Типы физического выветривания, геологические результаты.



Процессы радиоактивного распада протекают самопроизвольно с постоянной скоростью, различной у разных элементов, причем эта скорость не зависит ни от температуры, ни от давления. Для каждого радиоактивного элемента экспериментальным путем точно определена скорость распада (период полураспада). Зная количество исходного радиоактивного элемента и продуктов его распада в горной породе, а также период полураспада, можно выяснить возраст этой горной породы. Расчет производят по специальным формулам. В настоящее время для определения абсолютного возраста горных пород используют данные, полученные в результате радиоактивного распада урана, тория, калия, рубидия, углерода и некоторых других элементов. Все эти элементы, кроме радиоактивного углерода, имеют длительные периоды полураспада — в сотни миллионов и миллиарды лет. В зависимости от конечных продуктов распада различают свинцовый, гелиевый, аргоновый и стронциевый методы.

Свинцовый и гелиевый методы начали применять раньше, чем другие. В их основе лежит процесс превращения радиоактивного урана и тория в инертный газ гелий и свинец

U238 → 8Не4 + Pb206 ; U235→ 7Не4 + РЬ207 ; Th232→ 6He4 + Pb208 ).

Для определения абсолютного возраста используют минералы, содержащие более 1% урана или тория, встречающиеся в магматических породах. Свинцовый метод употребляют чаще, чем гелиевый, так как он точнее.

Аргоновый метод основан на распаде радиоактивного калия и превращения его в инертный газ аргон (К40→ Аг40 ). Он был разработан советскими учеными в 1949 г. и в настоящее время является основным. Этот метод можно применять для определения возраста магматических и осадочных пород, так как первичные калиевые минералы в большом количестве распространены в магматических (полевые шпаты, слюды) и осадочных породах (глауконит). В отличие от гелия аргон лучше сохраняется в кристаллической решетке минералов.

Стронциевый метод основан на радиоактивном распаде рубидия (Rb87→ Sr87 ). Этот метод применим только для определения возраста древних, докембрийских пород, так как период полураспада Rb87 очень велик (50 млрд. лет).

Радиоуглеродный метод основан на изучении радиоактивного изотопа углерода С14 в растительной ткани (обычно в древесине). Этот изотоп образуется в атмосфере из азота N14 под воздействием космических лучей и усваивается живыми организмами. После отмирания организма.происходит распад С14 с определенной скоростью, что и позволяет определить абсолютный возраст захоронения организма и вмещающих его пород. Период полураспада С14 приблизительно равен 5,5—6 тыс. лет, поэтому этот метод используют для определения возраста молодых четвертичных отложений и в археологии (когда возраст объектов исследования не превышает 50—70 тыс. лет).

 

19. Одной из важнейших задач геологии является реконструкция геологической истории Земли.. Так была создана сначала стратиграфическая шкала (лат. «стратум» – слой, «графо» – описываю), в которой были показаны слоистые осадочные отложения от древних к молодым, а в 1881 г. на II Международном геологическом конгрессе в г. Болонье (Италия) стратиграфическая шкала была совмещена с геохронологической, в которой уже были указаны временные рамки стратиграфических подразделений. Геохранологическая шкала – относительного геологического времени, показывающая последовательность и соподчиненность основных этапов геологической истории Земли и развития жизни на нет. Подразделения геохронологической и стратиграфической шкал соотносятся следующим образом:

Эонотема- это отложения, образовавшиеся на протяжении самой крупной геохронологической единицы -эона, длительностью которого составляет сотни миллионов и более лет.

три эонотемы:архейскую,протерозойскуюфанерозойскую. Архейскую и протерозойскую эонотемы объединяют под названием «докембрий» (т. е. толщи пород, накопившиеся до кембрийского периода – первого периода фанерозоя) или «криптозой».Рубежом докембрия и фанерозоя служит появление в слоях горных пород остатков скелетных организмов.В докембрии органические остатки редки, поскольку мягкие ткани быстро разрушаются, не успев захорониться.

Эонотемы включают в свой состав эратемы.Эратема илигруппа- отложения, образовавшиеся в течениеэры; продолжительность эр в фанерозое составляет первые сотни миллионов лет. Эратемы отражают крупные этапы развития Земли и органического мира. Границы между эратемами соответствуют переломным рубежам в истории развития органического мира.

В фанерозое выделяют три эратемы: палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую.

Эратемы включают в свой состав системы.Система– это отложения, образовавшиеся в течениепериода; длительность периодов составляет десятки миллионов лет. Одна система от другой отличается комплексами фауны и флоры на уровне надсемейств, семейств и родов. В фанерозое выделяются 12 систем: кембрийская, ордовикская, силурийская, девонская, каменноугольная (карбоновая), пермская, триасовая, юрская,, меловая, палеогеновая, неогеновая и четвертичная (антропогеновая). Названия большинства систем происходят от географических названий тех местностей, где они были впервые установлены.Для каждой системы на геологических картах приняты определенный цвет, являющийся международным, и индекс, образованный начальной буквой латинского названия системы. Отдел- часть системы, соответствующая отложениям, образовавшимся в течение однойэпохи; длительность эпох обычно составляет первые десятки миллионов лет. Отличия между отделами проявляются в различии фауны и флоры на уровне родов или групп. Названия отделов даны по положению их в системе: нижний, средний, верхний или только нижний и верхний; эпохи соответственно называют ранней, средней, поздней.

20.Горные породыприродные агрегаты минералов более или менее постоянного состава, образующие самостоятельные геологические тела, слагающие земную кору. Термин «Горная порода» в современном смысле впервые употребил в 1798 русский минералог и химик В.М. Севергин.В основу классификации горных пород положен генетический признак. По происхождению выделяют:-магматические (синоним – изверженные) горные породы. Образование магматических пород связанно с застыванием силикатного расплава – магмы и лавы в различных условиях;- осадочные горные породы, образующиеся на поверхности в результате деятельности различных экзогенных факторов;- метаморфические горные породы, возникающие при переработке магматических, осадочных, а также ранее образованных метаморфических пород в глубинных условиях при воздействии высоких температур и давления, а также различных жидких и газообразных веществ (флюидов), поднимающихся с глубины.Магматические и метаморфические породы составляют около 90% от объема земной коры; осадочные – 10%.

21.Строение горных пород– характер сложения горных пород из минералов и минеральных агрегатов. Строение горных пород – обобщённый термин, охватывающий понятия структуры и текстуры горных пород. Количество структур и текстур горных пород, выделяемых различными исследователями, чрезвычайно велико. Детальность выделения особенностей строения исследуемой породы, зависит от конечной цели исследования. Далее для иллюстрации понятия «строение горной породы» приведены единичные примеры наиболее распространенных структур и текстур.Структура горной породы определяется размерами, формой и взаимными отношениями минералов.В случае, когда порода целиком состоит из кристаллических зерен, выделяют полнокристаллическую структуру. При резком преобладании нераскристаллизовавшейся массы говорят о стекловатой или аморфнойструктуре. Если в стекловатую массу вкраплены кристаллические зерна, структуру называют порфировой. Если крупные кристаллические зерна вкраплены также в кристаллическую, но более мелкозернистую массу, структура называется порфировидной. Когда порода состоит из каких-либо обломков, говорят об обломочной структуре.Кристаллическая и обломочная структуры подразделяются по величине зерен и обломков. Так, среди кристаллических структур выделяют крупнозернистые, с диаметром зерен более 5 мм, среднезернистые с зернами от 5 до 2 мм в поперечнике, мелкозернистые с диаметром зерен менее 2 мм. В тех случаях, когда порода состоит из очень мелких, не различимых невооруженным глазом кристаллических зерен, ее структура определяется как афанитовая, или скрытокристаллическая. При более или менее одинаковых размерах зерен породы говорят о равномернозернистой структуре, в противном случае – о неравномернозернистой.

 

Текстура горной породы обусловлена общими особенностями более крупных составных частей породы (минеральных агрегатов) и их расположением в пространстве. В общем случае текстура – это объемная характеристика взаимного расположения крупных агрегатов, слагающих горную породу. Выделяют плотную, пористую, однородную (она же массивная) и ориентированную (слоистую, сланцеватую, полосчатую и т.п.) текстуры.

22. 23.Магматические горные породы образуются из расплава, формирующегося в глубинах Земли – магмы. В зависимости от того, в результате каких процессов сформировалась магматическая горная порода, породы подразделяются на:- интрузивные – образующиеся в глубинах земной коры;- эффузивные – образующиеся при спокойных (не взрывных) излияниях магмы (лавы) на земную поверхность;- вулканогенно-обломочные (пирокластические) – образующиеся при эксплозивных извержениях. Для интрузивных пород наиболее характерны батолиты, штоки, лакколиты, лополиты, факолиты, дайки, силлы; для эффузивных – покровы, потоки, купола, обелиски, некки.

Несколько обособленное место среди интрузивных занимают жильные породы, образующиеся при внедрении магмы в трещины вмещающих пород. В основе классификации магматических горных пород лежит их химический состав. Учитывается, прежде всего, содержание окиси кремния SiO2, по которому магматические породы условно делят на четыре группы кислотности: - ультраосновные породы, содержащие менее 45% SiO2; - основные – 45-52%; - средние – 52-65%; - кислые – более 65%. Породообразующими минералами магматических пород являются кварц и минералы класса силикатов – полевые шпаты, слюды, амфиболы, пироксены. В сумме они составляют около 93% всех входящих в магматические породы минералов. Далее по распространенности следуют оливин, фельдшпатоиды (каркасные силикаты, группа нефелина – содалита), некоторые другие силикаты и около 1% минералов других классов.

В ультраосновных и основных породах преобладают цветные (темноцветные) минералы, а в средних и кислых – преимущественно светлые минералы. В геологии существует понятие «цветное число», под которым понимают количество (объёмную долю, %) темноцветных минералов в породе. Чем больше цветное число (чем темнее порода), тем меньше кислотность этой породы. Для ультраосновных пород цветное число – 95-100 %, основных – около 50 %, средних – порядка 30 %, кислых – 10 %. В неизменённых разностях ультраосновные породы имеют чёрный цвет, основные – тёмно-серый, средние – серый, кислые – светло-серый, светло-розовый до белого.

Физико-химические условия застывания магмы на глубине и лавы на поверхности различны. Наиболее отчетливо это выражается в структуре пород. Излившаяся на поверхность лава попадает в иные условия температуры и давления, теряет растворенные в ней газы и застывает или в виде аморфной массы, имеющей стекловатую структуру, или образует микрокристаллическую массу, т.е. афанитовую структуру. У эффузивных пород встречается также порфировая структура, кристаллические вкрапленники которой и основная некристаллическая масса возникли в разных условиях и разновременно. По отношению кремнезема (SiO2) и щелочей (Na2O, K2O) выделяют нормальный ряд пород, характеризующийся относительно малым содержанием щелочей, и щелочной ряд с повышенным содержанием Na2O и K2O. В земной коре преобладают породы нормального ряда

. С магматическими горными породами связаны различные комплексы металлических полезных ископаемых. К ультраосновным породам приурочены руды платины, железа, хрома, никеля. С основными породами связаны месторождениями магнетита, титаномагнетита Fe2+(Fe3+,Ti)2O4, ильменита FеТiOз, медных и полиметаллических руд. Со средними – магнетита, халькопирита, золота и др. Кислые породы содержат золото, цветные, редкие, радиоактивные металлы. Нефелиновые сиениты используются как руда для производства алюминия.Многие магматические породы сами по себе являются полезными ископаемыми. Гранит и сиенит часто используются как строительный материал, лабрадорит вследствие присущей ему иризации – как облицовочный материал и т.п. Иризация – радужная окраска, возникающая под действием света – интерференции световых волн.

24.Осадочные горные породы составляют около 10% массы земной коры и занимают по площади около 75% поверхности Земли. Основная их масса сосредоточена на материках и материковых склонах. Часть осадочных пород расположена на дне океанов.

В общем случае образование осадочных горных пород происходит по следующей схеме: возникновение исходных продуктов путём разрушения материнских пород → перенос вещества водой, ветром, ледниками и др. → осаждение вещества на поверхности суши и в водных бассейнах. В результате образуется рыхлый и пористый насыщенный водой осадок, сложенный разнородными компонентами. Он представляет собой неуравновешенную сложную физико-химическую (и частично биологическую) систему, с течением времени постепенно превращающуюся в осадочную породу. Процесс преобразования осадка в осадочную горную породу носит название литогенеза.

Источником вещества для образования осадочных горных пород являются:- продукты выветривания магматических, метаморфических и более древних осадочных пород, слагающих земную кору;

- растворённые в природных водах компоненты;

- газы атмосферы;

- продукты, возникающие при жизнедеятельности организмов;

- вулканогенный материал – твёрдые частицы, выброшенные вулканами, горячие водные растворы и газы, выносимые вулканическими извержениями на поверхность Земли и в водные бассейны;

- космический материал

- органические остатки. В осадочных породах часто встречаются минералы первичного происхождения, которые еще не разрушились при химическом выветривании материнских пород. Например, полевые шпаты, слюды, кварц и другие.

Классификация.Современные исследователи часто используют классификацию осадочных пород по вещественному составу и генезису. Эта классификация включает следующие группы пород: - обломочные или терригенные (включая пирокластические); - глинистые; - глиноземистые; - железистые; - марганцовые; - фосфатные; - кремнистые; - карбонатные; - соли (сульфатные, хлоридные и смешанного состава); - каустобиолиты. По Н.М. Страхову каустобиолиты – горючие ископаемые органические происхождения, представляющие собой продукты преобразования остатков растительных, реже животных организмов под воздействием геологических факторов. К каустобиолитам относятся породы ряда углей (торф, ископаемые угли), горючие сланцы, нефть и газы.

Некоторые исследователи (например, Н.В. Короновский) используют более укрупненную классификацию, которая включает следующие группы осадочных пород: - обломочные породы, возникающие в результате механического разрушения каких-либо пород и накопления образовавшихся обломков; - глинистые породы, являющиеся продуктом преимущественно химического разрушения пород и накопления, возникших при этом глинистых минералов (без перехода этих минералов в раствор); - химические (хемогенные) и органогенные породы, образовавшиеся в результате химических и биологических процессов. К этой классификации часто добавляют полигенные породы, образующиеся из материала различного (смешанного) происхождения. Из смешанных пород наиболее распространены супеси и суглинки. Супеси содержат наряду с песчаными до 20-30% глинистых частиц; в суглинках количество глинистых частиц увеличивается до 40-50%.

25Строение осадочных пород. Обломочные породы состоят из обломков более древних пород и минералов, т.е. имеют обломочную структуру; глинистые сложены мельчайшими не видимыми вооруженным глазом зернами преимущественно глинистых минералов – пелитовая структура (табл.). Хемогенные породы обладают, как правило, кристаллической структурой – от ясно видимой до скрытокристаллической (табл.). Структура органогенных пород – органогенная. В названии структуры этих пород отражается название организмов, из которых сформировалась порода и степень сохранности остатков этих организмов. Например, структура криноидная биоморфная означает, что порода сформирована криноидеями – класс беспозвоночных животных типа иглокожих (морские ежи и лилии); биоморфная – сохранность остатков хорошая.Для осадочных пород смешанного генезиса (полигенных) характерна пелитоморфная структура. Из текстур осадочных пород наиболее часто встречается слоистая текстура. Образование слоистости связано с условиями накопления осадков. В зависимости от динамики среды осадконакопления слоистость может быть горизонтальной – интенсивного направленного перемещения материала в среде осадконакопления не происходит; косой – при наличии течений – водных или ветровых потоков (Для грубообломочных пород характерна массивная (неслоистая) текстура. Среди текстур также выделяют текстуры поверхности слоя – знаки ряби, отпечатки капель дождя и т.п.

Существуют другие классификации обломочных пород, в которых размеры обломков несколько иные. Однако качественная градация и порядок чисел, указывающих величины обломков, во всех классификациях примерно одинаковы. Предельным размером, ниже которого обломочные частицы не окатываются и почти всегда имеют угловатую форму, считается размер 0,01-0,05 мм. Поэтому породы пелитовой размерности по степени окатанности не подразделяются.

Вещественный состав пород. Состав обломочных пород определяется составом слагающих их обломков материнских пород. Это часто отражается в названии породы. Например, пески и песчаники, образовавшиеся в результате разрушения кислых и средних пород, называются аркозовыми; основных и ультраосновных пород – граувакковыми.Хемогенные и органогенные породы образуются преимущественно в водных бассейнах. Вещественный состав этих пород определяется химическим составом слагающих их минералов. Среди хемогенных пород наиболее распространены карбонатные, кремнистые, галоидные и сульфатные породы; среди органогенных – карбонатные и кремнистые. Важное практическое значение имеют каустобиолиты.

Цвет осадочных пород. зависит главным образом от цвета минералов, слагающих породу. Цвет породы также зависит от примесей минерального вещества, рассеянного в породе, и обволакивающего тончайшими корочками зерна составляющих породу минералов.Белый (светло серый) цвет является естественной окраской большинства минералов, слагающих осадочные горные породы. Все эти минералы (кальцит, арагонит, доломит, фосфаты, каолинит, большая часть других глинистых минералов, соли и др.) – бесцветны или почти не окрашены.Чёрный(темно-серый) цвет очень редко бывает обусловлен черной окраской зерен слагающих породу минералов. Такая зависимость характерна, например, для магнетитовых песков, угля и некоторых других пород. Обычно же черная окраска зависит от мелкорассеянной примеси черного красящего вещества, чаще всего органических соединений. Реже черная окраска зависит от примеси солей марганца, которые могут образовывать оболочки вокруг зерен. Серый цвет породы говорит о содержании в ней примеси сернистых соединений железа, однако в породах эти соединения обычно не сохраняются. Синевато-серый или синевато-черный оттенок придает породе мелкорассеянный пирит FеS2. При выветривании такие породы светлеют и приобретают буровато-желтую окраску за счет окисления пирита до гидроокисла железа лимонита – Fe2O3*nH2O.Фиолетовые цвета или оттенки исключительно редки. Они могут зависеть от примеси марганцевых и фтористых соединений, от смешения примесей красного и синеватого цветаЖелтый и бурый цвета в большинстве случаев обусловлены присутствием в породе лимонита.Красный и розовый цвет лишь в редких случаях обусловлен цветом минеральных зерен (например, ортоклаз в аркозах) или обломков красных пород (лавы, обломки яшм и т.д.). Обычно красный или розовый цвет породы обусловлен наличием тонких пленок красного окисного железа, обволакивающих зерна породообразующих минералов. Довольно часто красное окисное железо рассеяно в породе в виде мельчайших агрегатов.Зелёный цвет в ряде случаев зависит от присутствующих в породе зеленых минералов. Наиболее обычным из этих минералов является глауконит (водный алюмосиликат железа, относящийся к группе гидрослюд), реже – похожие на глауконит минералы группы шамозита, хлорит и железисто-магнезиальные глинистые минералы. В породах складчатых областей (полимиктовые песчаники) сравнительно часто зеленые оттенки обусловлены примесью хлоритов, серпентина, эпидота, обломков зеленоватых пород и крайне редко – оливина, малахита и других соединений меди и хрома.Синий цвет пород в природе встречается крайне редко. Единственный синий осадочный минерал – вивианит (синяя земля, синяя железная болотная руда) – минерал, водный фосфат железа) – встречается лишь в ничтожных количествах и пород не окрашивает. Синеватый или, скорее, слабо голубоватый оттенок, наблюдаемый в некоторых породах, может зависеть от присутствия воды в порах и, может быть, от водных силикатов железа, мелкорассеянного сернистого железа, сидерита и некоторых глинистых минералов.

Закономерности локализации и распространенность осадочных пород по разновидностям. Образование и размещение на поверхности Земли осадочных горных пород определяется главным образом климатическими и тектоническими условиями. В областях гумидного климата образуются глиноземистые, железистые, марганцевые породы и различные каустобиолиты. Для аридных областей характерны отложения доломитов, гипса, галита, калийных солей, красноцветных пород. Для нивальных областей – продукты физического выветривания, представленные различными обломочными породами.Влияние тектонического режима не менее важно. В областях активной тектоники и орогенеза накапливаются мощные толщи осадочных пород. Для них характерна изменчивость состава обломочного и другого материала, изменчивость мощности отложений, наличие пластов вулканогенно-осадочных пород и т.д. На платформах в условиях спокойного тектонического режима залегают небольшие и относительно выдержанные по мощности толщи осадочных пород, часто с пластами обломочного материала однородного однокомпонентного состава.Распространенность осадочных горных пород по разновидностям имеет следующий вид:- глинистые - глины, аргиллиты, глинистые сланцы – около 50%;- песчаные (пески и песчаники) и карбонатные (известняки, доломиты и др.) распределены примерно поровну. В сумме составляют около 45%;- на остальные разновидности осадочных пород приходится менее 5%. Полезные ископаемые, связанные с осадочными породами, составляют около 75% от всего добываемого из недр Земли сырья. Это нефть, газ, уголь, различные соли, руды железа, марганца, алюминия, россыпи золота и платины, фосфориты, строительные материалы и др.

26. 27. Метаморфические горные породы Горные породы вследствие тектонических движений в большинстве случаев не остаются на месте своего образования, а перемещаются в глубинные слои земной коры и попадают в физико-химические условия, отличные от условий в месте образования породы. В соответствии с изменившейся физико-химической обстановкой происходит процесс преобразования горных пород, который называется метаморфизмом. Метаморфизм – процесс преобразования горных пород под воздействием эндогенных факторов при сохранении твердого состояния. Метаморфизму подвергаются все породы – магматические, осадочные и ранее образовавшиеся метаморфические. В случае, когда метаморфизму подвергаются магматические горные породы, к названию вновь образовавшейся метаморфической породы часто добавляют приставку «орто»; осадочные породы – приставку «пара». Например, «ортогнейсы» – материнская порода (протолит) магматическая, «парагнейсы» – протолит осадочная порода. К процессам метаморфизма не относятся процессы преобразования горных пород в зоне гипергенеза.Главными факторами метаморфизма являются температура, давление и флюиды – газово-жидкие химически активные вещества в нагретом состоянии.Высокая температура при метаморфизме обусловлена эндогенным теплом – радиоактивный распад элементов и внедрение глубинных расплавов в приповерхностные части земной коры. По оценкам различных исследователей температура при метаморфизме колеблется от 300-4000С до 900-10000С. Верхний температурный предел обусловлен температурой плавления наиболее распространенных пород земной коры. При геотермическом градиенте в 25 град/км плавление горных пород может начаться на глубине около 20 км.Высокое давление при метаморфизме может быть обусловлено давлением масс вышележащих горных пород. В этом случае оно называется всесторонним (литостатическим) давлением. Всестороннее литостатическое давление связано не только с глубиной, но также и с плотностью пород, и на глубине 10 км может превышать 200 МПа (порядка 2000 физ. атм.), а на глубине 30 км – 600-700 МПа (6000-7000 атм.). При высоких давлениях породы переходят в пластичное состояние.В случае, когда давление обусловлено перемещением блоков земной коры относительно друг друга, то давление является односторонне направленным и в геологии называется стресс. Большинство исследователей стресс к факторам метаморфизма не относят; стресс обусловливает обстановку метаморфизма и является катализатором метаморфических процессов. Стрессовое давление наиболее характерно для верхних горизонтов земной коры. Оно выражается в образовании определенных структурно-текстурных особенностей породы и специфических стресс-минералов. Примерами таких минералов являются глаукофан (ленточные силикаты, амфибол Na2(Mg3Al2)Si8O22(OH)2), дистен (островные силикаты Al2O(SiO4)) и др. Стрессовое давление вызывает механические деформации горных пород, их дробление, рассланцевание, увеличение растворимости минералов в направлении давления. Такие зоны в геологии часто называют милонитизированными. В эти зоны проникают флюиды, под воздействием которых породы испытывают перекристаллизацию.

Типы метаморфизма. В зависимости от преобладающего проявления какого-либо фактора метаморфизма или от сочетания факторов, выделяют следующие типы метаморфизма: - региональный (динамо-термальный); - контактовый (термальный); - контактовый метасоматоз; - автометаморфизм (автометасоматоз); - динамический (дислокационный); - ультраметаморфизм; - импактный (ударный).

28.Метаморфическая фация и породы – главные представители регионального метаморфизма. В разных термодинамических условиях образуются соответствующие данной обстановке минеральные ассоциации, которые в этих условиях находятся в физико-химическом равновесии, т.е. стабильны. Фация метаморфизма– область термодинамической устойчивости метаморфических пород, выделяемая относительно факторов метаморфизма – литостатического давления, температуры и участвующих в реакциях флюидных компонентов. . Фация(геологическая осадочная) – область, характеризующаяся стабильностью условий осадконакопления и овеществляющая себя в определенных типах осадков или горных пород.

В зависимости от глубины (давления) и температуры выделяют следующие фации регионального метаморфизма:

 

- цеолитовую фацию низких температур (100-300°С) и низких давлений ((0,1-2)•108 Па) с развитием минералов группы цеолитов наряду с глинистыми минералами, карбонатами, кварцем и др. Типичные представители пород этой фации – глинистые сланцы, серпентиниты;1•108 Па = 986,9 физических атмосфер

- фацию зелёных сланцев (250-450°С и (0,5-3)•108 Па), представленную широким развитием хлоритов, серпентина, талька, эпидота, серицита, кварца, карбонатов. Типичные представители пород этой фации – различные зеленые сланцы;

- амфиболитовую фацию (450-700°С и (2-6)•108 Па) с обычными роговообманково-плагиоклазовыми ассоциациями. Типичные представители пород этой фации – разнообразные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты;

- гранулитовую фацию (650-1000°С и (5-15)•108 Па), устанавливаемую по присутствию ряда минеральных ассоциаций (силлиманит + ортоклаз; гиперстен + ортоклаз; силлиманит + гиперстен и др.). В этих условиях не могут существовать минералы, содержащие воду. Поэтому для гранулитовой фации характерны плотные и тяжелые породы. Типичные представители – гранулиты и эклогиты.

Кроме перечисленного нормального ряда фаций регионального метаморфизма, характеризующихся увеличением температуры с глубиной, выделяется глаукофановая фация, характеризующаяся сравнительно низкими температурами (300-450°С) и высокими давлениями (4-10)•108 Па и представленная специфическими минералами высоких давлений (глаукофан, лавсонит и др.). Типичные представители пород – голубые (глаукофановые) сланцы. Переходы между фациями метаморфизма выражаются сменой минеральных ассоциаций и находятся в зависимости от давления, температуры и особенностей химического состава. Поэтому строгих общих границ между фациями регионального метаморфизма нет. Точное разделение условий метаморфизма производится на основе конкретных минеральных ассоциаций.

Породы – представители различных типов метаморфизма. Как региональный, так и локальный (по масштабу проявления) метаморфизм может быть изохимическим либо аллохимическим (синоним в геологии – метасоматическим). При изохимическом метаморфизме происходит перекристаллизация и/или образование новых минералов, но химический состав вновь образованной метаморфической породы идентичен таковому материнской породы. При метасоматозе наряду с перекристаллизацией и образованием новых минералов, химический состав образованной метаморфической породы отличен от состава материнской породы. Отсюда метасоматоз сопровождается привносом новых химических компонентов.

Метаморфизм с преобладающим проявлением отдельных факторов в отличие от регионального, как правило, является локальным, т.е. проявляется в образовании сравнительно небольших объемов метаморфических пород. По преобладающему проявлению отдельных факторов выделяют следующие типы метаморфизма:

- динамометаморфизм (синонимы – динамический, дислокационный, катакластический) – происходит в условиях направленного давления (стресса). Типичными породами динамометаморфизма являются тектонические брекчии и милониты;

- термальный (он же контактовый или контактово-термальный) метаморфизм. Происходит, как правило, за счет тепла остывающего магматического расплава на контакте интрузивных тел с вмещающими их породами. При этом наблюдается температурная зональность – вблизи контакта с интрузивным телом образуются высокотемпературные минеральные ассоциации, а по мере удаления от контакта они сменяются низкотемпературными минералами. Такой тип метаморфизма наблюдается вблизи интрузий ультраосновного и основного составов, температура которых достигает 12000С. Такие магмы практически не сопровождаются выделением химически активных веществ, поэтому термальный метаморфизм пород – изохимический. Типичные породы – мраморы, роговики, кварциты;

- метасоматоз (он же контактовый метасоматоз). Магмы среднего и кислого составов при остывании выделяют флюиды. Вследствие этого преобладающим фактором метасоматоза является привнос и вынос химических компонентов. Образуются метаморфические породы, химический и минеральный состав которых значительно отличен от состава материнских пород. Характерно образование большого количества светлой слюды – мусковита. Типичные представители – скарны, грейзены, березиты и листвениты.

При автометаморфизме (автометасоматозе) происходит преобразование уже раскристаллизованной части интрузива за счет процессов, происходящих в самом интрузиве. Отсюда приставка «авто» в названии метаморфизма. Образование определенной метаморфической породы обусловлено действием различных факторов метаморфизма и состоянием самого интрузива. Отсюда представителями автометаморфизма могут быть различные метаморфические породы.

В глубинных зонах подвижных областей земной коры нередко создаются экстремальные по давлению, температуре и концентрации флюидов условия, при которых важную и активную роль начинают приобретать расплавы, т.е. горные породы частично плавятся. Такие процессы называются ультраметаморфическими. Типичными представителями пород ультраметаморфизма являются мигматиты, представляющие собой неоднородные по составу горные породы с полосчатой текстурой.

Следует отметить еще один тип метаморфизма – ударный, возникающий при воздействии на горные породы мощной ударной волны, вызванной падением на землю крупных метеоритов. При этом мгновенно выделяется огромная энергия. При образовании метеоритного кратера (астроблемы) породы разрушаются, дробятся, перемещаются, плавятся и испаряются. Сейчас на поверхности Земли известно около 200 крупных астроблем. Общее название пород ударного метаморфизма – импактиты.

Условия образования отражаются в структурах и текстурах метаморфических пород. Как правило, метаморфические породы полностью раскристаллизованы. Бластез – процесс перекристаллизации в твердом состоянии исходной горной породы во вновь образующуюся метаморфическую породу. Поэтому к названию структуры метаморфической породы добавляется слово «бласто». Различают гомобластические (равномернозернистые) и гетеробластические(неравномернозернистые) структуры. Частным случаем гетеробластических структур являются порфиробластическиеструктуры, характеризующиеся наличием крупных кристаллов минералов (порфиробластов) среди мелкозернистой массы породы. По форме зёрен минералов среди метаморфических пород различают: - гранобластовые или зернистые структуры (мраморы); - лепидобластовые или листоватые, свойственные породам, содержащим зёрна минералов листовидной формы (слюдяные сланцы); - лепидогранобластовые, или зернисто-листовые (кристаллические сланцы). Для пород динамометаморфизма характерны катакластические структуры (структуры дробления). В случае, когда метаморфические породы сохранили реликты исходных структур, название даётся по первичной структуре, но с добавлением "бласто" (бластопорфировая, бластопсаммитовая и т.д.).

Текстуры метаморфических пород отражают условия, при которых породы формировались. Так как метаморфические породы формируются в пластическом состоянии, для них характерны ориентированные текстуры, среди которых различают гнейсовую, сланцевую и флюидальную.Гнейсовая текстура может быть определена как полосчатость в породах гранитной (гранитоидной) структуры с зернами такого же размера, как у гранита. Полосчатость варьирует от четкого чередования слоев светлоокрашенных минералов с темноцветными до трудно распознаваемой тенденции к расположению чешуек слюды в виде параллельных прослойков. Сланцевая текстура может быть определена как текстура с согласным залеганием минеральных зерен в субпараллельных прослойках. Флюидальная текстура (лат. fluidus – текучий), строение горных пород, характеризующееся потокообразным расположением кристаллов горных пород или микролитов основной массы, огибающих вкрапленники. Характерны также массивная и пятнистая текстуры. В метаморфических породах могут сохраняться реликты текстур исходных пород.

Минеральный состав метаморфических горных пород зависит: - от химического состава исходной породы; - от типа метаморфизма; - от метаморфической фации. Наиболее распространенные минералы – слюды, пироксены, амфиболы, карбонаты, кварц, полевые шпаты, гранаты. Кроме того, есть минералы, которые образуются только при метаморфических процессах и являются индикаторами метаморфизма. Это тальк, серпентин, актинолит и др.

 

29.Выветривание – это сложные и разнообразные процессы разрушения и изменения минералов и г.п., происходящие на земной поверхности и в близи её под действием химических, физических и органических агентов. Процессы механического разрушения и химического изменения горных пород и минералов под влиянием колебания температуры, воздействием воды, кислорода, углекислого газа. А так же животных и растительных организмов при их жизни и отмирании принято называть выветриванием. Процессы выветривания происходят главным образом на суше, но частично и на дне водных бассейнов.В понятия выветривания не входят разрушение г.п. под действием ветра, поверхностных и подземных вод, вод озер и океанов. Внешняя часть литосферы, сложенная не смешенными продуктами выветривания г.п., то есть элювием , называется корой выветривания . Это так называемая остаточная кора выветривания . Мощность коры выветривания обычно составляет 30-40 м., но может достигать 100-200 метров и больше. Наиболее мощная кора выветривания образуется в условиях жаркого и влажного климата тропиков и субтропиков .В этом климате формируется латеритная(перевод кирпич) кора выветривания за счет красного цвета элювия, который в свою очередь возникает за счет появление окислов и гидроокислов железа и алюминия. В пустынях коры выветривания очень малы. В степях умеренного климата мощность так же не большая.

Элювий, или кора выветривания представляет собой геологическое тело, развитое на определенной площади или вдоль какой-либо зоны в горных породах, сложенное продуктами переработки поверхностных горных пород процессами физического, химического и биохимического выветривания. В этих сложных процессах возникает два типа продуктов: подвижные и остаточные. Остаточные, то есть, неперемещенные, продукты выветривания называются элювием, и представляет собой один из генетических типов континентальных отложений. Элювий не перемещается, он остается на месте разрушенных пород. Естественно, что процессы формирования элювия развиваются на слабо расчлененном, выровненном рельефе, достигшим стадии зрелости. Именно в таких условиях и формируются коры выветривания, представляя собой остаточные продукты разрушения пород. Кора выветривания, как и ее мощность, зависит от некоторых факторов. Внешняя часть литосферы, сложенная несмешанными продуктами выветривания г.п., т.е элювием, называется корой выветривания. Это так называемая остаточная кора выветривания. Наиболее благоприятные условия создаются при высокой температуре, высокой влажности и выровненном рельефе. В условиях жаркого климата образуются латеритные красные коры выветривания, состоящие из минералов гидрооксидов и оксидов алюминия, железа и титана с примесью каолинита. В связи с тем, что верхняя часть коры выветривания обладает наибольшей степенью разложения первичного материала, в ней присутствует глинозем (А1203) и гидроксилы железа, которые придают элювию в сухом состоянии высокую прочность,напоминая красный кирпич. Это твердая самая верхняя часть латеритной коры выветривания называется панцирем, или кирсаной. Нижняя часть латеритной коры имеет неровную границу с глубокими карманами над более раздробленными участками пород.

Иллювий, или инфилыпрационная кора выветривания- еще один из типов гипергенеза, в котором вещество, замещающее коренные породы, привнесено извне. Характеризуются различным составом и мощностью в зависимости от химического состава инфильтрующего раствора, физико- химических и климатических обстановок. Встречаются сульфатные, карбонатные, кремнистые и соляные ( солончаки и солонцы) иллювиальные коры выветривания.

Типы реакций при химическом выветривании различны в зависимости от состава горных пород и условий. Главнейшими являются: окисление, гидратация, реже дегидратация, растворение, гидролиз, карбонатизация восстановление.

Окисление г.п. происходит при наличии свободного кислорода в присутствии воды. Окислению подвергаются минералы, содержащие железо, марганец, никель, кобальт, серу и другие элементы с разной валентностью. При окислении закисные соединения переходят в окисные. С этим связано изменение цвета породы с зеленовато- или синевато-серого на желтый, красный, бурый.Легко окисляется такой распространенный минерал, как пирит: Ре82+п02+тН20=Ре804=Ре2(804)=Ре203*пН20Таким образом, на « выходе» после окисления получается такой распространенный минерал, как лимонит, или бурый железняк.Восстановление происходит в отсутствии химически связанного кислорода, когда сильным восстановителем является органическое вещество, сформировавшееся в результате отмирания болотной растительности. Органические вещества легко соединяются с кислородом, т. е являютсясильными восстановителями. При этом не только используется весь свободный кислород, но и отнимается часть кислорода, химически связанного в минералах, а окись железа переходит в закись, гидраты которой имеют зеленоватый цвет. Возникает темная зеленовато- серая глинистая масса, подстилающая обычно торфяники - глей.

Гидролиз сложный процесс, особенно затрагивающий минералы из группы силикатов и алюмосиликатовГидролиз сопровождается частичным или полным выносом щелочей, щелочных земель и кремнекислоты, с одной стороны и присоединением воды с другой. Наиболее распространенный пример - это гидролиз ортоклаза, одного из полевых шпатов, часто встречающийся в горных породах, особенно в гранитах. Гидролиз в присутствии С02 приводит к образованию нерастворимого минерала каолнита и выносу бикарбонатных калия и кремнезема. Каолиновая глина, покрывая панцирем выветривающуюся породу, препятствует ее дальнейшему разрушению.

Карбонатизация представляет собой реакцию ионов карбоната и бикарбоната с минералами, которая ведет к образованию карбонатов кальция, железа, магния. Большая часть известных нам карбонатов хорошо растворяется в воде и выносится из зоны выветривания. Именно поэтому грунтовые воды в таких местах обладают высокой жесткостью.

Гидратация-процесс присоединения воды к минералам и образованию новых минералов. Гидратация сопровождается увеличением объема и возникающими при этом деформации пород. Это обратимый процесс, и при изменении условий он переходит в дегидратацию.

Типы физического выветривания, геологические результаты.

 

Температурное выветривание обусловлено нагревом поверхности г.п. солнечными лучами и суточными и сезонными колебаниями температуры. Нагревание приводит к расширению и увеличению, а охлаждение к сжатию и уменьшению объема породы. Попеременно возникающие при этом растягивающие и сжимающие напряжения ослабляют силу сцепления между минеральными зернами, приводят к образованию мелких трещин и дроблению пород на обломки разног размера. Происходит почти во всех климатических зонах. Наиболее интенсивно оно протекает в пустынях и высокогорных областях, развивается процесс дисквации или шелушения. Морозное выветривание механическое разрушение г.п. в результате воздействия периодически замерзающей в трещинах и порах воды. аиболее активно морозное выветривание развивается в полярных и субполярных районах и в горных областях выше снеговой линии.

Кристаллизация солей в капиллярных трещинах. Лучше всего это явление протекает в условиях сухого и жаркого климата. Днем при сильном нагревании г.п. влага по капиллярным трещинам подтягивается к поверхности и испаряется, а соли, содержащиеся в воде, кристаллизуются. Монолитность породы нарушается, и со временем порода распадается на обломки.

Корневая система и роющие животные оказывают механическое действие на г.п. При механическом разрушение особую роль играет трещиноватость.

Роль организмов в процессах выветривания, состав почвенного слоя. Важная роль при выветривании принадлежит микроорганизмам, повсеместно распространенным и обладающим огромной активностью. С микроорганизмами связаны новые стадии разрушения г.п. Они подготавливают необходимый субстрат.При этом намечается последовательность: первыми поселяются бактерии и сине -зеленые водоросли, за ними диатомовые водоросли и грибы, затем литосферные растения -лишайники и мхи. Все они подготавливают почву для появления высших растений и фауны.Механическое воздействие организмов проявляется в сверлении, росте корней растений, а также образовании подземных ходов и перемешивании разрыхленных выветренных масс. Корни растений, проникая в трещины г. п. и постепенно расширяя их при своем росте, способны разорвать и раздробить любые породы. Значительную роль в разрушении играют черви, муравьи, термиты, кроты, суслики. Они создают мелкие, но многочисленные ходы, способствуя проникновению вглубь атмосферного воздуха, что активизирует химическое выветривание пород.

Роль организмов в химическом выветривании определяется тем, что они способны захватывать различные хим. элементы из разрушаемой породы и выделяются в процессе жизнедеятельности различные химически активные кислоты и кислород. Растения проникая в трещины и поры г.п., разрушают их не только механически, но химически, разъедая кислотами, выделяемыми корневыми системами. Одновременно растение поглощает из г.п. необходимые для своей жизнедеятельности хим. элементы, такие как К, Са, 81, М§, Ыа, Р, А1, Ре. При отмирании растений органическая масса разлагается с образованием органических кислот и углекислого газа.

Почва- рыхлый поверхностный горизонт суши, способный производить урожай растений. Образуется в результате совокупного воздействия на г.п. воды, воздуха, солнечной энергии, растительных и животных организмов. Почва образуется главным образом из рыхлых пород-продуктов выветривания магматических, осадочных и метаморфических пород, оставшихся на месте их образования или перемещенных на то или другое расстояние. Почва состоит из рыхлого минерального вещества и органического вещества- гумуса, или перегноя, определяет плодородие почвы.

 

Главную роль в почвообразовании играет биологический фактор, в основном растения. Подавляющая часть живых организмов суши живет в почве. Среди них главное значение для образования почвы имеют высшие и низшие растения. Участие животных в процессе почвообразования заключается главным образом в том, что мелкие животные, живущие в почве, такие как дождевые черви, питаясь органическими остатками, способствуют их разложению и перемещению с минеральной частью почвы.

30.Геологическая деятельность подземных водНаходясь в земной коре в непрерывном движении, подземные воды производят геологическую работу, заключающуюся в разрушении гор­ных пород, переносе продуктов разрушения и образовании определен­ных типов отложений.

Первостепенную роль в геологической работе подземных вод играют разрушительные процессы, выражающиеся в их химическом и механическом воздействии на горные породы. Основным резуль-тагом разрушительной деятельности является образование карста и оползней.

Карстовые, процессы. Под карстом понимаются процессы растворе­ния п выщелачивания подземными (и поверхностными) водами ра­створимых трещиноватых горных пород, приводящие к образованию специфических форм рельефа на поверхности Земли и в глубине. Сло­во «карст» происходит от названия известкового плато на Адриатичес­ком побережье вблизи Триеста, где подобные процессы широко разви­ты и детально изучены.

Породами, обладающими достаточно хорошей растворимостью, яв­ляются галоидные (каменные и калийные соли), сульфатные (гипсы, ангидриты) и карбонатные (известняки и доломиты). В зависимостиот состава исходных пород различают карст соляной, сульфатный (гип­совый) и карбонатный (известковый). Наиболее часто встречается из­вестковый карст, что объясняется широкой распространенностью кар­бонатных пород.Природные воды, содержащие минеральные и газовые компоненты, обладают достаточной агрессивностью. Проникая по трещинам в гор­ные породы, они постепенно растворяют их, что в конечном итоге при­водит к формированию карстового ландшафта, наиболее отчетливо выраженного в Крыму (Крымские Яйлы), на Кавказе, Урале, Балканах, в пределах Карпат и Альп.Процесс растворения приводит к формированию многообразных карстовых форм, среди которых выделяют поверхностные и подземные.

Помимо карста, с разрушительной деятельностью подземных вод связано образование оползней.

Еще одним достаточно экзотическим видом геологической деятель­ности подземных вод является грязевой вулканизм — явление самопро­извольного периодического выброса из каналов газа, воды и грязи

В толщах горных пород и минералах вода содержится в различных формах:

Вода в форме пара. Этот вид воды присутствует в воздухе, заполняющем трещины и пустоты между частицами породы.

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.

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 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 (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.

Гигроскопическая, плёночная и гравитационная вода - частицы с неполной гигроскопичностью; б - частицы с полной гигроскопичностью; в, г - частицы с плёночной водой (вода движется от частицы с г к частице в); д - частицы с гравитационной водой

Свободная вода.

 Капиллярная вода. Капиллярная вода располагается в тонких трещинах и порах пород идерживается в них силами поверхностного натяжения.

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. Все природные воды, находящиеся ниже поверхности Земли в подвижном состоянии называются подземными водами.

31.Химический состав подземных водПодземные 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.

Происхождение вод. Инфильтрационные воды, образующиеся за счет поступления с поверхности, обычно имеют низкую минерализацию, по составу преимущественно гидрокарбонатные кальциевые и магниевые, обогащённые кислородом. Конденсационные воды пресные. Седиментационные воды, образованные за счёт захоронения древних вод морского происхождения, обычно наследуют особенности состава последних – они хлоридные натриевые или хлоридные кальциево-натриевые; захороненные воды ледниковых отложений ультрапресные. Состав эндогенных вод (и вод, развитых в зоне влияния потоков эндогенных флюидов) обладает большим разнообразием. Содержащиеся в их составе летучие компоненты (CO2, HCl, H2S и др.) придают им высокую агрессивность, способствующую выщелачиванию вмещающих пород и формированию сложного химического состава вод (например, известная группа Кавказских минеральных вод - «Ессентуки», «Новотерская» и др., связанных с областью внедрения неогеновых магматических пород).

Взаимодействие с вмещающими породами. Воды, фильтруясь через толщи пород, растворяют их, обогащаясь рядом элементов. Так при растворении соленосных толщ сложенных галитом (NaCl) воды приобретают хлоридный натриевый состав; при фильтрации через известняки - гидрокарбонатный кальциевый и т.д.

Условия водообмена определяют интенсивность участия подземных вод в гидрологическом цикле. В зоне интенсивного водообмена, где интенсивно протекают процессы круговорота вод («разбавление» вновь поступающими пресными инфильтрационными водами, разгрузка водоносных горизонтов родниками, относительно недолгое время взаимодействия с вмещающими породами) воды чаще гидрокарбонатные, богатые кислородом и азотом (газами воздушного происхождения), с низкой минерализацией. Зоне замедленного водообмена свойственны солоноватые воды многокомпонентного состава. Зона весьма замедленного водообмена, соответствующая нижней части артезианских бассейнов, представлена преимущественно солёными водами и рассолами (с минерализацией до 600 г/л), содержащим углеводородные газы и сероводород. В бассейнах Восточно-Европейской платформы мощность зоны пресных подземных вод варьирует от 25 до 350 м, солёных вод — от 50 до 600 м, рассолов — от 400 до 3000 м.

Температура подземных водГрунтовые воды и неглубоко залегающие межпластовые воды испытывают сезонные колебания температуры.

К физическим свойствам подземных вод относятся: температура, прозрачность, цвет, запах, вкус, плотность, сжимаемость, вязкость, электропроводность и радиоактивность.

 

Температура подземных вод изменяется в широких пределах и зависит от физико-географических условий, геологического строения и режима их питания. Температура неглубоко залегающих подземных вод изменяется от 5 до 150 С. В области распространения многолетнемерзлых пород соленые воды, на отдельных участках, имеют отрицательную температуру порядка -50С и даже ниже. В областях молодой и современной тектонической деятельности, а также на участках выхода воды на поверхность из глубоких частей земной коры известны источники с температурой воды свыше 1000С.

 

Питьевая вода является наиболее вкусной и освежающей, если ее температура составляет 7-110С. Для лечебных целей (принятия ванн) наиболее ценной является вода с температурой 35-370С, т.е. близкой к температуре человеческого тела. Такая вода при употреблении не требует ни охлаждения, ни нагревания, поэтому широко используется на курортах.

 

Прозрачность подземных вод зависит от количества растворенных в них минеральных веществ, содержания механических примесей, коллоидов и органических веществ. Выделяют 4 категории прозрачности вод: прозрачные, слегка мутные, мутные, очень мутные.

 

Цвет подземных вод зависит от химического состава и наличия примесей. Большей частью подземные воды бесцветны. Жесткие воды имеют голубоватый оттенок. Закисные соли железа и сероводород придают воде зеленовато-голубую окраску. Органические гуминовые соединения придают воде желтоватый цвет, взвешенные минеральные частицы – сероватый.

 

Запах подземные воды имеют не всегда. Установлено, что запах воды чаще связан с деятельностью бактерий, разлагающих органические вещества. Интенсивность запаха оценивают по следующей шкале: 0 – запаха нет, 1 – очень слабый запах, 2 – слабый, 3 – заметный, 4 – отчетливый, 5 – очень сильный. Питьевая вода не должна иметь запаха.

 

Вода приобретает вкус при растворении в ней минеральных солей, газов, различных примесей. Различают горький, сладкий, соленый и кислый вкус. При содержании в воде гидрокарбонатов кальция и магния, а также углекислоты вода имеет приятный вкус. Большое количество органических веществ придает воде сладковатый вкус. Солоноватый вкус обусловлен растворением значительного количества хлористого натрия, а горький вкус – наличием в воде сульфатов магния и натрия. Ионы железа придают воде своеобразный ржавый вкус.

 

Плотность воды количественно определяется отношением ее массы к объему при определенной температуре. За единицу плотности воды принята плотность дистиллированной воды при температуре 40С. Плотность воды зависит от ее температуры, от количества растворенных в ней солей и газов и взвешенных частиц. Плотность подземных вод изменяется от 1,0 до 1,4 г/см3.

 

Сжимаемость показывает изменение объема воды под действием давления. Степень сжимаемости воды зависит от количества растворенного в ней газа, температуры и химического состава.

 

Вязкость характеризует внутреннее сопротивление частиц жидкости ее движению. Вязкость подземных вод в основном зависит от температуры и количества растворенных в ней солей. Причем, с увеличением температуры вязкость уменьшается, а с увеличением минерализации подземных вод вязкость повышается.

 

Электропроводность подземных вод зависит от ионно-солевого состава и оценивается величиной удельного электрического сопротивления. Диапазон изменения удельных сопротивлений подземных вод 0.2-1.0 Ом м.

 

Радиоактивность подземных вод вызывают наличием в них урана, радия и радона. За очень редким исключением, все подземные воды в той или иной степени радиоактивны. За основную единицу измерения количества радона принято кюри, под которой понимается количество радона, находящееся в радиоактивном равновесии с 1г радия. Так как эта единица очень велика, то чаще употребляют более мелкие: милликюри (1*10-3 кюри), микрокюри (1*10-6 кюри), эман (1*10-10 кюри).

32.Закон Дарси (линейный закон фильтрации)В 1856г. французским инженером Дарси был установлен основной закон фильтрации – закон Дарси или линейный закон фильтрации, устанавливающий линейную связь между потерей напора Н1-Н2 и объёмным расходом жидкости Q, текущей в трубке с площадью поперечного сечения F ,заполненной пористой средой.

где с – коэффициент пропорциональности, называемый коэффициентом фильтрации и имеющий размерность скорости; – гидравлический напор при пренебрежении скоростным напором;р/ – пьезометрическая высота.

Коэффициент фильтрации «с» характеризует среду и жидкость одновременно. Этот коэффициент обычно используется в гидротехнических расчетах, где приходится иметь дело с одной жидкостью – водой. При наличии различных жидкостей, что чаще бывает в подземной гидромеханике, использовать его неудобно. Поэтому закон Дарси записывается обычно в несколько ином виде

Границы применимости закона Дарси. Закон Дарси справедлив при соблюдении следующих условий: скорость фильтрации и градиент давления малы;

b) изменение скорости фильтрации и градиента давления малы.

При повышении скорости движения жидкости закон Дарси нарушается из-за увеличения потерь давления на эффекты, связанные с инерционными силами: образование вихрей, зон срыва потока с поверхности частиц, гидравлический удар о частицы и т.д. Это так называемая верхняя граница. Закон Дарси может нарушаться и при очень малых скоростях фильтрации в процессе начала движения жидкости из-за проявления неньютоновских реологических свойств жидкости и её взаимодействия с твёрдым скелетом пористой среды. Это нижняя граница.

Верхняя граница. Критерием верхней границы справедливости закона Дарси обычно служит сопоставление числа Рейнольдса Re=wa/μ с его критическим значением Reкр, после которого линейная связь между потерей напора и расходом нарушается. В выражении для числа Re: w –характерная скорость течения: а – характерный геометрический размер пористой среды;  – плотность жидкости. Имеется ряд представлений чисел Рейнольдса, полученных различными авторами при том или ином обосновании характерных параметров. Скорость фильтрации uкр, при которой нарушается закон Дарси, называется критической скоростью фильтрации. Нарушение скорости фильтрации не означает перехода от ламинарного движения к турбулентному, а вызвано тем, что силы инерции, возникающие в жидкости за счёт извилистости каналов и изменения площади сечения, становятся при u>uкр соизмеримы с силами трения.

Нижняя граница. При очень малых скоростях с ростом градиента давления изменение скорости фильтрации не подчиняется закону Дарси. Данное явление объясняется тем, что при малых скоростях становится существенным силовое взаимодействие между твердым скелетом и жидкостью за счет образования аномальных, неньютоновских систем, например, устойчивые коллоидные растворы в виде студнеобразных плёнок, перекрывающих поры и разрушающихся при некотором градиенте давления н , называемого начальным и зависящим от доли глинистого материала и величины остаточной водонасыщенности. Имеется много реологических моделей неньютоновских жидкостей, наиболее простой из них является модель с предельным градиентом

Законы фильтрации при Re > Reкр. От точности используемого закона фильтрации зависит достоверность данных исследования скважин и определение параметров пласта. В связи с этим, в области нарушения действия закона Дарси необходимо введение нелинейных законов фильтрации. Данные законы могут быть: одночленными и двухчленными.

Границы применимости линейного закона фильтрации. Так же, как и в пористых средах, в трещинных породах линейный закон может нарушаться при больших скоростях фильтрации из-за появления значительных по величине сил инерции. При этом значения критических чисел Рейнольдса значительно зависят от шероховатости: для гладких трещин Reкр=500, а для шероховатых трещин – 0,4. Следует заметить, что если величина относительной шероховатости меньше 0.065, то её ролью в процессе фильтрации можно пренебречь.

 

33.  34.35. Химический состав подземных водПодземная вода представляет собой очень сложную физико-химическую систему, меняющуюся в зависимости от состава, степени активности входящих в нее компонентов и термодинамических условий. Ионно-солевой комплекс подземных вод представлен микрокомпонентами, макрокомпонентами, радиоактивными элементами. Кроме того, почти в любой природной воде имеются органические вещества и микроорганизмы, растворенные в воде газ, а также коллоиды и механические примеси.Сложность состава подземных вод определяется не только присутствием в них большого числа химических элементов, но и разным количественным содержанием каждого из них, которое к тому же резко меняется в различных типах вод.

Общую минерализацию подземных вод составляет сумма растворенных в них веществ. Она обычно выражается в г/л или мг/л. Формирование химического состава и общей минерализации подземных вод связано с двумя основными факторами:

1) условиями их происхождения;

2) взаимодействием с горными породами, по которым движется подземная вода, и условиями водообмена.

В ряде случаев происходит процесс выщелачивания растворимых горных пород и соответственное обогащение подземных вод теми или иными минеральными солями. В глубинных водах (в погруженных частях структур) в условиях затрудненного водообмена происходят наибольшая концентрация растворенных веществ и значительное увеличение общей минерализации.

К настоящему времени опубликовано много классификаций подземных вод по их минерализации и химическому составу. В классификации В. И. Вернадского, О. А. Алексина и других выделяются четыре группы подземных вод:

1) пресные – с общей минерализацией до 1 г/л;

2) солоноватые – от 1 до 10 г/л;

3) соленые – от 10 до 50 г/л;

4) рассолы – свыше 50 г/л.

В классификации М. С. Гуревича и Н. И. Толстихина приводится более дробное разделение указанных групп исходя из учета потребностей и использования подземных вод для решения различных задач.

Отнесение к пресным водам обусловлено нормами ГОСТа. Слабосолоноватые воды могут использоваться для нецентрализованного водоснабжения, орошения; соленые - для оценки минеральных (лечебных) вод. Выделение подгрупп рассолов необходимо для правильной оценки термальных, промышленных подземных вод и вод нефтяных месторождений.Основной химический состав подземных вод определяется содержанием наиболее распространенных трех анионов – НСО3-, S042-, Сl- и трех катионов – Са2+, Mg2+, Na+. Соотношение указанных шести элементов определяет основные свойства подземных вод – щелочность, соленость и жесткость.


Дата добавления: 2018-02-18; просмотров: 306; ЗАКАЗАТЬ РАБОТУ