Смежные с геологией науки, которые изучают Землю своими методами: геохимия, геофизика и палеонтология.

Геофизика - комплекс наук, исследующих физическими методами строение Земли. Геофизика в широком смысле изучает физику твёрдой Земли (земную кору, мантию, жидкое внешнее и твёрдое внутреннее ядро), физику океанов, поверхностных вод суши (озёр, рек, льдов) и подземных вод, а также физику атмосферы (метеорологию, климатологию, аэрономию).

Геохимия — наука о химическом составе Земли и планет (космохимия), законах распределения и движения элементов и изотопов в различных геологических средах, процессах формирования горных пород, почв и природных вод.

Палеонтология — наука об организмах, существовавших в прошлые геологические периоды и сохранившихся в виде ископаемых останков, а также следов их жизнедеятельности. Одной из задач палеонтологии является реконструкция внешнего вида, биологических особенностей, способов питания, размножения и т. д. этих организмов, а также восстановление на основе этих сведений хода биологической эволюции.

Методы определения относительного возраста горных пород. Палеонтологический метод, как основной для определения относительного возраста осадочных и вулканогенно-осадочных пород. Геохронологическая шкала: крупные стратиграфические и геохронологические подразделения.

Методы:

· Стратиграфический метод - определение относительной хронологии геологических слоёв, в зависимости от их залегания.

· Литолого-петрографический метод - основан на расчленении разрезов на слои или пачки слоев, отличающиеся по составу, структурным и текстурным особенностям горных пород, и сопоставлении геологических разрезов, полученных на разных участках.

· Палеонтологический (биостратиграфический) метод, предложенный в начале X I X в. В. Смитом и разработанный позднее Ж. Кювье и А. Броньяром. Палеонтологический метод заключается в изучении остатков животных организмов (фауны) и растений (флоры) в горных породах. По данным палеонтологии установлены определенная последовательность и необратимость в развитии жизни па Земле, что позволило разработать систему относительного геологического летоисчисления. Для определения относительного возраста горных пород используются так называемые руководящие ископаемые, то есть те организмы, для которых характерна быстрая смена во времени при широком распространении их на площади. Определение возраста производится путем сравнения окаменелостей из изучаемых отложений с теми, которые уже установлены в опорных разрезах.

Вся геологическая история Земли подразделялась на четыре эры:

• архейскую или археозойскую (от греч. «архсос» — древнейший, «зоо» — жизнь) — эра древнейшей жизни, индекс А, цвет темно-розовый;

• палеозойскую (от греч. «палеос» — древний) — эра древней жизни, индекс Pz;

• мезозойскую (от греч. «мезос» — средний) — эра средней жизни, Mz;

• кайнозойскую (от греч. «кайнос» — новый) — эра новой жизни, Kz.

Позднее, в 1887 г., из архейской эры была выделена протерозойская эра (от греч. «протерос» — первичный) — эра первичной жизни, Рг.

Эры подразделялись на периоды, соответственно группы — на системы; периоды — на эпохи, системы — на отделы; эпохи — на века, отделы — на ярусы. Группы, системы, ярусы имеют те же названия, что и соответствующие им эры, периоды, века. В геологической истории Земли были выделены два главных неравных по продолжительности этапа: докембрийскнй (докембрий) или криптозой (от греч. «криптос» — скрытый) — время скрытой жизни, охватывающий

архейскую и протерозойскую эры, и фанерозойский (фанерозой) (греч. «фанерос» — явный) — время явной жизни, включающий палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую эры.

Геохронологические Стратиграфические

1. Акрон 1. Акротема

2. Эон 2. Эонотема

3. Эра 3. Эратема

4. Период 4. Система

5. Эпоха 5. Отдел

6. Век 6. Ярус

7. Фаза 7. Раздел

8. Пора 8. Звено

9. Термохрон-криохрон 9. Ступень

Определение изотопного возраста геологических образований. Важнейшие изотопно-радиометрические методы: уран-торий-свинцовый, калий-аргоновый, рубидий-стронциевый, самарий-неодимовый, радиоуглеродный. Возраст Земли и земной коры.

Возраст геологических событий и объектов в абсолютных единицах времени (годах, тысячелетиях, миллионах и миллиардах лет) определяют радиологическими (изотопными) методами, основанными на стабильной скорости распада (спонтанного деления) ядер радиоактивных элементов.

Уран-свинцовый метод успешно применяется для определения возраста магматических пород и времени проявления метаморфизма. Для возраста этим методом обычно используется циркон - весьма стабильный минерал, наиболее подходящий для радиологического датирования. В цирконах U-Pb «память» фиксирует время первичного образования

кристалла и последующих преобразований. По серии цирконов можно определить истинный возраст даже в случае потери разных, иногда весьма значительных количеств свинца.

Рубидий-стронциевый метод широко используется для датирования магматических и метаморфических пород кислого и среднего состава, а также для установления времени процессов осадконакопления и диагенеза. Возраст оценивается по количеству радиогенного стронция 8 7Sr, образовавшегося при распаде изотопа рубидия 8 7Rb, сравнением соотношений содержаний этих изотопов с содержанием эталона нерадиогенного происхождения — 8 f iSr. Метод применяется главным образом в изохронном варианте для исследования валовых проб.

Самарий-неодимовый методоснован на радиоактивном распаде изотопа

117Sm. Для определения возраста используется эволюционная диаграмма. Интерпретация результатов изотопного анализа осуществляется аналогично Rb-Sr изохронному методу. Незначительное фракционирование Sm и Nd, которые относятся к редкоземельным элементам, и большой период полураспада ограничивают рамки применения этого метода датированием древних (докембрийских) образований. Поскольку Sm-Nd система менее других подвержена воздействию наложенных процессов, этот метод наиболее пригоден для датирования ранних этапов развития Земли.

Калий-аргоновый метод применяется для определения возраста молодого магматизма и седиментации по породам в целом и мономинеральным фракциям (по минералам, содержащим калий: слюдам, амфиболам, калиевым полевым шпатам). Для датирования обычно используют только реакцию радиоактивного распада К с выделением аргона.

Основные сложности применения К-Ar метода обусловлены летучими свойствами основного продукта распада — аргона, который плохо сохраняется в метаморфизованных и выветрелых породах.

Радиоуглеродный методприменяют для определения возраста самых молодых геологических объектов, возраст которых не превышает 60 тыс. лет. Углерод на Земле представлен тремя изотопами —12С, 13С и 14С.

В любом живом организме поддерживается тот уровень радиоуглерода, который присутствует в земной атмосфере, это равенство обеспечивается фотосинтезом или питанием вплоть до прекращения жизнедеятельности. Измерив радиоактивность биологических останков, можно вычислить момент смерти организма или конец формирования годичного кольца дерева. В качестве примеров таких исследований можно привести определение возраста саркофага египетского фараона — 2190 лет и Бристольской сосны — 4300 лет.

Возраст Земли составляет 4,54 миллиардов лет (4,54·109 лет ±1%). Возраст земной коры, определенный радиоактивным методом, составляет примерно 3 - 4 млрд. лет.

Определение процесса вулканизма. Продукты вулканической деятельности: жидкие, твердые и газообразные. Наземные и подводные извержения. Типы вулканов по характеру вулканически постройки: центрального типа (стратовулканы, шлаковые конусы, щитовые), трещинного типа.

Под вулканизмом понимают совокупность процессов и явлений, связанных с перемещением магмы и сопутствующих ей газово-водных компонентов из коры и мантии на поверхность Земли (как суши, так и морей, и океанов).

По строению магмоподводящего канала различают вулканы центральные с каналом трубообразной формы и трещинные, подводящий канал которых имеет вид трещины и извержения которых происходят или вдоль всей трещины, или в отдельных ее участках.

Стратовулканы представляют собой сооружения правильной конической формы высотой до нескольких километров, в поперечнике достигающие 10-20 км. В привершинной части падение склонов достигает 30-40°. На вершине конуса располагается кратер, имеющий форму воронки диаметром до 1 км. Тело вулкана сложено лавовыми потоками и накоплениями рыхлого материала. Кратер венчает вертикальный или почти вертикальный подводящий канал, соединяющий магматический очаг с поверхностью вулкана. Верхняя часть этого канала называется жерлом. От жерла могут отходить второстепенные выводные каналы, давая начало боковым (паразитическим) кратерам.

Щитовые вулканы имеют характерную форму щита с пологими склонами, углы которых в верхней части составляют 7-8°, в нижней — 3-6°. Щитовые вулканы редко достигают в высоту 1000 м, а их поперечник в десятки раз больше высоты. На вершине щитового вулкана располагаются кратеры, имеющие вид широких блюдцеобразных впадин с крутыми,

часто вертикальными стенками, на дне которых находятся озера жидкой лавы.

Шлаковые конусы — небольшие самостоятельные моногенные вулканы, образованные шлаками — выброшенными из кратера вулкана и застывшими при полете обрывками пузыристых лав (результат бурного выделения газов из жидких магм).

Трещинные вулканы. Они проявляются в излиянии лавы на земную поверхность по крупным трещинам или расколам. В отдельные отрезки времени, в основном на доисторическом этапе, этот тип вулканизма достигал довольно широких масштабов, в результате чего на поверхность Земли выносилось огромное количество вулканического материала - лавы.

Газообразные - фумаролы и софиони, играют важную роль в вулканической деятельности. Во время кристаллизации магмы на глубине выделяющиеся газы поднимают давление до критических значений и вызывают взрывы, выбрасывая на поверхность сгустки раскаленной жидкой лавы. Также при извержении вулканов происходит мощное выделение газовых струй, создающих в атмосфере огромные грибовидные облака.

Жидкие - характеризуются температурами в пределах 600-12000с. Представлена именно лавой.

Твердые продукты образуются при вулканических взрывах. К ним относят разнообразный рыхлый обломочный материал, называемый тефрой. Тефра возникает при застывании отдельных сгустков и мельчайших капелек лав, выброшенных из кратера вулкана в воздух, и разрушении пород вулканической постройки или ее фундамент. В зависимости от размера обломочного материала выделяют вулканические глыбы — резургентные обломки угловатой формы (более 50 мм),

вулканические бомбы — ювенильные обломки цилиндрической, шарообразной, веретенообразной, грушевидной формы того же размера; лапилли — ювенильные и резургентные обломки размером 10-50 мм, вулканический песок, или грубый пепел (0,1-2 мм), вулканическую пыль, или тонкий пепел (менее 0,1 мм). В дальнейшем происходят уплотнение, цементация рыхлой тефры и превращение ее в твердые вулканические горные породы, называемые туфами.

Выделения вулканических газов называют фумароллами. Данный термин употребляется в широком и узком понимании этого слова. В широком понимании к фумароллам относят все горячие вулканические газы и водяные пары, выделяющиеся в виде струй или спокойно парящих масс над поверхностью вулкана. В узком смысле этого термина фумароллами называют только высокотемпературные газы галоидного состава.

Строение вулканических аппаратов центрального типа: конус, жерло, кратер, некки, сомма, кальдера, барранкосы. Виды вулканов по характеру извержений (эффузивные, эксплозивные и промежуточного типа). Поствулканическая деятельность. Образование фумарол, сольфатар, мофет, гейзеров, термальных источников.

В привершинной части падение склонов достигает 30-40°. На вершине конуса располагается кратер, имеющий форму

воронки диаметром до 1 км. Тело вулкана сложено лавовыми потоками и накоплениями рыхлого материала. Кратер венчает вертикальный или почти вертикальный подводящий канал, соединяющий магматический очаг с поверхностью вулкана. Верхняя часть этого канала называется жерлом. От жерла могут отходить второстепенные выводные каналы,

давая начало боковым (паразитическим) кратерам. Кальдера — циркообразная впадина с крутыми стенками и более или менее ровным дном. Размеры кальдер в поперечнике достигают 10-15 км и более. Внешние склоны кальдер представляют остатки разрушенной постройки более древнего вулкана. Окаймляющий кальдеру кольцевой гребень называют соммой, а кольцевую долину между молодым вулканом и соммой — атрио.

Некк - столбообразное тело, наполняющее жерло вулкана (лаво- или магмоподводящий канал) вулканическим материалом — лавой, туфолавой, туфами, вулканическими брекчиями и др. В поперечном сечении некки бывают округлыми, овальными и неправильных очертаний, размером от нескольких метров до 1,5 км и более.

Кратер вулкана — чашеобразное или воронкообразное углубление на вершине или склоне вулканического конуса. Диаметр кратера может быть от десятков метров до нескольких километров и глубина от нескольких метров до сотен метров.

Барранкосы — глубокие борозды типа крутостенных оврагов, прорезывающие склоны вулканов от кратера до подошвы. Образуются в результате размыва вулканических отложений дождевыми и талыми водами. Они придают конусам вулканов ребристый вид.

Фумарола - трещины и отверстия, располагающиеся в кратерах, на склонах и у подножия вулканов и служащие источниками горячих газов.

Сольфатары — испарения сернистого газа и паров воды с примесью углекислого газа, сероводорода и других веществ, которые выделяются из трещин и каналов на стенках и дне вулканического кратера, а также на склонах вулканов. Температура сольфатар достигает 100 — 300°С.

Мофеты — трещины и отверстия в вулканических районах, выделяющие струи углекислого газа с примесью водяного пара и других газов (азота, водорода, метана). Температура выделяемых газов не превышает 100 °С.

Гейзер — источник, периодически выбрасывающий фонтаны горячей воды и пара. Гейзеры являются одним из проявлений поздних стадий вулканизма, распространены в областях современной вулканической деятельности.

Геотермальный источник— выход на поверхность подземных вод, нагретых выше 20 °C. Также существует определение, в соответствии с которым источник называется горячим, если имеет температуру выше среднегодовой температуры данной местности. Большинство горячих источников питаются водой, которая подогревается магматическими интрузиями в районах активного вулканизма.

· Эффузивные наземные извержения характеризуются господством лавы в составе продуктов и отсутствием сильных взрывов; связаны с рифтовыми структурами; изливают подвижную базальтовую (основную) лаву. Исландский (трещинный) тип извержений характеризуется тем, что магма приближается к поверхности по узким и длинным трещинам. Гавайский тип извержений очень близок к трещинным, но подъем лавы здесь происходит через трубообразный канал.

· Эффузивные подводные извержения являются самыми многочисленными и наименее изученными. Они также приурочены к рифтовым структурам, отличаются господством базальтовых лав. На дне океана при глубине 2 км и более давление воды столь велико, а значит, и пирокластов не возникает

Процессы поствулканические - совокупность минералообразующих процессов, которые следуют за магм

Закономерности распределения потухших и действующих вулканов на поверхности Земли. Основные разновидности вулканических пород (по кремнекислотности). Полезные ископаемые, связанные с вулканами.

Действующие, уснувшие, потухшие вулканы и палеовулканы распространены в пределах всех материков и океанов. При

этом они распределены крайне неравномерно. Действующие и уснувшие вулканы сосредоточены в современных вулканических поясах и ареалах. Обширные пространства Земли в настоящее время свободны от каких-либо проявлений вулканизма. Наибольшее количество (свыше 80) вулканов размещается вдоль окраин Тихого океана в Тихоокеанском

вулканическом поясе («огненном кольце»).

Помимо Тихоокеанского, они располагаются и в Альпийско-Индонезийском вулканическом поясе, охватывающем наиболее молодые горноскладчатые области, про слеживающиеся от берегов Атлантики (горных цепей и островов Средиземноморья) на восток — юго-восток вплоть до Тихого океана.

На суше отдельные действующие и уснувшие вулканы приурочены также к внутриконтинентальным (Восточно-Африканский вулканический пояс) рифтовым долинам. Многочисленные подводные действующие вулканы на океаническом дне сосредоточены большей частью в пределах асейсмических вулканических хребтов, а также тяготеют к океаническим рифтовым долинам.

Большинство молодых вулканических сооружений располагаются вдоль границ литосферных плит, маркируя их, а для части из них (особенно вулканов, расположенных на океанском дне) устанавливается связь с мантийными магматическими плюмами, получившими название «горячих точек».

Вулканические (эффузивные и вулканокластические) по содержанию кремнезема делятся на четыре группы: ультраосновные (Si02 = 30-44 %), основные (Si02 = 44-53 %), средние (Si02 = 53-64 %) и кислые (Si02 = 64-78%) породы.

Все полезные ископаемые по условиям их образования разделяются на глубинные и поверхностные. Глубинные месторождения называются также эндогенными ("эндо" - внутри, "генная" - рожденная), а поверхностные - экзогенными ("экзо" - снаружи).

Самыми распространенными типами вулканических горных пород являются базальты, андезиты, риолиты, трахиты и фонолиты.

Формирование глубинных, или эндогенных, месторождений обычно связано с внедрением в земную кору и застыванием раскаленных подземных расплавов, или магм. Поэтому такие месторождения иногда называют магматогенными или магмой рожденными. Магма по трещинам проникает в горные породы. При этом только незначительная часть ее в вулканах достигает поверхности Земли, образуя потоки лавы и скопления вулканического пепла, создающего туфы. Большее количество магмы не доходит до земной поверхности и застывает на глубине, образуя глубинные кристаллические магматические породы, такие, как габбро, диориты, граниты и им подобные. Застывшие на глубине и на поверхности Земли магматические породы широко используются в качестве природных каменных строительных материалов.

Понятие об интрузивном магматизме. Представления о происхождении магм и уровнях их зарождения. Основные разновидности интрузивных пород и их отличия от вулканических. Процессы внутри магматических камер: ликвация, гравитационно-кристаллизованная дифференциация, ассимиляция.

Под интрузивным магматизмом (плутонизмом) понимают процессы внедрения магматического расплава и последующей кристаллизации его па различных глубинах земной коры с образованием магматических тел (интрузивов или интрузивных массивов, плутонов). Образующиеся при этом полнокристаллические горные породы, слагающие тела, называют интрузивными. В результате последующих геологических процессов (тектонических горообразующих движений, эрозии и денудации) интрузивные массивы оказываются выведенными на дневную поверхность и становятся доступными непосредственному изучению различными методами. Площади интрузивных массивов колеблются в широких пределах:. Процессы внутренней динамики (эндогенные) от нескольких квадратных метров (и менее) до многих сотен тысяч квадратных километров (интрузивный массив на Аляске занимает площадь около 400 тыс. кв. км, имея в длину около 2000, а в ширину до Залегая среди вмещающих пород различного состава (или пород рамы интрузива), они имеют разнообразную, чаще всего неправильную форму, ограничиваясь с боков контактами интрузива, сверху — кровлей, или апикальной поверхностью.

По глубине кристаллизации магматического расплава интрузивы разделяют на абиссальные (или глубинные), сформированные на глубинах, достигающих нескольких километров и глубже, и полуглубиные (или гипабиссальные), кристаллизация которых происходит на относительно небольшой глубине. Интрузивные породы, как и магматические породы в целом, по содержанию кремнезема подразделяются на четыре группы: кислые (Si02 = 64-78%), средние (Si02 = 53-64%), основные (Si02= 44--53 %), ультраосновные (Si02 = 30-44 %). Главными представителями абиссальных кислых пород являются граниты, средних — диориты, основных — габбро и ультраосновных — дуниты и перидотиты.

Магма — расплавленная огненно-жидкая силикатная масса, возникающая внутри земной коры или верхней мантии и образующая при застывании магматические горные породы. Магма, изливающаяся па земную поверхность, называется лавой.

Магмы разных типов имеют различные физические свойства

Температура силикатных магм в момент зарождения варьируется от 1800-1600 до 600-500 °С. Плотность жидких магм равна 2,2-3 г/см: и примерно на 10 % ниже плотности твердых пород соответствующего состава. Максимальная плотность характерна для глубинных мантийных магм. Вязкость магм определяет их подвижность (текучесть). Наименьшей вязкостью и максимальной подвижностью обладают высокотемпературные магмы ультраосновного и основного состава, а наибольшая вязкость характерна для кислых магм, возникающих при относительно низкой температуре. Присутствие летучих значительно понижает вязкость расплавов.

Существует несколько механизмов зарождения родоначальных магм. Одним из них является нагревание выше температуры плавления глубинного вещества. Другим возможным механизмом служит адиабатический (почти изотермический) подъем нагретого вещества, при котором на определенной глубине достигается температура глубинного вещества. Этот механизм реализуется при быстром перемещении крупных масс нагретого и пластичного глубинного материала. Третий связан с дегидратацией гидроксилсодержащих минералов, из которых состоит глубинное вещество. Так, например, слюды при нагревании выделяют до 4 % воды. Если в магматическом источнике имеется вода, то температура плавления глубинного силикатного вещества понижается на десятки и сотни градусов.

Вулканические горные породы различаются по химическому составу, структурно-текстурным особенностям и по степени сохранности вещества пород. По химическому составу эффузивные вулканические горные породы делятся на щёлочноземельные и щелочные горные породы и, кроме того, на основные горные породы (недосыщенные кремнекислотой), средние горные породы (насыщенные кремнекислотой) и кислые горные породы (пересыщенные кремнекислотой). Степень кристаллизации лав, а также структуры и текстуры их зависят от вязкости расплава и характера его остывания. Внутренние части эффузивных тел обычно раскристаллизованы, внешние — шлаковидные, пористые и стекловатые. Для эффузивных пород характерны порфировые, микролитовые, полустекловатые структуры и флюидальные полосчатые, массивные, пористые текстуры. Вулканические горные породы применяются в качестве строительного и облицовочного камня, служат материалом для каменного литья.

Ликвация — процесс распада однородной магмы при понижении температуры на две или более разные по составу несмешивающиеся магмы.

Дифференциация кристаллизационная — обусловленная перемещением и пространственным обособлением возникающих в процессе кристаллизации минер. фаз под влиянием разл. причин (напр., гравитационное осаждение выделившихся из расплава к-лов, перемещение их конвекционными токами и др.), что приводит к изменению нормального течения реакции к-лов с расплавом, т. е. фракционной кристаллизации магмы. Д. к. является основным механизмом дифференциации магм. расплавов. Особенно широко она проявляется при формировании расслоенных интрузий основных и ультраосновных п., образовавшихся в результате последовательного осаждения продуктов кристаллизации на постепенно поднимающееся дно магм. камеры.

Ассимиляция — одна из форм проявления реакций взаимодействия магмы с вмещающими породами, в процессе внедрения перегретой магмы во вмещающие породы последние растрескиваются под влиянием прогрева и неравномерного расширения. Механически раздробленные и захваченные магмой породы боковых стенок и кровли иногда сохраняются в виде ксенолита, резко отличающихся по составу от захватившей их магмы. При нагреве до температур, близких температуре магмы, в результате реакций с магматическим расплавом состав ксенолитов становится близким к составу магмы. При значительном количестве ксенолитов меняется также и состав усваивающего их магматические расплава.

Формы залегания интрузивных пород, размеры, состав, взаимоотношения с вымещающими породами. Дискордантные тела: батолиты, штоки, дайки, магматические жилы. Конкордные тела: силы, лакколиты, лополиты. Абиссальные и гипабиссальные интрузивы. Роль магматических и постмагматических процессов в образовании полезных ископаемых.

По соотношению со слоистостью вмещающих пород интрузивные тела подразделяют па дискордантные (или несогласные) и конкордантные (или согласные). В первом случае контакты массивов пересекают слоистость вмещающих отложений, во втором — контакты интрузивов примерно совпадают со слоистостью пород рамы

Наиболее типичными представителями дискордантных тел являются батолиты, штоки, этмолиты, дайки и магматические жилы. Батолиты — огромные по площади (свыше 100 кв. км) тела вытянутой или неправильной изометричной в плане формы, с контактами, наклоненными в стороны от массива и кровлей, осложненной куполами и депрессиями.

Штоки — небольшие по площади (до 100 км2) тела различного петрографического состава изометричной или вытянутой в плане формы, с вертикальными или круто падающими контактами. Этмолиты — неправильные тела, имеющие форму расширяющейся кверху огромной воронки, сложенные часто породами основного состава, обладающими повышенной щелочностью. Дайки представляют собой крутопадающие или вертикальные плитообразные тела, протяженность которых многократно превышает их толщину (сложены обычно гипабиссальными интрузивными породами). Магматические жилы отличаются от даек неровными извилистыми контактами, имеют часто ветвящуюся в плане и вертикальном сечении форму.

Среди конкордантных интрузивных тел наиболее крупными являются силлы — пластообразные интрузивные тела с субпараллельными ограничивающими поверхностями, залегающие в толщах, горизонтально лежащих ил слабодислоцированных отложений (часто сложены породами основного состава), лакколиты — тела грибо- и караваеобразной формы, лополиты — тела блюдцеобразной формы. Размеры их по площади достигают сотен квадратных километров, а некоторых нескольких — первых тысяч квадратных километров. Вертикальная мощность колеблется от нескольких метров (в силлах) до многих сотен метров (в лакколитах и лополитах).

Определение процесса метаморфизма. Факторы (агенты) метаморфизма. Характер метаморфических преобразований (текстурно-структурные, минеральные, химические). Типы метаморфизма: контактовый (низких давлений), региональный (средних давлений), динамоморфизм, метасоматоз. Прогрессивный и регрессивный метаморфизм. Полезные ископаемые, связанные с метаморфическими образованиями.

Под метаморфизмом понимают совокупность эндогенных процессов, приводящих к преобразованию строения (текстур и структур), минерального, а иногда и химического состава горных пород в результате изменения физико-химических и термодинамических условий. Под факторами метаморфизма понимают причины, приводящие к изменению исходных пород:

1. Температура — важнейший фактор метаморфизма, влияющий на процессы минералообразования и определяющий состав возникающих минеральных ассоциаций. Метаморфические преобразования горных пород происходят в температурном интервале 250-1100 °С.

2. Принято выделять давление литостатическое (всестороннее) и стрессовое (одностороннее). Литостатическое давление связано с погружением пород. Порода, оказавшаяся на глубине, испытывает давление со всех сторон, в том числе и вышележащей толщи. В общем случае литостатическое давление возрастает с глубиной. Давление стрессовое имеет четко выраженный вектор направленности, одна из его составляющих по величине превосходит значения по другим направлениям. Стрессовое давление является причиной тектонических движений, при которых перемещаются крупные блоки земной коры.

3. Химически активными веществами, воздействующими на горные породы при метаморфизме, являются в первую очередь вода и углекислота, которые содержатся в том или ином количестве почти во всех породах. Кроме того, большое значение имеют такие компоненты, как К20, Na20, 02, Cl, F и некоторые другие. Их источником могут служить магматические растворы, отделяющиеся при остывании магмы, глубинные флюиды, нагретые подземные воды с растворенными химическими соединениями, извлеченными из окружающих пород. Источником химических соединений могут быть и погребенные воды бывших озер и морей.

Текстурные изменения чаще всего заключаются в том, что метаморфизуемые породы либо приобретают упорядоченную ориентировку минералов, либо подвергаются частичному или полному разрушению. В первом случае образуются сланцеватые, гнейсовые и полосчатые текстуры. Изменение текстурных особенностей при этом происходит в результате

переориентировки таблитчатых, пластинчатых и других уплощенных минералов без разрушения сплошности горной породы. Во втором случае происходит нарушение сплошности породы, она дробится на отдельные обломки размером от нескольких метров до долей миллиметров с образованием беспорядочных текстур. Меняется структура породы, она становится более крупнозернистой.

Минеральный состав метаморфических пород весьма разнообразен. Тип минеральных ассоциаций (парагенезисов) зависит от исходного состава пород, температуры, давления и привносимых веществ. Для метаморфических пород характерны специфические (типоморфные) минералы, образующиеся, как правило, только при метаморфических

процессах. Это: хлориты, актинолит, тремолит, эпидот, дистен, андалузит, силлиманит, графит, серпентин, гранат, кордиерит, ставролит, диопсид и др. Изменение минерального состава метаморфических пород может происходить как в условиях закрытой системы без привноса — выноса химических компонентов (изохимический метаморфизм), так и в условиях открытой физико-химической системы с выносом (привносом) химических компонентов (аллохимический метаморфизм).

Метаморфические преобразования горных пород с привносом (выносом) химических компонентов называют аллохимическими. При этом валовый химический состав пород до метаморфизма и после метаморфизма существенно различаются.

Изменения химического состава приводят к изменениям и минерального состава. Степень изменения зависит от химической неравновесности пород по отношению к растворам, которые циркулируют во время метаморфизма.

Повышение температуры на начальных стадиях метаморфизма ведет к дегидратации минералов (потере ими конституционной воды). Этот процесс сопровождается выделением больших объемов воды, нагретой до нескольких сот градусов и находящейся под давлением. В таком состоянии вода химически агрессивна и способна растворять компоненты горных пород с последующим их переотложением.

Региональный метаморфизм — широкомасштабный процесс преобразования осадочных, магматических и метаморфических пород в результате погружения их на ту или иную глубину или тектонического скучивания в коллизионных зонах, охватывающий крупные территории (регионы) и характеризующийся выдержанностью или слабой изменчивостью физико-химических условий по простиранию. Факторами регионального метаморфизма являются: давление от 1-2 до 20-25 кбар, температура, варьирующаяся от 250-300 до 1000—1100 °С, а также воздействие воды и углекислоты, содержащихся в исходных породах и способствующих ходу химических реакций.

Процесс регионального метаморфизма может иметь прогрессивную и регрессивную направленность, превращаясь в особых случаях в ультраметаморфизм. Прогрессивный метаморфизм развивается в условиях повышения Р-Т параметров и выражается в появлении более высокотемпературных минеральных ассоциаций вместо существовавших ранее низкотемпературных. Регрессивный метаморфизм, или диафторез, включает минеральные преобразования, вызванные приспособлением магматических или метаморфических пород к новым условиям более низких ступеней метаморфизма,

и характеризуется замещением высокотемпературных минералов низкотемпературными. Образующиеся в этом случае продукты метаморфизма называются диафторитами.

Тектонические движения земной коры. Горизонтальные, вертикальные движения и их комбинации. Признаки и методы обнаружения тектонических движений. Трансгрессии и регрессии морей как показатели вертикальных движений земной коры.

В масштабе человеческой жизни лик Земли представляется застывшим и неподвижным. Однако достоверно установлено, что наружная твердая оболочка планеты находится в непрерывном движении, получившем название тектонического. Под тектоническими движениями понимается перемещение вещества,

отражающее развитие структуры земной коры и планеты в целом.

Сегодня при характеристике вертикальных движений за уровень отсчета обычно принимается поверхность Мирового океана, хотя надо иметь в виду, что уровень последнего может колебаться в зависимости от объема воды в океане в пределах 150 м. Колебательные движения, регулирующие уровень Мирового океана, известны как эвстатические. Одновременно создаются благоприятные условия для накопления россыпных месторождений тяжелых металлов и алмазов. Безусловно, в проявлении эвстатических колебаний просматривается климатический фактор, но главной причиной является все же тектонический процесс.

В настоящее время горизонтальные перемещения определяют повторными триангуляциями, фиксирующими перемещения только между отдельными пунктами земной поверхности. Скорости и амплитуды горизонтальных движений обычно выше, чем вертикальных. Смещения тина надвигов и особенно сдвигов широко известны в сейсмических районах, где скорости перемещения блоков по ним достигают от нескольких миллиметров до десятков сантиметров в год. Для определения скорости движения литосферных плит можно использовать положение магнитных аномалий, возраст которых определяется по геомагнитной временной шкале.

Оживление абразии может быть вызвано изменением уровня моря — повышением, связанным с наступлением моря на сушу, — трансгрессия моря, или понижением, отступлением моря — регрессия моря. При трансгрессии моря увеличивается глубина бенча и абразионная деятельность возобновляется на новом, более высоком положении береговой линии; в результате регрессии моря абразионная терраса оказывается выше уровня моря и возобновившаяся абразия приведет к выработке абразионной террасы наиболее низком уровне моря. Неоднократные регрессии моря формируют несколько уровней морских террас.