астеносферы оказывается несколько приподнятой над зонами
восходящих ветвей и более опущенной в зонах погружения, что определяет
гравитационное «соскальзывание» литосферной плиты, находящейся на наклонной
пластичной поверхности. Дополнительно действуют процессы затягивания тяжёлой
холодной океанской литосферы в зонах субдукции в горячую, и как следствие менее
плотную, астеносферу, а также гидравлического расклинивания базальтами в зонах СОХ.
К подошве внутриплитовых частей литосферы приложены главные движущие силы
тектоники плит – силы мантийного “волочения” (англ. drag) FDO под океанами и FDC под
континентами, величина которых зависит в первую очередь от скорости астеносферного
течения, а последняя определяется вязкостью и мощностью астеносферного слоя. Так как
под континентами мощность астеносферы значительно меньше, а вязкость значительно
больше, чем под океанами, величина силы FDC почти на порядок уступает величине FDO.
Под континентами, особенно их древними частями (материковыми щитами), астеносфера
почти выклинивается, поэтому континенты как бы оказываются “сидящими на мели”.
Поскольку большинство литосферных плит современной Земли включают в себя как
океанскую, так и континентальную части, следует ожидать, что присутствие в составе
плиты континента в общем случае должно “тормозить” движение всей плиты. Так оно и
происходит в действительности (быстрее всего движутся почти чисто океанские плиты
Тихоокеанская, Кокос и Наска; медленнее всего – Евразийская, Северо-Американская,
Южно-Американская, Антарктическая и Африканская, значительную часть площади
которых занимают континенты). Наконец, на конвергентных границах плит, где тяжелые
и холодные края литосферных плит (слэбы) погружаются в мантию, их отрицательная
плавучесть создает силу FNB (индекс в обозначении силы – от английского negative
buoyance). Действие последней приводит к тому, что субдуцирующая часть плиты тонет в
астеносфере и тянет за собой всю плиту, увеличивая тем самым скорость ее движения.
Очевидно, сила FNB действует эпизодически и только в определенных геодинамических
обстановках, например в случаях описанного выше обрушения слэбов через раздел 670
км.
Таким образом, механизмы, приводящие в движение литосферные плиты, могут
быть условно отнесены к следующим двум группам: 1) связанные с силами мантийного
“волочения” (mantle drag mechanism), приложенными к любым точкам подошвы плит, на
рисунке – силы FDO и FDC; 2) связанные с силами, приложенными к краям плит (edgeforce mechanism), на рисунке – силы FRP и FNB. Роль того или иного движущего
механизма, а также тех или иных сил оценивается индивидуально для каждой
литосферной плиты. Совокупность этих процессов отражает общий геодинамический
процесс, охватывающих области от поверхностных до глубинных зон Земли. В настоящее
время в мантии Земли развивается двухъячейковая мантийная конвекция с закрытыми
ячейками (согласно модели сквозьмантийной конвекции) или раздельная конвекция в
верхней и нижней мантии с накоплением слэбов под зонами субдукции (согласно
двухъярусной модели). Вероятные полюсы подъема мантийного вещества расположены в
северо-восточной Африке (примерно под зоной сочленения Африканской, Сомалийской и
Аравийской плит) и в районе острова Пасхи (под срединным хребтом Тихого океана –
Восточно-Тихоокеанским поднятием). Экватор опускания мантийного вещества проходит
примерно по непрерывной цепи конвергентных границ плит по периферии Тихого и
восточной части Индийского океанов. Современный режим мантийной конвекции,
начавшийся примерно 200 млн. лет назад распадом Пангеи и породивший современные
океаны, в будущем сменится на одноячейковый режим (по модели сквозь мантийной
конвекции) или (по альтернативной модели) конвекция станет сквозьмантийной за счет
обрушения слэбов через раздел 670 км. Это, возможно, приведет к столкновению
материков и формированию нового суперконтинента, пятого по счету в истории Земли.
Перемещения плит подчиняются законам сферической геометрии и могут быть
описаны на основе теоремы Эйлера. Теорема вращения Эйлера утверждает, что любое
вращение трёхмерного пространства имеет ось. Таким образом, вращение может быть
описана тремя параметрами: координаты оси вращения (например, её широта и долгота) и
угол поворота. На основании этого положения может быть реконструировано положение
континентов в прошлые геологические эпохи. Анализ перемещений континентов привёл к
выводу, что каждые 400-600 млн. лет они объединяются в единый суперконтинент,
подвергающийся в дальнейшем распаду. В результате раскола такого суперконтинента
Пангеи, произошедшего 200-150 млн. лет назад, и образовались современные континенты.
Литература
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
2. Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
3. http://popovgeo.professorjournal.ru/geology
4. http://www.allgeology.ru/porodi-i-minerali/kak-izuchat-mineraly-page5.html
4. ЛИТЕРАТУРА:
а) основная:
1. Короновский Н.В. Геология для горного дела [Текст] : учеб. пособие: рек. УМО / Н. В.
Короновский, В. И. Старостин, В. В. Авдонин. - М. : Академия, 2007. - 576 с.
2. Ермолов В. А., Ларичев Л. Н., Мосейкин В. В. Геология. Часть I. Основы геологии.
[Текст]: Учебник для ВУЗов. - М.: МГУ, Горная книга. 2008. – 622 с.
3. Короновский Н.В. Общая геология [Текст]. 3-е изд. Учебник для бакалавров. - М. :
Академия, 2012. - 552 с.
б) дополнительная:
1. Короновский Н.В. Геология: учебник: Доп. УМО / Н.В. Короновский, Н.А.
Ясаманов. - М. : Академия, 2003. - 447 с.
2.Войлошников В.Д. Полевая практика по геологии. – М., 1977, 1984. – 128 с.
3. Гречишникова И.А., Левицкий Е.С. Практические занятия по исторической геологии. –
М., 1979. – 168 с.
4. Музафаров В.Г. Определитель минералов, горных пород и окаменелостей. – М., 1979. –
465 с.
5. Фисуненко О.П., Пичугин Б.Н. Практикум по геологии. – М., 1985. – 205 с.
6. Толстой М.П. Геология с основами минералогии. – М., 1991. – 398 с.
7. Хаин В.Е. и др. Планета Земля. От ядра до ионосферы 2-е изд.: Уч. пос. для вузов. Гриф
УМО бакалавр/магистр. - М.:Alma Mater Book. -2008.- 500 c. (заказана).
8. Горная энциклопедия [ Электронный ресурс]. – М.: ДиректМедиаПаблишинг, 2006,- 1
эл. опт. диск
(CD-ROM): карты.- (Электронная библиотека DirectVEDIA; Т. 79) –
(Классика энциклопедий).
в) программное обеспечение и интернет-ресурсы
№
Наименование ресурса
Краткая характеристика
1.
http://www.iqlib.ru
Интернет-библиотека образовательных изданий,
в которой собраны электронные учебники,
справочные и учебные пособия. Удобный поиск
по ключевым словам, отдельным темам иотрослям
знания.
2.
Электронная библиотечная
ЭБС по тематике охватывает всю область
система «Университетская гуманитарных знаний и предназначена для
библиотека -onlaine»
использования в процессе обучения в высшей
www.biblioclub.ru
школе, как студентами преподавтелями, так и
специалистами гуманитариями.
г) периодические издания
1.Геология нефти и газа.
2.Геология рудных месторождений
3. Геология. Сводный том.
4. Геотектоника
5. Геохимия
6.Записки российского минералогического общества.
7. Известия вузов.
8. Литология и полезные ископаемые.
9.Маркшейдерия и недропользование.
10.Отечественная геология.
11.Петрология.
12. Разведка и охрана недр.
13. Руды и металлы.
14. Oil and gas