ПОЗНАВАТЕЛЬНОЕ

Оси и плоскости тела человека - Тело человека состоит из определенных топографических частей и участков, в которых расположены органы, мышцы, сосуды, нервы и т.д.

Отёска стен и прирубка косяков - Когда на доме не достаёт окон и дверей, красивое высокое крыльцо ещё только в воображении, приходится подниматься с улицы в дом по трапу.

Дифференциальные уравнения второго порядка (модель рынка с прогнозируемыми ценами) - В простых моделях рынка спрос и предложение обычно полагают зависящими только от текущей цены на товар.

МІНЕРАЛИ ТА ГІРСЬКІ ПОРОДИ

Предыдущая 1 234 5 6 7 8 Следующая

Речовина земної кори в порядку ускладнення ступеня його організації утворює такий послідовний ряд: хімічний елемент — мінерал—гірська порода— комплекс (формація) гірських порід.

Перші дані про хімічний склад земної кори були опубліковані у 1889 році американським вченим Ф. Кларком, як середньоарифметичні 6000 хімічних аналізів різноманітних гірських порід. В подальшому було прийнято процентний вміст елемента в земній корі називати кларком цього елемента. В земній корі встановлено 93 хімічних елемента, більшість з них є складними і представлені сумішшю ізотопів. В земній корі відомо понад 360 ізотопів. Лише 22 хімічних елемента не мають ізотопів і називаються простими (натрій, фтор, фосфор, марганець, золото та ін.). Аналіз кларкового вмісту різних елементів в земній корі дозволив встановити деякі закономірності їх розподілу:

1) розповсюдженість хімічних елементів в земній корі вкрай
нерівномірна і характеризується значними контрастами;

2) розповсюдженість хімічних елементів відповідає їх положенню в
періодичній системі Д.І. Менделєєва (найбільш розповсюджені
елементи розташовані на початку періодичної системи і зі
збільшенням порядкового номеру розповсюдженість елементів
зменшується); 3) з двох сусідніх елементів періодичної системи
кларк парного елемента, як правило вищий, аніж непарного
(найбільш високий кларк мають елементи, різниця порядкових
номерів яких рівна або кратна 6, наприклад О (8), 8 і (14), Са (20), Ре
(26)).

Головними елементами — будівниками літосфери є лише вісім хімічних елементів, що складають у сумі понад 98 вагових %. За даними А.Б. Ронова (1976), у складі земної кори найбільш розповсюджені: кисень — 46,50 %; кремінь — 25,70%; алюміній — 7,65%; залізо — 6,24%; кальцій — 5,79%; магній — 3,23%; натрій — 1,81%; калій — 1,34%. З інших елементів, в земній корі міститься (вагові %) Ті - 0,52, С - 0,46, V - 0,16, Мn - 0,12, 8 - 0,11. На решту елементів припадає 0,37%. Найбільш розповсюдженими є елементи з найбільш стійкими ядрами атомів. Хімічний склад земної кори змінювався протягом геологічного часу і ця еволюція продовжується

зараз. Основні причини зміни хімічного складу такі: 1) процеси радіоактивного розпаду, що призводять до перетворення одних хімічних елементів в інші; 2) надходження метеорної речовини у вигляді метеоритів і космічного пилу; 3) процеси диференціації речовини Землі, які призводять до міграції хімічних елементів з однієї геосфери в іншу.

Форми знаходження хімічних елементів різноманітні, однак основною з них є мінеральна. Мінералами називають природні хімічні з'єднання, однорідні за складом і будовою, які утворились в результаті природних фізико-хімічних процесів, що відбуваються в Надрах і на поверхні Землі. Більша частина мінералів представлена твердими тілами (кварц, польовий шпат, слюда та ін.), проте вони зустрічаються й у рідкому (ртуть, вода, нафта) та газоподібному (вуглець, сірководень та ін.) станах. Кожний мінерал має свій хімічний склад, внутрішню будову, особливі зовнішні ознаки та притаманні тільки йому властивості. Для їхнього вивчення в мінералогії широко застосовують методи хімічного, спектрального, термічного, рентгеноструктурного, та кристалооптичного аналізів. Сьогодні відомо близько 3000 мінералів. Однак, лише невелика Кількість з них (70) широко розповсюджена у складі гірських порід. ЦІ мінерали називаються породоутворюючими. Решта мінералів в гірських породах зустрічається в незначних домішках і називається Акцесорними мінералами. Утворення мінералів в умовах земної кори може відбуватись таким шляхом: 1) шляхом кристалізації Природних силікатних розплавів (магм) зі зниженням їх температури Нижче точки затвердіння; 2) шляхом відкладення мінеральної речовини з водних розчинів, істинних або колоїдних. Такі розчини Можуть бути гарячими — гідротермальні розчини, з яких утворюються більшість рудних мінералів, або холодними (наприклад, розчини соляних озер); 3) шляхом різноманітних Перетворень, що протікають в твердому стані, завдяки дифузійним процесам; 4) кристалізація мінералів з газоподібного стану, тобто Шляхом возгонки (наприклад, утворення кристалів сірки на стінках кратерів вулкану). Мінерали, що утворилися в процесі застигання і кристалізації розплавленої магми, випадання з розчинів, або при участі організмів, називаються первинними. Інші мінерали, що утворилися на земній поверхні та у верхній частині земної кори в

процесі хімічного розкладу первинних мінералів або шляхом виділення з розчинів, називаються вториннимимінералами. Серед породоутворюючих мінералів виділяють головні та другорядні. Головниминазиваються ті мінерали, які складають основу гірської породи і визначають її належність до певного виду порід. Другорядними(акцесорними) називаються мінерали, що знаходяться в породі в невеликій кількості й визначають лише різновид породи, та не впливають або мало впливають на її властивості.

Структурними одиницями, з яких будуються мінерали, є іони, атоми,меншою мірою — молекули.Характер хімічних зв'язків та їх напрямленість визначають переважний напрямок у розповсюдженні (зчепленні) атомів, іонів, та їх груп (радикалів) в кристалічній ґратці мінералу, інакше кажучи її структурний мотив. Виділяють наступні типи структурних мотивів: 1) координаційний— характеризується рівномірним розподілом атомів або іонів в кристалічних структурах; 2) острівний— характеризується наявністю в структурі відокремлених груп атомів (радикалів), зв'язки всередині яких завжди більш міцні, аніж зв'язки затомами чи іонами, що їх оточують; 3) кільцевий— відносно рідкісний в кристалічних структурах мінералів і характеризується об'єднанням ізольованих груп атомів в кільці різної конфігурації (три-, чотири-, шести-, восьмичленні); 4) ланцюжковий— характеризується яскраво вираженою лінійною напрямленістю найбільш міцних зв'язків в кристалічній гратці; 5) шаруватий— характеризується двомірним розподілом найбільш міцних зв'язків в структурі, тобто розташуванням структурних одиниць (атомів, радикалів) у площині; 6) каркасний— виникає, коли радикали, які утворюють структуру, через спільні вершини з'єднуються одне з одним у вигляді тримірного каркасу.

Сучасна класифікація мінералів основана на їх хімічному складі і кристалічній структурі. Виділяють: самородні елементи, сульфіди, галоїдні з'єднання, окисли та гідроокиси, карбонати, фосфати, сульфати, вольфрамати, силікати

Тверді мінерали мають кристалічну або аморфну будову. Кристал— це тверде тіло, в якому частинки, атоми, іони, молекули розташовані закономірно за геометричними законами просторових

груп і відповідних ґраток. Кристалічні ґратки побудовані таким чином, що в них частинки розташовані за принципом найщільнішої упаковки. В кристалі розрізняють такі елементи: грані або площини, що обмежують кристали; ребра — лінії перетину граней; вершини — точки перетину ребер; гранні кути — кути між гранями. Для усього розмаїття кристалічних форм Є.С. Федоров вивів 230 законів просторового розташування частинок в кристалах. За ступенем складності кристали групуються у крупні групи або системи, які називаються сингоніями: 1) кубічну; 2) гексагональну; 3) тетрагональну; 4) тригональну; 5)ромбічну; 6) моноклинну; 7) триклинну. Симетрію кристалів характеризує площина симетрії (уявна площина, яка розділяє кристал на дві дзеркально симетричні частини), вісь симетрії (уявна лінія, при обертанні навколо якої на 360° кристал 2,3,4,6 разів повторює своє початкове положення в просторі), центр симетрії (точка в середині кристала, в якій перетинаються і діляться навпіл усі прямі лінії, що сполучають відповідні точки на поверхні кристалу).

Серед кристалів виділяють три групи, які мають характерний обрис (габітус): 1) ізометричні— це однаково розвинуті у всіх трьох напрямках (гранат, магнетит, галіт) кристали (октаедри, куби, ромбододекаедри); 2) видовжені в одному напрямку— це призматичні, стовпчасті, голчасті, променисті, волокнисті форми Кристалів (кварц, антимоніт, хризотил-азбест); 3) кристали(хлорит, мусковіт, плагіоклази) видовжені у двох вимірах при збереженні третього короткого(пластинчасті, таблитчасті, лускуваті форми).

Кристали, які закономірно зрослися називаються двійниками.Існують різноманітні двійники: колінчасті (золото), полісинтетичні (плагіоклаз), у вигляді хвоста ластівки (гіпс) та ін.

Окрім кристалів та аморфних виділень в природі мінерали зустрічаються у вигляді друз, щіток, зернистих агрегатів,землистих агрегатів, дендритів, секрецій, конкрецій, натічних утворень.

Друза— це агрегат кристалів, які приросли одним кінцем до будь-якої поверхні і ограновані лише з одного кінця, який спрямований у бік вільного простору. Щітки— зростки дрібних кристалів на спільній основі. Зернисті агрегати— це скупчення

мінеральних зерен, які мають, на відміну від кристалів неправильну форму. Землисті агрегати — це пухкі борошноподібні маси прихованокристалічної структури. Дендрит — це розгалужене мінеральне утворення, яке за зовнішньою формою нагадує гілку дерева. Секреція — це утворення мінеральних агрегатів при заповненні порожнин у породі. Матеріал відкладається від стінок до центру, внаслідок чого агрегати мають концентричну будову. Великі частково заповнені порожнини називаються жеодами, а дрібні секреції у вулканічних породах — мигдалинами. Конкреція— це мінеральний агрегат, який має сфероїдальну форму з внутрішньою радіально волокнистою, променистою і концентричною будовою. Натічні утворення — мінеральні агрегати, які утворюються в порожнинах при випаданні кристалічних зерен з розчину під час його повільного випаровування. Форма таких утворень нирко -, гроно -, бурулькоподібна. Натічні утворення, що звисають зі стелі, називаються сталактитами, а ті, що підіймаються з підлоги до них назустріч — сталагмітами.

Щоб розпізнати мінерали за зовнішніми ознаками, необхідно знати фізичні якості кожного мінералу, найважливішими з яких є забарвлення, забарвлення риси, прозорість, блиск, злом, спайність, твердість, питома вага та ін.

Забарвлення мінералів буває різним і залежить від їх хімічного складу, особливостей структури, наявності елементів-домішок. Розрізняють три типи забарвлення: ідіохроматичне (властиве забарвлення); алохроматичне(забарвлення, яке залежить від сторонніх домішок); псевдохроматичне(випадкове, несправжнє). Є мінерали, що міняють забарвлення залежно від умов освітлення, тобто мають властивості іризації,наприклад, лабрадор.

Забарвлення риски — це забарвлення тонкого порошку мінералу, який він залишає у вигляді сліду на неглазурованій фарфоровій пластинці. Багато мінералів у подрібненому або порошкоподібному стані мають інше забарвлення ніж у зерні. Забарвлення порошку мінералу можна визначити, якщо цим мінералом провести риску на білій жорсткій поверхні неглазурованої порцеляни, що зветься бісквітом. Риска мінералу залишиться на порцеляновій поверхні у випадках, коли його твердість менша твердості неглазурованої порцеляни. Так,

забарвлення риски флюориту завжди біле, латунно-жовтого піриту — чорне із зеленуватим відтінком, чорного гематиту — вишнево-червоне.

За блиском мінерали поділяються на дві групи: мінерали з металевим блиском та мінерали з неметалевим блиском. До першої групи належать самородні метали, більшість сульфідів і оксиди заліза. Мінерали з неметалевим блиском поділяються на Мінерали: з металоподібним(напівметалічним); алмазним; скляним; жирним; перламутровим; шовковистимблиском.

За ступенем прозорості, тобто здатності пропускати світло у порівняно тонких пластинках , мінерали поділяються на прозорі (гірський кришталь, гіпс, кам'яна сіль), крізь які ясно видно предмети; напівпрозорі(халцедон, опал), крізь які можна лише розрізняти обриси предметів; просвічуючі(польовий шпат), крізь які світло проходить тільки в дуже тонких пластинках, але предмети крізь них побачити не можна; та непрозорі мінерали, крізь які світло зовсім не проходить (пірит, магнетит).

Спайність — це здатність мінералів розколюватись у певних площинах, які паралельні дійсним чи можливим граням. Розрізняють такі види спайності: цілком досконала— мінерал розщеплюється на тоненькі пластинки або листочки в одному Напрямку (слюда), в двох напрямках (алмаз); досконала — мінерал розколюється на частини, обмежені блискучими площинами спайності в одному напрямку (топаз, слюда, вольфраміт, плагіоклаз), у двох (ортоклаз) або трьох напрямках (кам'яна сіль, кальцит); ясна — при розколюванні утворюються площини спайності та Неправильні поверхні злому (польові шпати, рогова обманка, флюорит); недосконала— коли площини спайності важко проявляються і лише місцями (олівін, апатит); цілком недосконала— при розколюванні утворюються тільки нерівні поверхні злому (кварц, пірит).

Злом мінералу виникає внаслідок розламування мінералу не по спайності. Виділяють: черепашковий, голчастий, землистий та зернистий зломи.

Твердість — це ступінь опору мінералів будь-якому зовнішньому механічному впливу. У мінералогії користуються відносною шкалою твердості Мооса, до якої входить 10 мінералів-

еталонів. Для визначення твердості мінералу його свіжу поверхню дряпають іншим мінералом, твердість якого відома. Якщо матимемо поглиблену риску, то це значить, що твердість випробуваного мінералу нижча від твердості мінералу, яким проведено риску. Визначення твердості мінералів дряпанням виконують за допомогою мінералів стандартної шкали твердості. Ця шкала містить десять мінералів-еталонів, розташованих у порядку зростання твердості від одиниці до десяти і називається шкалою Мооса: тальк (1), гіпс (2), кальцит (3), флюорит (4), апатит (5), ортоклаз (6), кварц (7), топаз (8), корунд (9), алмаз (10).

За питомою вагою усі мінерали поділяються на три категорії: легкі (нафти, смоли, вугілля, гіпс, кам'яна сіль); середні(кальцит, кварц, польові шпати, слюди); важкі (рудні мінерали).

Магнітність характерна для не багатьох мінералів (магнетит, піротин, платина).

Подвійне променезаломлення — властивість, яка відмічена, головним чином, у прозорих мінералах (наприклад у кальциту, який називається ісландським шпатом). Якщо через ісландський шпат розглядати предмет, то виникає подвійне зображення предмету.

У древності було встановлено, що ряд мінералів і» рудних родовищах завжди зустрічається разом. Таке явище було названо парагенезисом мінералів.

Деякі мінерали реагують із соляною кислотою (з’являться бульбашки). Ця ознака характерна для карбонатних мінералів. Реакція з багатьма карбонатами (кальцитом) відбувається при кімнатній температурі. Магнезіальні карбонати (доломіт) реагують тільки з підігрітою кислотою та у подрібненому стані.

Гірські породи - це природні стійкі асоціації мінералів, які сформувались в результаті певних геологічних процесів і утворюють в земній корі самостійні геологічні тіла. Виділяють полімінеральні та мономінеральні гірські породи. Гірські породи можуть бути складені породоутворюючими, акцесорними та вторинними мінералами. Серед породоутворюючих мінералів виділяють салічні та фемічні мінерали.

Внутрішня будова гірських порід характеризується їх структурою і текстурою. Структура визначає ступінь кристалізації, абсолютні і відносні розміри мінералів, їх форму,

спосіб сполучення і ступінь метаморфічних змін материнських утворень. Текстура — це сукупність ознак будови гірської породи, яка обумовлена орієнтуванням, відносним розташуванням і розподілом усіх породоутворюючих компонентів.

Усі гірські породи групуються у фації та формації. Фація— це гірська порода (або осадок), що характеризується певними генетичними ознаками (літологічним складом, текстурою, мінеральним складом, залишками фауни або флори та ін.) які відображають обстановку її формування. Виділяють: тектонофації, літофації, теригенно-мінералогічні фації, геохімічні фації, біофації, континентальні, перехідні, морські фації, метаморфічні фації та ін. Об'єм фації може бути різним. Так, для осадових відкладів виділяють фації різних порядків: мікрофації; фації (русла, заплави, старика); макрофації (алювіальні, озерні, пустельні); субформації (група макрофацій); формації (ряд субформацій). Найважливішими критеріями при фаціальному аналізі осадових порід є: тип і речовинний склад порід, аутигенні мінерали, конкреції та особливості цементу; гранулометрія породи, колір, структура, склад уламків та їх обкатаність, характер поверхні, орієнтування уламкових компонентів та органічних залишків, наявність підводно-зсувних деформацій, опливин та ін.; текстурні особливості —- тип і характер шаруватості, циклічність та ритмічність; форми залягання порід, їх потужність та витриманість по площі, характер переходу в інші породи і фації у просторі та часі; палеонтологічні особливості", склад, збереженість і розподіл фауни та флори та ін.

Формації — це природні комплекси, спільноти або асоціації гірських порід, окремі частини котрих тісно парагенетично, генетично, пов'язані одне з одним як у віковому так і просторовому, або будь-якому іншому відношенні і відповідають певним стадіям розвитку великих структурних елементів Земної кори. Серед формацій розрізняють: кліматогенні (гумідні, арідні, нівальні), структурні (платформні, геосинклінальні і перехідні), осадові, вулканогенні, магматичні, метаморфічні, рудні, рудоносні та інші.

За походженням гірські породи поділяються на 4 групи:
магматичні, осадові, метаморфічні і пірокластичні. .

Магматичні породи утворюються в результаті проникнення (інтрузії) в земну кору або виверження на поверхню магми. Магматичні гірські породи складаються в основному з силікатів. За вмістом 8іОг (кремнекислоти) вони поділяються на 4 групи. В кожній з груп на першому місці вказується інтрузивна порода, а на другому — ефузивна (вулканічна), тобто аналог, який вилився на денну поверхню.

1. Кисліпороди містять не більше 65% SіО₂. До них належить
група граніта-ліпарита (ріоліта).

2. Середні породи містять 65-52% SіО₂. До них належить
група діорита-андезита.

3. Основніпороди містять 52-45 (40)% SіО₂- До них належить
група габро-базальта (долерита).

4. Ультраосновні породи з мінімальним (менше 45-40%)
вмістом SіО₂. До них належить група перидотита-пікрита
(безпольовошпатові гірські породи).

Між усіма групами магматичних порід існують поступові переходи і границі між ними умовні. Співвідношення суми К2О + Nа2О до глинозему Аl2Оз визначає лужність породи: якщо воно менше одиниці, то порода належить до нормальною ряду, а якщо більше, то до лужного. Породи, для котрих характерне значне переважання лугів над глиноземом вважаються лужними.

За умовами утворення магматичні породи поділяються на інтрузивні(включають субвулканічні і жильні (напівглибинні або гіпабісальні) та ефузивні. В залежності від глибини застигання серед інтрузивних порід виділяють глибинні, або абісальні та гіпабісальні, які утворились на відносно невеликих глибинах. За ступенем вторинних змін ефузивні породи поділяються на кайнотипні(незмінені) і палеотипні(змінені).

Забарвлення магматичних порід залежить, від їхнього
мінерального складу. Світлі породи характеризуються значним
вмістом кремнезему, який у багатьох випадках представлений
кварцом та наявністю ортоклазу. Темні породи багаті на магнезійно-
залізисті мінерали (кремнезем майже відсутній).

Текстура інтрузивних порід, як правило, масивна, смугаста, плямистата ін. Структура буває: афанітова(окремі зерна породи неможливо розпізнати); дрібнозерниста(розмір зерен

менше 0,5 мм); середньозерниста (розмір зерен 0,5-1,0 мм); крупнозерниста (розмір зерен 1,0-5,0 мм); гігантозерниста (розмір зерен понад 5,0 мм). Структури можуть бути рівномірно-зернистими та нерівномірно-зернистими.

Ефузивні породи характеризуються масивною, смугастою, шаруватою, плямистою миндалекам'яною, флюїдальноюта ін. текстурами. Найбільш типовими для ефузивних порід є порфірова(наявність в дрібнозернистій масі окремих крупних кристалів) та афірова(властива породам без вкраплеників).

Осадові гірські породи утворюються шляхом механічного або хімічного осадження продуктів руйнування (екзогенними процесами) первинних гірських порід, а також завдяки життєдіяльності й відмиранню організмів. Процес формування осадових порід (до перетворення осадку на гірську породу) називається літогенезом. Осадові породи являють собою мінеральні агрегати з певним складом матеріалу — парагенезом мінералів, котрий визначається характером вихідної речовини (складом материнських порід і продуктів їх руйнування) і умовами середовища утворення осадку та породи. Утворення вихідного осадового матеріалу відбувається внаслідок вивітрювання ерозії, абразії, суфозії тощо. Чинниками перенесення і відкладання продуктів руйнування материнських порід є поверхневі і підземні води, вітер, лід. Головними ознаками осадових порід є склад осадку, ступінь діагенезу, забарвлення, текстура, структура, пористість та щільність. Після нагромадження осадку в пониженнях рельєфу починається діагенез — сукупність процесів перетворення осадку на гірську породу, який супроводжується розчиненням і виносом з осадків нестійких мінералів; перерозподілом речовини і утворенням нових мінералів та конкрецій; зневодненням, ущільненням, цементацією. Стадія діагенезу змінюється катагенезом — сукупністю процесів які під впливом тиску, температури і підземних вод змінюють осадову породу (пісок перетворюється в пісковик, • глина — в аргіліт) в період її існування до початку метаморфізму.

Осадові гірські породи за генетичними ознаками поділяються на 3 групи: 1) уламкові породи; 2) глинисті породи; 3) хімічні і біохімічні (органогенні) породи.

Уламкові породи виникають в результаті механічного руйнування будь-яких порід і нагромадження їх уламків в понижених частинах рельєфу. За ступенем цементації матеріалу вони поділяються на пухкі та зцементовані, а за величиною уламків на: 1) грубоуламкові (псефіти) пухкі (брили, валуни, щебінь, галька, жорства, гравій) і грубоуламкові зцементовані (брилова брекчія, валунний конгломерат, брекчія, конгломерат, жорствеліт, гравеліт) з розміром уламків понад 2 мм; 2) середньоуламкові (псаміти) пухкі — піски і середньоуламкові зцементовані — пісковики, з розміром уламків від 2,0 до 0,05 мм; 3) дрібноуламкові (алеврити) пухкі — алеврити і дрібно уламкові зцементовані — алевроліти з розміром уламків від 0,05 до 0,005 мм. Слід зауважити, що існує декілька класифікацій уламкових порід в котрих розміри уламків відрізняються. В межах кожного гранулометричного типу породи поділяються за обкатаністю уламків, а також в залежності від того пухкі вони, чи зцементовані. За формою уламків розрізняють наступні види структури: 1) нормально осадочну, в якій уламки можуть бути кутастими (не обкатаними), округло кутастими (напівобкатаними) та кулястими (обкатаними); 2) туфогенну, в якій усі уламки кутасті. Уламкові породи характеризуються також і складом уламків. Однорідні ш складом породи часто складаються з уламків кварцу як одною і найбільш стійких мінералів. Уламкові породи, які містять уламки, що є продуктами руйнування гранітів (калієві польові інішіи, кислі плагіоклази, кварц, слюди) називаються аркозовими, Якщо в уламкова порода складена продуктами руйнування порід середнього, основного та ультраосновного складу, а також метаморфічних сланців і аргілітів, то вона називається граувакою.

Глинисті породи (пеліти) найбільш розповсюджені серед осадових гірських порід, складаються з малих (від 0.01 до 0,005-0,001 мм) частинок і є продуктом переважно хімічною руйнування порід та нагромадження глинистих мінералів, які мри цьому утворились. Характерною особливістю глинистих порід г їх зв'язаність, пластичність у вологому стані і здатна зберігати надану форму при висиханні. За ступенем літифікації серед глинистих порід виділяють глини, які легко розмокають у воді та аргіліти— сильно ущільнені глини, які не розмокають у воді.

Різновиди глинистих порід представлені суглинками, супісками і особливим типом — лесоподібними пилуватими суглинками. Текстури глинистих порід відображають умови їх утворення і подальшого перетворення. Виділяють нешарувату, шарувату, стрічкову (відповідають умовам нагромадження); смугасту, плямисту (пов'язана зі зміною забарвлення); масивну, макропористу лесову (пов'язана з діагенетичними змінами); сланцювату (пов'язана з процесами метаморфізму) текстури. Забарвлення глинистих порід залежить від забарвлення глинистих мінералів (каолініт, монтморилоніт, вермикуліт, гідрослюда та ін.) та від домішок. В залежності від властивостей деяких глинистих мінералів глини при намоканні набухають.

Хімічні і органогенні породи утворюються в результаті хімічних і біологічних процесів. Серед них найбільш поширені карбонатні породи — вапняки (органогенні, біохімічні, хемогенні), доломіти, мергелі, меншою мірою кременисті — яшми, діатоміти, трепели, опоки. До порід хімічного походження належать галоїдні та сульфатні породи — кам'яна сіль, мірабіліт, гіпс та ін. Особлива категорія — каустобіоліти — породи, що утворились з рослинних і тваринних (планктон) залишків, які перетворені під впливом біохімічних, хімічних та інших геологічних факторів, характеризуються різним ступенем розкладу органічної речовини і різним вмістом вуглецю: це торф, буре вугілля, кам'яне вугілля, антрацит, сапропеліт, нафта, асфальт, озокерит, бурштин. До порід змішаного уламкового і органогенного походження Належать горючі сланці. Виділяють також глиноземисті (латерити, боксити), фосфатні (фосфорити) та залізисті (бурий залізняк, Сидеритові породи, сульфіди заліза морського, озерного, болотного Генезису) породи.

Найважливішою ознакою осадових порід є характер їх Нашарування, котрий вказує на умови (фаціальні) їх Нагромадження та подальшого перетворення. При зміні умов формування осадочної товщі виникає шаруватість. Шар — це осадочна одиниця, яка сформувалась в істотно незмінних фізичних умовах. Одиниця поділу розрізу відкладів за речовинним складом прийнято називати пластом (вугілля, солі і т.д). Шаруваті товщі класифікуються за різними ознаками: потужністю шарів

(гігантошаруваті, товстошаруваті, крупношаруваті,

середньошаруваті, тонкошаруваті, листувато-шаруваті,

мікрошаруваті); пропорційністю товщини шарів (рівношаруваті, рівномірношаруваті, нерівномірношаруваті); за контрастністю границь між шарами (контрастно-шаруваті, неконтрастно-шаруваті, приховано-шаруваті); за однорідністю порід у шарах (однорідношаруваті, неоднорідношаруваті); за відокремленістю границь між шарами (роздільношаруваті, нероздільно-шаруваті); за формою шарів (паралельношаруваті, хвилястошаруваті, косо-шаруваті, лінзоподібношаруваті). Особливим типом шаруватості є градаційна шаруватість, яка характеризується поступовою зміною розміру уламків від підошви до покрівлі шару. Шари порід можуть залягати один на одному згідно (поверхні напластування паралельні) та незгідно (поверхні пересікаються). Незгідне залягання вказує на зміну умов нагромадження осадків або на перерву в осадконагромадженні. Потужність шарів осадових порід не завжди зберігається постійною і залежить від умов їх утворення. Якщо потужність шару поступово зменшується, то таке зменшення потужності називають виклинюванням. Невеликі за потужністю та простяганням шари називаються лінзами, прошарками та ін.

В осадових породах найбільш часто зустрічаються шаруваті(в породі чітко розрізняються шари), смугасті(шари відрізняються за кольором), масивні (неможливо встановити закономірностей в положенні складових частин), плямисті(окремі складові частини породи утворюють відокремлення у вигляді плям), листуваті (порода розділяється на тонкі пластинки та лусочки) текстури.

Структурауламкових порід — уламкова (розрізняються за
формою і розміром уламків), глинистих — пелітова, хемогенних —
кристалічна або аморфна, органогенних — органогенна або
детритусова. За формою зерен виділяють структури: рівно- і
різнозернисті; правильно- і неправильно-зернисті; оолітові;
листуваті; голчасті; волокнисті; брекчієподібні; конгломератоподібні.

Відбитки і барельєфні знаки на нижній (інколи на верхній) поверхні осадових шарів мають назву «гієрогліфи». Знаки, походження яких пов'язане з життєдіяльністю організмів отримали назву «біогліфи» (розгалужені ходи червів-мулоїдів), а знаки, що

виникли механічним шляхом — «механогліфи» (тріщини усихання, знаки від дощових крапель, борозни та волочіння уламків, тощо).

Важливою характеристикою осадових порід є пористість. Розрізняють повну, або абсолютну, пористість і відкриту, або ефективнупористість. Перша охоплює усі пори породи, а друга – тільки ті пори, які з'єднуються між собою і з атмосферою. Форма зерен — важлива сторона структури породи, котра визначає багато фізичних властивостей породи, несе генетичну інформацію, а для грубоуламкових зерен використовується в номенклатурі.

Уламкові зцементовані породи є двофазними спільнотами мінералів (перша фаза, седиментогенна —- уламки, друга аутигенна - цемент). Цемент — одна з характерних структурних особливостей осадових порід, яка вказує на первинно пухкий стан зернистого осадку. За відношенням до уламків розрізняють базальний, поровий, плівковий, контактовий, регенераційний та ін. цемент. Базальний тип цементу характеризується тим, що зерна не торкаються одне одного, а мовби плавають в цементі (вміст цементу 45-60%). Поровий— зерна торкаються одне одного, або розташовані на відстані не більше половини діаметру зерен (вміст цементу 25-40%). Плівковийтип цементу (вміст < 25%) присутній у вигляді плівок. Контактовийтип цементу присутній лише на контактах між зернами в кількості < 10%. При класифікації цементу за його внутрішньою структурою, без співвідношення до уламків, зокрема за ступенем кристалічності, виділяють некристалічний, аморфний і кристалічнийцемент. Аморфний цемент може бути незернистим (безструктурним), суцільним та зернистим. Кристалічний цемент поділяється на колоїдальний (кристалітовий), прихованокристалічний, мікрозернистий, тонко, дрібно-, крупно-, грубо- та гігантокристалічний.

Метаморфічні гірські породи — це результат перетворення порід різноманітного генезису, що призводить до зміни первинної структури, текстури і мінерального складу у відповідності до нової фізико-хімічної обстановки. Головні фактори метаморфізму— це ендогенне тепло, тиск (літостатичний, стресовий, усесторонній, однонапрямлений), хімічна дія газів і гарячих водних розчинів (флюїдів), геологічний час. Поступовість наростання інтенсивності факторів метаморфізму дозволяє спостерігати усі переходи від

первинно осадових або магматичних порід до метаморфічних, які утворюються по ним. Метаморфічні породи характеризуються повно-кристалічною,катакластичною і реліктовоюструктурами. Розміри кристалічних зерен збільшуються зі зростанням температури метаморфізму. Текстури метаморфічних порід поділяються на успадковані (порода зберегла текстуру, яка була властива неметаморфізованій породі) та власне метаморфічні. Для метаморфічних порід найбільш типовими є орієнтовані текстури, зокрема: сланцювата(обумовлена взаємно паралельним розташуванням мінеральних зерен призматичної або пластинчастої форм), гнейсова або гнейсоподібна(характеризується чергуванням смужок різного мінерального складу), смугаста(чергування смужок, які складаються із зерен світлих і кольорових мінералів),плямиста (окремі зерна групуються в паралельних зонах), очкове (зумовлена наявністю великих кристалів польового шпату опальної чи округлої форми в розкристалізованій основній масі породи). Зовнішньо ці текстури нагадують шаруватість осадових порід, однак їх походження пов'язане не з процесами нагромаджений осадків, аз перекристалізацією і переорієнтуванням мінеральних зерен в умовах орієнтованого тиску. У випадку, коли метаморфічна порода є мономінеральною і мінерал, що її складає має більш-менш ізометричну форму, тоді порода характеризується невпорядкованою масивною текстурою. Усі метаморфічні породи мають цупку текстуру. Оскільки подібні за складом і структурно-текстурними

особливостями метаморфічні породи можуть утворюватися за рахунок зміни як осадових, так і магматичних порід, додають префікс „орто” (ортогнейси), а до назв метаморфічних, первинно-осадових порід – префікс „пара” (парагнейси).

Початковою стадією метаморфізму є метагенез.З міроюзростання ступеня метаморфізму метаморфічні породи змінюють одне одного: глинисті сланці - філіти – кристалічні сланці —амфіболіти — гнейси.При метаморфізмі кварцових пісковиківутворюються кварцит,а вапняків і доломітів - мармури.На контакті вкорінення магми в глинисті породи утворюються роговики. Більш високим ступенем регіонального метаморфізму характеризуються грануліти,а найбільш високо

метаморфізованими є еклогіти(складені піроксеном (омфацит) і гранатом). До контактово-метаморфічних порід належать роговики і скарни.

Власне метаморфізм поділяють на 5 типів: 1) контактовийі контактово-метасоматичний метаморфізм(пов'язаний з вкоріненням плутонів магматичних порід або зв'язаних з ними парів ірозчинів; в результаті утворюються роговики); 2) динамометаморфізм(проходить під дією тиску в умовах невисоких температур і виражений у дробленні гірських порід та мінеральних зерен без суттєвої їх перекристалізації; в результаті утворюються тектонічні брекчії та мілоніти); 3) регіональний метаморфізм(проявляється на великій площі за рахунок тепла мантійного походження і супроводжується нерівномірним тиском і високою температурою, при яких відбувається перекристалізація і розвиток нових мінералів в умовах розплющення і пластичної течії гірських порід; в результаті утворюються філіти, кристалічні сланці, гнейси, мармури, кварцити, змійовики); 4) пневматолітовий та гідротермальний метаморфізм(розвивається при інтенсивному приносі в породу нових речовин гарячими водними розчинами і газовими еманаціями, які піднімаються від магматичного вогнища, яке охолоджується; в результаті утворюються скарни та грейзени); 5) ударний або імпактний метаморфізм(метаморфізм гірських порід, який обумовлений падінням на земну поверхню космічних тіл; в результаті утворюються імпактити).

У різних ділянках земної кори виникають різні термодинамічні обстановки, які породжують різні метаморфічні фації. Метаморфічна фація— це комплекс метаморфічних порід, якіскладаються з мінеральних асоціацій, рівноважних до певних умов метаморфізму. Виділяють такі фації метаморфізму(у напрямку зростання температури і тиску): зелених сланців, глаукофанових сланців, амфіболітова, гранулітова, еклогітова та ультраметаморфізм.Під ультраметаморфізмомрозуміють результат комплексу різноманітних процесів: різкого підвищення температури, тиску, дії летких компонентів, інтенсивного перерозподілу хімічних компонентів у процесі метасоматичного заміщення гірських порід. Відмінами ультраметаморфізмує анатексис, мігматизація, палінгенез, реоморфізм та гранітизація.

Анатексис— це ультраметаморфічний процес часткового розплавлення твердих гірських порід та їх перетворення на магму на місці. Мігматизація— процеси, які ведуть до утворення мігматитів, тонких тіл гірської породи, подібної до інтрузивної. Палінгенез— ультраметаморфічний процес, який призводить до утворення магми шляхом повного переплавлення твердих гірських порід. Реоморфізм— явище великої механічної рухомості гірських порід, яке виявляється у пластичній течії (без розплавлення) під впливом температури і флюїдів. Гранітизація— процес перетворення хімічного і мінерального складу гірських порід у напрямку наближення складу і структури його продуктів до гранітового. В природі існує і регресивний метаморфізм — діафторез— при якому нафоні пониження температури відбуваються процеси гідратації, карбонатизації та ін. (наприклад перетворення амфіболітів у зелені сланці).

В результаті метаморфізму виникають метаморфізовані(виникають за рахунок зміни існуючих родовищ різного генезису) і метаморфічні(змінені гірські породи, які внаслідок метаморфізму набулинові корисні якості і перетворились в родовища корисних копалин) родовища корисних копалин.

Вулкано-кластичні (пірокластичні)— це вулканічні гірські породи уламкової структури, які займають проміжне положення міжвиверженими і осадовими породами. Вулкано-кластичнігірські породи складаються з ефузивного та пірокластичного матеріалу — пухкого, зцементованого лавою, спеченого, звареного або зцементованого гідрохімічно, іноді з домішками осадового чи стороннього матеріалу у кількості менше 50%. За речовинним складом вулкано-кластичні породи поділені на базальтові,андезитові, дацитові, ріолітові, а за типом цементації — на зцементовані лавою, спечені (зварені), зцементовані гідрохімічну та пухкі. В основу їх класифікації покладено речовинний склад | розмір уламків. Виділять: пелітові(тонко уламкові) — менше 0,01, мм; алевритові(дрібно уламкові) — 0,01-0,1 мм; псамітові(середньо уламкові) — 0,1-2,0 мм; дрібно псефітові(крупну уламкові) 2,0-10,0 мм; крупно псефітові(лапіллієві) — 10,0-50,0 мм; агломератові— 50,0-200,0 мм; брилово-агломератові— більше 200,0 мм вулкано-кластичні породи. Незцементовані

Пірокласти мають назву тефра(«тефра» — попіл), а літифіковані (зцементовані) пірокласти називаються туфом.Серед нелітифікованих пірокластичних порід найбільш розповсюдженими є вулканічний попіл(складається з уламків до 1,0 мм), вулканічний пісок(розмір уламків 1,0 - 2,0 мм), лапіллі(веретеноподібні уламки лави довжиною 2-30 мм, яка застигла в польоті) і вулканічні бомби(уламки лави, що застигла, розміром в декілька метрів). Літифіковані різновиди за агрегатним станом поділяються на вітрокластичні, які складаються з уламків скла; кристалокластичні, які утворені уламками і цілими кристалами; літокластичні, які утворені уламками гірських порід. Існують різні комбінації з цих різновидів. Породи з домішкою осадового матеріалу (теригенного, хемогенного, органогенного) до 50% називаються туфітами, а з домішками уламків порід фундаменту вулкана — ксенотуфи. Якщо пірокластичний матеріал, який попав на землю, не встигає застигнути, то він спікається у своєрідні породи — ігнімбрити.Пірокластичні породи мають такі ж форми залягання як і осадові: верстви, пласти, лінзи, чохли та ін.

ГЕОХРОНОЛОГІЯ

Однією з задач геології є встановлення історії розвитку Землі — встановлення часу її виникнення, послідовності розвитку, періодизації усіх геологічних подій. Геологічні події знаходять своє відображення в гірських породах. Розділ геологічної науки, що вивчає верстви земної кори, їх взаєморозташування і послідовність виникнення називається стратиграфією.З стратиграфічного аналізу випливає стратиграфічний метод відносної геохронології.Він дозволяє зіставити і простежити окремі верстви, подібні за літологічним складом і літофаціальними умовами на значні відстані. Цей метод називається літостратиграфією. В 1669 році Ніколаус Стеновстановив закон послідовності нашарування,згідно якого верстви, що залягають нижче є більш древніми, аніж ті, які їх перекривають. З'явилась можливість встановлення відносної послідовності утворення верств, а значить і пов'язаних з ними геологічних подій. Інколи історична послідовність нашарування

порушується (зникає група верств). Таке явище називається стратиграфічною перервою.Встановлення ритмів (циклів) в розрізі та послідовності їх утворення називається ритмостратиграфісю.

Біостратиграфічний або палеонтологічнийметод встановлення відносного віку і послідовності залягання порід є основним у відносній геохронології. Важливу роль в палеонтологічному методі відіграють групи організмів, котрі існували протягом короткого проміжку геологічного часу і були розповсюджені по усіх морях і океанах або континентах. Такі роди івиди організмів отримали назву реперних.

Абсолютна геохронологіявизначає час виникнення, завершення і тривалість усіх геологічних подій і в першу чергу час утворення або перетворення (метаморфізм) гірських порід і мінералів, так як за їх віком визначається вік геологічних подій. У своєму радіологічному варіанті вона вперше дала можливість правильно визначити вік Землі. Визначення часу розвитку окремих, в основному короткочасних, подій є можливим за допомогою аналізу сезонного розвитку Землі. Такі методи називаються сезонно-кліматичними.

Радіологічні або ізотопніметоди виміру геологічного часу
виникли тільки в XX столітті, після відкриття природної
радіоактивності. В 1902 році П'єр Кюрівперше висловив ідею про
можливість визначення віку мінералів за розпадом радіоактивних
ізотопів. З моменту утворення мінералу в ньому починають
накопичуватись продукти природного розпаду ізотопів. Процес
розпаду відбувається з постійною швидкістю. Жодні з зовнішніх
факторів не в змозі прискорити, чи призупинити цей процес. При
розпаді материнських ізотопів утворюються нові ізотопи. На цьому і
базуються ізотопні методи абсолютної геохронології, серед яких
найбільш поширені уран-свинцевий, свинцево-ізотопний, калій-
аргоновий, рубідій-стронцієвий, самарій-неодимовий, радіо
вуглецевий.

Найбільш древні породи встановлені в Західній Гренландії (3,8 млрд. років). В межах Українського щита найбільш древні утворення мають вік 3,6 млрд. років. З урахуванням останніх уявлень про утворення планет Сонячної системи та Місяця, за

віком древніх метеоритів (4,5-4,6 млрд. років) і древніх порід Місяця — анортозитів (4,5-4,0 млрд. років) вік Землі приймається 4,57 ± 2% млрд. років.

Серед геохронологічних підрозділів виділяють еон, еру, період, епоху, вік, час. Кожному геохронологічному підрозділу відповідає комплекс відкладів, що виділений у відповідності до зміниорганічного світу і називається стратиграфічним: еонотема, група, система, відділ, ярус, зона.В 1881 році на другому Міжнародному геологічному конгресі були затверджені основні підрозділи суміщених стратиграфічної і геохронологічної шкал. Виходячи з них в геологічній історії Землі виділяють три еони, які суттєво відрізняються одне від одного за відповідними комплексами гірських порід, викопними організмами та тривалості: 1) архей(«архео» - древній); 2) протерозой(«протерос» - перший); 3) фанерозой(«фанерос» - явний). Комплекс порід та відрізок часу, які відповідають архею та протерозою об'єднують під назвою докембрій. Фанерозойський еон (еонотема) поділяється на ери (групи), ери (групи) на періоди (системи), періоди (системи) на епохи (відділи), епохи (відділи) на віка (яруса).Подвійна назва пов'язана з існуванням геохронологічної і стратиграфічної шкал.

Архейський еонподіляється на дві частини: ранній і пізній архей. На геологічних картах породи архею зображені малиново-рожевим кольором. Вік еону 4500 ± 100 млн. років.

Протерозойський еонтеж поділяється на дві частини: ранній (вік 2600 ± 100 млн. років) та пізній. В пізньому протерозої виділяють рифейський(вік 650±5О млн. років) та вендський(вік 670 ±20 млн. років) періоди.На геологічних картах породи протерозою зображені рожевим кольором.

Фанерозойськийеон включає палеозойську, мезозойську та кайнозойську ери. Палеозойська ераохоплює кембрійський, ордовикський, силурійський, девонський, кам'яновугільний і пермський періоди. Кембрійський періодподіляється на три епохи ранню, середню і пізню. На геологічних картах породи кембрію зображені блакитно-зеленим кольором. Вік 570 ± 10 млн. років. Ордовикський періодподіляється на три епохи. На геологічних картах породи ордовику зображені темно-зеленим кольором. Вік 495 ± 20 млн. років. Силурійський період

поділяється на ранню та пізню епохи. На геологічних картах силур зображують коричнево-зеленим кольором. Вік 418 ± 15 млн. років. Девонський період поділяється на три епохи. На геологічних картах девон зображують коричневим кольором. Вік 400 ± 10 млн. років. Кам'яновугільний період поділяється натри епохи. На геологічних картах кам'яновугільний період зображують сірим кольором. Вік 360 ± 10 млн. років. Пермський період поділяється на дві епохи: ранню та пізню. На геологічних картах пермський період зображують оранжево-коричневим кольором. Вік 290 ± 10 млн. років.

Мезозойська ера поділяється на тріасовий, юрський та крейдовий періоди. Тріасовий період — поділяється на три епохи. На геологічних картах тріас зображують бузковим кольором. Вік 245 ± 10 млн. років. Юрський період теж поділяється на три епохи. На геологічних картах юру зображують синювато-блакитним кольором. Вік 204 ± 5 млн. років. Крейдовий період — поділяється на дві епохи. На геологічних картах крейдовий період зображують салатно-зеленим кольором. Вік 130 ± 5 млн. років.

Кайнозойська ера поділяється на палеогеновий, неогеновий та четвертинний періоди. Палеогеновий період поділяється на три епохи, які мають власні назви: палеоценова, еоценова, олігоценова. На геологічних картах палеоген зображують яскраво-жовтим кольором. Вік 65 ± 3 млн. років. Неогеновий період поділяється на дві епохи: міоценову та пліоценову. На геологічних картах неоген зображують лимонно-жовтим кольором. Вік 23 ± 1 млн. років. Четвертинний (антропогеновий ) період — останній, який ще не закінчився період в історії геологічного розвитку Землі, поділяється на ранню, середню, пізню та голоценову епохи. Не геологічних картах четвертинний період зображують сірувато-жовтим кольором. Вік 1,8 млн. років.

ГЕОЛОГІЧНІ ПРОЦЕСИ

В залежності від енергетичного джерела, умов і особливостей протікання усі геологічні процеси поділяються на дві великі групи

ендогенні та екзогенні. Поділ цей є умовним, оскільки ці групи процесів нерозривно пов'язані одне з одним.

До ендогенних геологічних процесів належать: тектонічні рухи земної кори, землетруси, мягматизм і метаморфізм. Усі ендогенні процеси є результатом взаємодії внутрішніх оболонок Землі, відбуваються або зароджуються в її надрах і тому протікають в умовах високих температур і тиску. Ендогенні перетворення відбуваються в основному з виділенням тепла по екзотермічній схемі. Більшість ендогенних процесів спрямовано на змішування, гомогенізацію речовини земної кори.

Земля — це активна динамічна система, і земна кора зазнає неперервних рухів. Одні її ділянки підіймаються, а інші опускаються, і ці переміщення у часі і просторі відбуваються з різною швидкістю. Процеси внутрішньої динаміки викликають різноманітні рухи земної кори і верхньої мантії. Ці рухи проявляються з різноманітною напрямленістю і інтенсивністю в часі і просторі. З ними пов'язана нерівномірність в розподілі гірських порід і у співвідношенні різних їх типів (осадові, магматичні, метаморфічні); вони викликають значні порушення в умовах залягання гірських порід. В одних випадках породи лежать горизонтально, а в інших є сильно деформованими, зім'яті в складні складки, порушені численними розривами. В результаті гірські породи утворюють в земній корі різноманітні структурні форми, або просто структури. Ще в античні часи було відмічено, що земна кора є рухомою, зазнає певних рухів і переміщень. Піфагор писав, що тверда земля перетворюється в море, море змінюється на сушу, суша внаслідок землетрусів підтоплювалась, рівнини піднімались в гори. Наука, яка вивчає структури верхньої оболонки Землі та рухи, які Створюють ці структури, називається геотектонікою, а самі рухи земної кори і більш глибоких частин Землі називаються тектонічними рухами. За характером рухів (кінематикою) серед них виділяють переважаючі вертикальні (радіальні) і переважаючі горизонтальні (тангенціальні). Вони можуть бути плавними (хвильові і складчасті) та розривними(глибові і блокові); напрямленими (незворотні) і коливальними (зворотні); висхідними і нисхідними; інтенсивними (рельєфотворними) і слабкими. Вертикальні рухи називаються епейрогенічними.

Тектонічні рухи викликають деформацію гірських порід, порушення первинних умов їх залягання. Особливо чітко деформації проявляються в шаруватих осадових породах, котрі утворились, головним чином, з пухких морських осадків, що нагромадились на відносно вирівняному дні морських водоймищ. Виходячи з умов осадконагромадження первинне, непорушене залягання осадових гірських порід — горизонтальне або майже горизонтальне. Така форма залягання характерна для значних територій платформних областей. Під впливом тектонічних рухів гірські породи деформуються, первинні умови їх залягання порушуються і виникають нові структурні форми. Такі порушення називаються тектонічними порушеннямиабо дислокаціями.Серед них розрізняють: 1) пружнопластичні складчасті (плікативні) деформаціїземної кори, при яких зв'язки гірських порід непорушується, а змінюється лише форма їх залягання без розриву суцільності; 2) розривні деформації,коли суцільність порід порушується і утворюються різноманітні розриви.

Складчасті порушення (плікативні дислокації)виражені у хвилеподібному вигинанні шарів гірських порід без розриву їх суцільності. Найбільш простою формою пружнопластичних порушень в шаруватих гірських породах є нахилене залягання шарів. При цьому шари достатньо одноманітно падають в одному напрямку. Така форма залягання називається моноклиналлю. Розташування нахиленого залягання шарів гірських порід у просторі визначається елементами їх залягання. До них належать лінія простягання, лінія падіння, кут падіння, азимут простягання іазимут падіння. Заміри елементів залягання гірських порід здійснюються за допомогою гірничого компасу (рис. 1). Лінія простяганнягеологічної поверхні — це горизонтальна лінія, перетину цієї поверхні з будь якою горизонтальною площиною. Лінією падінняназивають вектор, який розташований н§ геологічній площині, перпендикулярний до лінії простягання І напрямлений у бік нахилу площини. Цей вектор утворюється при, перетині геологічної поверхні вертикальною площиною, яка перпендикулярна до лінії простягання. Кут падіння— це кут під яким шар гірських порід нахилений до горизонту, або кут, щ«» утворюється площиною шару з горизонтальною площиною. Він

змінюється в межах від 0 до 90°. Напрямок простягання і падіння шару за сторонами світу виражається в градусах (0-360 ). Ці напрямки називаються відповідно азимутом простягання і азимутом падіння. Азимутомзаданого напрямку є правий горизонтальний кут між північним напрямком географічного меридіану та шуканим напрямком, тобто це кут між двома проекціями на горизонтальну площину, який відмічено за годинниковою стрілкою.

Інколи моноклинальне або горизонтальне залягання шарів порушується колінподібним загином. Така форма залягання називається флексурою.Флексури широко розповсюджені в межах платформ. У флексурі виділяють такі елементи: верхнє або припідняте крило; нижнє або опущене крило; змикаюче крило

Рис. 1. Заміри елементів залягання порід гірничим компасом: /- кута падіння; II-азимуту падіння; III - знаходження лінії простягання; IV - азимуту простягання

Предыдущая 1 234 5 6 7 8 Следующая