ОСНОВНЫЕ ТИПЫ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД.

ОБЛОМОЧНЫЕ ПОРОДЫ.

Классификация обломочных пород основана на величине обломков. Выделяют следующие типы пород: грубообломочные, среднеобломочные, мелкообломочные и глинистые.

Грубообломочные породы (псефиты) состоят из обломков материнских пород размером более 1мм. Обломки могут быть окатанными и неокатанными. Окатанные обломки имеют хорошо округленные, часто совсем сглаженные ребра. Неокатанные обломки являются остроугольными. Псефиты бывают рыхлые и сцементированные. Они различаются по форме и величине обломков.

Среднеобломочные породы (песчаные или псаммитовые) состоят из обломков размером от 1 до 0,1 мм. Рыхлые породы называют песками, а сцементированные - песчаниками. В зависимости от минерального состава обломков различают мономиктовые и полимиктовые породы. Первые состоят из кварца, вторые - из зерен разных минералов.

К полимиктовым породам относятся аркозы и граувакки. Аркозы сложены кварцем и полевыми шпатами, образовавшимися за счет разрушения гранитов. Граувакки состоят в основном из обломков пород основного состава и меньшего числа минеральных зерен.

Мелкообломочные породы (пылеватые или алевриты) состоят из обломков диаметром от 0,1 до 0,01 мм. Характерной породой среди алевритов является лесс. Лесс представляет собой однородную породу светло-желтого цвета, состоящую из кварца и кальцита с примесью глинистых частиц. Сцементированные алевритовые породы называют алевролитами.

Глинистые породы (пелиты) состоят из частиц диаметром менее 0,01 мм. К этому типу пород относятся глины и аргиллиты. Образуются путем осаждения вещества из коллоидных растворов. Аргиллиты представляют собой плотные, неразмокающие в воде породы.

Органогенные породыпо химическому составу разделяют на следующие группы:

1) карбонатные породы;

2) кремнистые породы;

3) каустобиолиты.

К карбонатным породамотносят известняки и мел.

Органогенные известняки образованы известковыми раковинами и внутренними скелетами различных водных животных и растений. Если эти организмы можно определить, то по ним дается и название породе, например, фузулиновый известняк, коралловый и т.д.

Мел - разновидность органогенного известняка, состоящая в основном из мельчайших остатков известковых водорослей.

К кремнистым породам относят диатомит и трепел. Диатомит - порода, состоящая из опаловых скорлупок диатомитовых водорослей. Трепел внешне похож на диатомит, но в отличие от него состоит из мельчайших опаловых зернышек. Характерный признак этих пород - малый удельный вес и способность жадно впитывать влагу.

Каустобиолиты в отличие от прочих органических пород состоят не из минеральных скелетов, а являются результатом преобразований органических тканей животных и растений. К каустобиолитам относятся уголь, нефть и горючие газы.

Хемогенные породы. По химическому составу они подразделяются на семь групп: карбонатные, кремнистые, железистые, галоидные, сульфатные, аллитные и фосфатные.

К группе карбонатных пород химического происхождения относятся известняки, доломиты и сидериты. Среди известняков различают:

1) плотные массы, состоящие из мельчайших кристалликов кальцита - это плотные (пелито-морфные или афонитовые) известняки

2) скопления мелких шариков-оолитов, соединенных известковым цементом -так называемые оолитовые известняки

3) сильнопористые массы, состоящие из мелкокристаллического кальцита- это известковые туфы (травертины). Возникают в местах выхода на поверхность подземных вод, из которых выпадает избыток растворенного углекислого кальция.

4) образующиеся из подземных вод различные известковые натеки. Среди них наиболее характерны сталактиты и сталагмиты.

Доломиты внешне похожи на плотные известняки. Образуются либо при непосредственном осаждении из вод осолоненных лагун, либо путем замещения известняков под воздействием подземных вод. Сидериты обычно образуют округлые конкреции.

К группе кремнистых пород относятся гейзериты и кремнистые туфы, которые состоят из опала. Они обладают пористой текстурой и образуются из вод гейзеров и горячих минеральных источников. В отличие от них кремний и яшмы состоят из халцедона и образуются в морских условиях.

К группе железистых пород относится бурый железняк (лимонит). Отлагается как в морских бассейнах, так и в озерах и болотах.

Галоидные и сульфатные породы относятся к чисто химическим образованиям, возникающим в результате выпадения соответствующих солей из раствора. Наибольшим распространением пользуются каменная соль, сильвинит, гипс и ангидрит. Эти породы часто объединяются под общим названием эвапориты.

К аллитным породам относятся латериты и бокситы, состоящие в основном из гидроокислов алюминия и железа. Являются продуктами выветривания магматических пород, богатых глиноземом (Al₂О₃).

К фосфатным породам принадлежат фосфориты. Они часто встречаются в виде конкреции шаровидной или неправильно-округлой формы.

Смешанные породы содержат в различных соотношениях обломочный, органогенный и хемогенный материал. К ним относят мергели и опоки. Мергель-порода, состоящая из кальцита и глинистых частиц. Цвет мергелей обычно пестрый. Опоки состоят из глинистого и кремнистого вещества. Отличаются твердостью.

МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ

Метаморфизмом называется преобразование горных пород, происходящее в земной коре под действием температуры, давления и химически активных веществ.

Преобразованию могут подвергаться любые породы - магматические, осадочные и ранее образованные метаморфические.

Попадая в термодинамические условия, отличные от тех, в которых она образовалась, порода начинает приспосабливаться к новым условиям путем изменения минерального состава, структуры и текстуры. Эти изменения сопровождаются перекристаллизацией вещества. Основная особенность их заключается в том, что они протекают с сохранением твердого состояния породы, без существенного расплавления.

В зависимости от того, какой фактор преобладает, различают несколько видов метаморфизма:

1) Региональный метаморфизм вызывается высоким давлением и температурой и захватывает большие пространства. Это наиболее важный и часто встречающийся вид.

2) Динамометаморфизм возникает под действием давления в условиях невысоких температур и заключается в интенсивном дроблении минеральных зерен.

3) Контактово-термальный метаморфизм вызывается действием высокой температуры, обусловленной внедрением магматического расплава. Наблюдается вдоль границ магматических тел и имеет местное значение.

4) Метасоматоз- развивается при интенсивном привносе или выносе вещества горячими водными растворами и газами, поднимающимися из остывшего магматического очага.

Метаморфические породы состоят лишь из тех минералов, которые устойчивы в условиях высоких температур и давлений. К ним относится большинство минералов магматических пород: кварц, плагиоклазы, слюды, амфиболы, пироксены, а также один из минералов осадочных пород - кальцит. Кроме того, в метаморфических породах распространены минералы, характерные только для них-хлорит, тальк, серпентин, гранат и др.

Метаморфические породы всегда обладают полнокристаллической структурой причем особенно характерны листовая, чешуйчатая, игольчатая и таблитчатая форма зерен. Текстура относится к важнейшему отличительному признаку метаморфических пород. Среди текстур наиболее характерными являются:

1) сланцеватая - с расположением чешуйчатых или таблитчатых минералов по параллельным поверхностям. При такой текстуре горная порода раскалывается по этим поверхностям на тонкие пластинки,

2) полосчатая - с чередованием полос разной толщины, отличающихся минеральным составом и цветом,

3) волокнистая - в породах, сложенных волокнистыми и игольчатыми минералами, вытянутыми примерно в одном направлении,

4) массивная - без определенной ориентировки минеральных зерен.

ОСНОВНЫЕ ТИПЫ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД

1) Породы регионального метаморфизма.

В зависимости от химического состава исходных пород при региональном метаморфизме возникают определенные типы метаморфических пород, которые по мере возрастания температуры и давления претерпевают закономерные изменения минерального состава, структуры и текстуры. Наиболее значительные изменения испытывают глинистые породы. На начальной стадии их метаморфизма образуются глинистые сланцы. Они легко раскалываются по сланцеватости на равные плитки с матовой поверхностью. Дальнейшее усиление метаморфизма приводит к образованию филлитов, которые не содержат глинистых минералов и отличаются шелковистым блеском по плоскостям сланцеватости. Состоят из серицита, хлорита и кварца. При более высоких температурах и давлениях из филлитов образуются кристаллические (или слюдяные) сланцы, состоящие из слюды и кварца. На самой высшей стадии метаморфизма глинистых пород они преобразуются в гнейсы. Вместо хлорита и слюды, которая сохраняется в небольшом количестве, в гнейсах преобладают полевые шпаты, имеется много кварца.

Кварцевые песчаники и кремнистые породы (опоки, яшмы) при метаморфизме превращаются в кварциты- крепкие, массивные породы, нередко с шелковистым блестящим изломом. Известняки при перекристаллизации переходят в мраморы.

В результате метаморфизма кислых и средних магматических пород (гранитов, диоритов и др.) образуются гнейсы и слюдяные сланцы. Основные породы (габбро и базальты) преобразуются на низшей стадии метаморфизма в зеленые сланцы. Далее они переходят в амфиболиты, которые состоят из роговой обманки и плагиоклаза. Ультраосновные породы (дуниты, перидотиты) преобразуются в серпентиниты и тальковые сланцы. Крайняя степень метаморфизма заключается в частичном расплавлении горных пород. При этом образуются смешанные гранитно-метаморфические породы – нигматиты.

2) Породы динамометаморфизма. По степени раздробленности среди этой группы пород различают тектонические брекчии, состоящие из сцементированных обломков, и милониты, особенно тонко измельченные и перерытые породы.

3) Породы контактового метаморфизма. На контактах интрузий с осадочными породами образуются роговики - породы с изломом, напоминающим поверхность рога.

4) Породами метасоматоза являются скарны и грейзены. Скарны образуются в зоне контакта магматических масс с карбонатными породами, грейзены возникают за счет гранитов или песчано-глинистых пород.

Взаимные превращения пород в земной коре

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ КАРТЫ И РАЗРЕЗЫ

ГЕОХРОНОЛОГИЯ И СТРАТИГРАФИЯ

Проблема времени в геологии занимает особое место. Всякая попытка восстановить историю развития Земли неизбежно приводит к проблеме определения хронологической последовательности и длительности геологических процессов. Это обстоятельство требует определения временной шкалы при изучении геологической истории Земли.

В геологии принято относительное исчисление времени. В основе этого исчисления лежит последовательность развития и изменения органического мира на Земле. В результате изучения ископаемых остатков животных и растительных организмов, встречающихся в осадочных породах, и сопоставления полученных данных с порядком залегания этих пород ученые установили ход эволюционного развития органического мира на Земле. В настоящее время известно, какие животные жили раньше, какие появились позже, когда какие животные вымерли. На основе изучения развития органического мира была разработана геохронологическая шкала, каждое подразделение которой соответствует определенной стратиграфической единице. Последней отвечает определенная толща пород, выделяемая по совокупности встречающихся в ней ископаемых форм органических остатков. Так было выявлена последовательность образования земной коры и геологических событий, характеризующих ее прошлое.

В истории Земли выделяют пять крупнейших этапов - эр, которые делятся на периоды, эпохи, века и более дробные хронологические интервалы. В соответствии со стратиграфической шкалой в течение эры формировался комплекс пород, называемый группой, в течение периода - система, эпохи -отдел, века-ярус.

Первые две эры- архейская и протерозойская- характеризовались появлением первых примитивных форм организмов - простейших, водорослей, червей. Эти организмы, как правило, не имели твердого скелета, и находки их в древних породах исключительно редки. Поэтому архейская и протерозойская эры объединены в более крупную геохронологическую единицу - криптозойский зон. Последующие эры- палеозойская, мезозойская и кайнозойская характеризуются широким развитием скелетных форм организмов и объединяются в следующий, фанерозойский зон.

Подразделения стратиграфической шкалы, которой соответствует геохронологическая таблица, обычно имеют те же названия. Так, мезозойской эре соответствует мезозойская группа пород, в течение палеогенового периода происходило формирование палеогеновой системы и т.д. Однако названия отделов не совпадают с названиями эпох. Для эпох с трехчленным делением отделы обычно называют верхним, средним и нижним, что соответствует поздней, средней и ранней эпохам. Таким образом, названия отделам устанавливают согласно последовательности их залегания в разрезе земной коры. Эпохам с двухчленным делением соответствуют верхний и нижний отделы.

Для сокращенного обозначения подразделений стратиграфической шкалы используется система индексов. Для групп приняты двухбуквенные индексы, для систем используются однобуквенные. Индексы отделов состоят из индексов систем, справа от которых внизу даны арабские цифры 1, 2, 3 для нижнего, среднего и верхнего отделов при трехчленном делении системы и 1, 2-при двухчленном делении. Например, I₃-верхнеюрский отдел, Р₁-нижнепермский отдел.

Геохронологическая шкала является шкалой относительного летоисчисления-она указывает лишь на последовательность образования горных пород и развитие органического мира. Для определения продолжительности эр, периодов и эпох были разработаны методы абсолютной геохронологии. В основу методов абсолютной геохронологии, т.е. исчисления времени в миллионах лет, положено явление радиоактивного распада. Широкое применение в геологии получили свинцовый, стронциевый, аргоновый и углеродный методы.

Возраст пород в интервале 2000-60 тыс.лет обычно определяют углеродным методом.

При возрасте пород порядка 100 тыс. лет и более применим аргоновый метод, при 5 млн.лет и более-стронциевый, при 30 млн.лет и более-свинцовый.

С помощью этих методов было установлено, что продолжительность выделенных геохронологических подразделений неодинакова. Более того, отмечается отчетливое сокращение продолжительности более молодых эр, периодов, эпох по сравнению с древним.

Так если продолжительность палеозойской эры составляет около 330 млн.лет, то мезозойской уже около 220 млн.лет, а кайнозойской-всего 67 млн.лет.

Архейская эра продолжалась примерно столько же времени, сколько все последующие четыре эры вместе взятые.

Протерозойская эра по продолжительности была значительно больше последующих трех эр. Общую продолжительность биологической эволюции на Земле оценивают в 3,0-3,5 млрд.лет. Возраст земной коры радиометрическими методами оценивается в 4,5 млрд.лет.

Минимальный возраст коры соответствует возрасту древнейших пород, которые найдены в Миннисоте (США) и в Гренландии. Это гнейсы и граниты, возраст которых определение в 3,55-3,96 млрд.лет. Результаты определения возраста метеоритов дают значения 4,45-4,58 млрд.лет. По-видимому, это значение, согласующееся с приведенными оценками, и соответствует возрасту нашей планеты.

ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

Осадочная толща земной коры состоит из слоев различных пород.

Под слоем понимается геологическое тело, сложенное однородной осадочной породой, ограниченное двумя более или менее параллельными поверхностями и покрывающее значительную площадь.

На практике часто пользуются термином «пласт», который обозначает то же самое, сто и слой. Название слоям (или пластам) дают в зависимости от состава слагающих их пород. Например, слой песчаника, слой известняка и т.д.

Поверхности, разграничивающие слои, носят название поверхностей наслоения (напластования). Верхняя поверхность (граница) из них называется кровлей слоя, нижняя - подошвой.

Расстояние между кровлей и подошвой слоя характеризует его мощность. Различают истинную и видимую мощность. Истинная мощность это кратчайшее расстояние между кровлей и подошвой. Любое другое расстояние представляет собой видимую мощность.

Мощность пластов может быть относительно постоянной (выдержанной) или непостоянной (изменчивой). Постепенное уменьшение мощности пласта вплоть до полного его исчезновения называется выклиниванием.

Слои горных пород можно наблюдать в обнажениях. Обнажением слоев называется выход горных пород на дневную поверхность.

Положение слоя в пространстве определяется направлением двух линий, лежащих на его поверхности - линии простирания и линии падения.

Линия простирания- это линия пересечения кровли или подошвы пласта с горизонтальной плоскостью.

Линия падения представляет направление, перпендикулярное линии простирания и ориентированное в сторону наклона слоя.

Линия, направленная в противоположную сторону от наклона слоя, называется линией восстания.

К элементам залегания слоя относятся азимут простирания, азимут падения и угол падения.

Азимутом простирания может быть выражен двумя значениями, отличающимся на 180⁰.

Азимут падения- горизонтальный угол, отсчитываемый от северного направления географического меридиана до проекции линии падения на горизонтальную плоскость. Он может иметь лишь одно значение.

Угол падения- это вертикальный угол между линией падения и ее проекцией на горизонтальную плоскость.

При геологической съемке элементы залегания слоя замеряются горным компасом.

Основной областью накопления осадков является дно морей и океанов. Осадки здесь залегают в виде практически параллельных горизонтальных слоев. Однако такое залегание слоев сохраняется редко. В результате движений земной коры они могут быть наклонены, смяты в складки и разорваны, образуя при этом различные структурные формы.

Всякое нарушение горизонтального залегания слоев называется дислокацией.

Дислокации подразделяются на дизьюнктивные и пликативные.

Пликативные дислокации (складчатые нарушения)- это дислокации, которые происходят без разрыва сплошности пластов.

Среди них различают моноклинали, флексуры и складки.

Моноклинали представляют собой толщу пластов, равномерно наклоненных в одну сторону на значительном протяжении. Нередко на моноклиналях наблюдаются участки почти горизонтального залегания слоев, напоминающие собой террасу-ступень. Такие осложнения моноклиналей называются структурными носами.

Флексурами называют нарушения коленоподобной формы. У флексур различают нижнее, соединительное и верхнее крылья.

Складками называются волнообразные изгибы слоев.

В каждой складчатой форме выделяют следующие элементы:

-крылья - боковые части складки,

-замок-место перегиба слоев.

-ядро- внутренняя часть складки, заключенная между ее крыльями и замком.

Угол складки- угол между крыльями, мысленно продолженными до их пересечения.

Шарнир- линия на поверхности наслоения, соединяющая точки максимального перегиба.

Осевая поверхность - воображаемая поверхность, проходящая через шарниры всех пластов складки.

Ось складки- линия пересечения осевой поверхности с поверхностью земли.

Ширина складки - расстояние между крыльями на уровне среза поверхностью земли.

Длина складки- расстояние между ее окончаниями.

Складки бывают двух основных типов: антиклинальные и синклинальные.

Антиклинальными называются складки, в ядрах которых находятся более древние породы, чем на крыльях.

Синклинальные складки имеют в своем ядре более молодые породы, чем на крыльях.

В антиклинальной складке изгиб слоев обращен выпуклостью вверх, а в синклинальной- выпуклостью вниз. Однако определять тип складки только по форме изгиба слоев не следует, так как это может привести к неверным результатам. Наглядно это видно на примере складок, обнажающихся на земной поверхности.

Чтобы определить тип складки, нужно установить возраст горных пород, образующих ядро, по отношению к возрасту пород, расположенных вокруг ядра. Если в ядре будут находиться более древние породы, чем вокруг него, складка антиклинальная, в противном случае-синклинальная.

КЛАССИФИКАЦИЯ СКЛАДОК

По положению осевой поверхности и крыльев выделяют:

- прямые,

-наклонные,

-лежачие.

-перевернутые складки.

Прямые складки - осевая поверхность вертикальна, крылья расположены симметрично.

Наклонные складки - осевая поверхность наклонена, крылья падают в разные стороны. Разновидностью наклонных являются опрокинутые складки, крылья которых падают в одну сторону.

Лежачие складки - положение осевой поверхности горизонтальное, крылья почти параллельны друг другу.

Перевернутые складки - осевая поверхность находится ниже горизонтальной плоскости, крылья развернуты.

По характеру расположения крыльев и форме замка выделяют:

-нормальные,

-изоклинальные,

-веерообразные,

-сундучные складки.

Нормальные - крылья сходятся под острым углом, замок имеет остроугольную форму.

Изоклинальные имеют узкий замок и параллельные крылья.

Веерообразные характеризуются широким замком, веерообразно расходящимися крыльями и пережатым ядром.

Сундучные имеют широкий замок и относительно крутые крылья.

По соотношению горизонтальных размеров различают:

- линейные,

-брахиформные

- изометрические складки.

Если соотношение длины к ширине составляет 10:1 и более (на уровне поверхности Земли), складки называются линейными.

Если это отношение меняется от 10:1 до 2:1-складки называются браформенными, а если от 2:1 до 1:1- изометричными.

Среди брахиформенных складок различают брахиантиклинали и брахисинклинали.

Изометричные антиклинальные складки называются куполами. Отрицательный аналог куполов - мульды.

Своеобразной формой куполовидных складок являются диапиры (или купола с ядром протыкания). Диапировые складки образуются за счет выдавливания высокопластичных пород, таких как соль, гипс, глина, во вмещающие их породы. Ядра протыкания имеют обычно форму линз, штоков, грибов и т.д. Если ядра сложены солью, складки называются соляными куполами («кепрок»).

Дизъюнктивные дислокации (разрывные нарушения)-это дислокации, сопровождающиеся разрывом сплошности пластов.

Разрывы разделяют горные породы на тектонические блоки. Они проявляются в виде больших трещин, вдоль которых происходит значительные перемещения.

В каждом разрыве различают поверхность разрыва, или сместитель, сместившиеся блоки или крылья и амплитуду перемещения по разрыву.

При наклонном сместителе различают висячие и лежачие крылья, сместитель перекрывает лежачее крыло и подстилает висячее.

По характеру относительного перемещения крыльев разрывы подразделяются на сбросы, взбросы, надвиги и сдвиги.

Сбросы представляют собой нарушения, у которых поверхность разрыва (сместитель) падает в направлении опущенного блока пород. Угол падения сместителя у сбросов составляет обычно 40-60⁰.

Взбросами называются нарушения, у которых сместитель падает в направлении приподнятого блока пород. У взбросов угол падения сместителя всегда больше 60⁰. Признаком, позволяющим отличить первую дислокацию от второй, служит выпадение или двухкратное повторение некоторых слоев в скважинах, пересекающих поверхность разрыва.

Разрывные нарушения, по форме напоминающие взбросы, но с меньшими углами наклона сместителя (менее 60⁰) называются надвигами.

Пологие надвиги с углом наклона сместителя, близким к нулю, и огромной амплитудой называются шарьяжами. Горизонтальная амплитуда их может достигать 30-40 км.

Сдвигом называется разрывное нарушение, при котором смещение пород происходит в горизонтальной плоскости.

Разрывные нарушения часто встречаются группами, образуя сбросовые ступени, грабены и горсты.

Сбросовая ступень представляет собой такую систему сбросов, когда каждое последующее крыло опущено относительно предыдущего.

Грабен- такая система сбросов и взбросов, в которой центральная часть опущена по отношению к краевым частям.

Горст-система сбросов и взбросов, в которой центральная часть приподнята по отношению к краевым частям.

Центральные блоки грабенов сложены на поверхности породами более молодыми, а краевые блоки- относительно более древними. В горстах наоборот в центральных блоках обнажаются более древние породы, а на периферии- более молодые.

СОГЛАСНОЕ И НЕСОГЛАСНОЕ ЗАЛЕГАНИЕ

Возможны два случая соотношения слоистых толщ.

В первом случае каждая вышележащая толща пород налегает на подстилающие породы, образуя непрерывную стратиграфическую последовательность. Такое залегание слоев называется согласным.

Во втором случае между вышележащей и подстилающей ее толщами стратиграфическая последовательность прерывается. Такое залегание является результатом перерыва в осадконакоплении и называется несогласным. Перерыв в осадконакоплении обусловлен поднятием земной коры, во время которого наступает разрушение и размыв ранее образовавшихся пород или же осадки просто не образуются.

Если выше- и нижележащие слои залегают примерно параллельно друг другу, то говорят о параллельном стратиграфическом несогласии. Часто слои, отложившиеся до перерыва в осадконакоплении, во время перерыва в результате движений земной коры приобретают дислоцированное залегание. Слои, отложившиеся до перерыва, ложатся на размытую поверхность уже более или менее параллельно поверхности несогласия. В этом случае говорят об угловом стратиграфическом несогласии. Несогласия часто выражаются не только в неодинаковых углах наклона контактирующих толщ, но и в различии их простираний. Такие несогласия называются азимутальными. Комплексы слоев, разделенные несогласиями, называются структурными этажами. Каждый структурный этаж образуется в течение одного непрерывного цикла осадконакопления. Довольно часто в основании верхнего структурного этажа залегают базальные конгломераты. Изучая базальные слои, можно выяснить, какие древние породы размывались во время перерыва в осадконакоплении.

УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ И МАСШТАБЫ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ КАРТ

Геологическая карта представляет собой изображение с помощью условных знаков состава, возраста и условий залегания пород, обнаженных на земной поверхности. Таким образом, геологическая карта позволяет видеть строение того участка, для которого она составлена и прочесть геологическую историю его развития.

Вследствие того, что четвертичные отложения распространены практически повсеместно и скрывают более древние образования, их обычно не показывают на геологических картах. Исключение составляют районы, где четвертичные отложения представлены осадками значительной мощности или не известны подстилающие их коренные породы, а также участки их совместного интенсивного накопления (например, речные долины). Обычно для пород четвертичного возраста составляют специальные карты четвертичных отложений.

Для указания состава, времени формирования и условий залегания горных пород применяют цветовые, буквенные, цифровые и штриховые условные обозначения.

Осадочные горные породы изображают на геологических картах по возрастному признаку. Для указания возраста осадочных пород используют различную окраску и индексы. Каждая система закрашивается определенным цветом. Окраска отделов и более дробных подразделений производится цветом соответствующей системы. При этом более древние подразделения имеют темный тон, а более молодые- светлый тон того же цвета.

С этой цветовой шкалой можно познакомиться на примере любой геологической карты РФ. На цветном поле ставятся индексы, которые представляют собой буквенно-цифровые обозначения возраста слоев. Системы обозначаются заглавными латинскими буквами. Отделы обозначаются арабской цифрой, помещенной справа внизу у индекса системы. Например, Р₁-нижний отдел пермской системы. Далее могут следовать индекс яруса или индексы местных стратиграфических подразделений, составленные из строчных латинских букв. Например, С_1v визейский ярус нижнего карбона. Строчные латинские буквы, стоящие перед индексом системы, обозначают генезис осадочных пород, например аlQ_IV-аллювиальные современные отложения.

Магматические породы изображают не по возрастному признаку, а по петрографическому. Их окраска зависит от химического состава. Для обозначения типов пород используют буквы греческого алфавита. Если необходимо указать возраст магматических пород, то этот индекс ставится вслед за индексом породы, например, γС₃-верхнекаменноугольные граниты или же βN₂-базальты плиоценового возраста.

Метаморфические породы показывают розовым цветом и помечают буквой М.

Штриховые обозначения применяются на картах, выполненных каким-либо одним цветом. Штриховкой обычно обозначаются породы различного типа.

Элементы залегания слоя наносятся на геологическую карту в виде двух взаимно-перпендикулярных линий. При этом более длинная линия соответствует простиранию слоя, а короткая - направлению его падения.

Для различных условий залегания слоев условные знаки буду иметь следующий вид:

1) горизонтальное залегание

2) наклонное нормальное залегание

3) перевернутое залегание

4) вертикальное залегание

Все изображенные на геологической карте цвета, индексы, штриховка и другие знаки помещаются в условиях обозначениях (или в легенде). При этом условные обозначения возрастных подразделений располагающихся в легенде сверху вниз или слева направо от молодых к более древним образованиям. После них даются условные обозначения магматических и метаморфических пород и далее помещаются объяснения всех других знаков, имеющихся на геологической карте.

Геологическая карта строится на топографической основе. Детальность и точность геологической карты зависит от ее масштаба. Чем крупнее масштаб карты, тем больше деталей геологического строения можно на ней отобразить.

По масштабу карты бывают различные:

1) обзорные, для больших территорий в масштабах от 1:1000000 и мельче,

2) региональные, для площадей отдельных областей и районов в масштабах от 1:500000 до 1:200000,

3) детальные, для отдельных структур в масштабах от 1:100000 до 1:50000,

4) специальные карты более крупного масштаба.

Детальные и крупномасштабные карты обычно сопровождаются одним или несколькими разрезами.

Геологический разрез представляет собой изображение залегания пород в вертикальном сечении земной коры.

Геологические разрезы обычно строят по прямой линии вкрест пространия, т.е. в направлении, перпендикулярном линии простирания пластов, соблюдая при построении возможно равными горизонтальный и вертикальный масштабы.

При необходимости разрезы могут составляться и по ломаной линии.

Глубина, до которой строится разрез, обусловлена имеющимися данными. На концах разреза ставятся буквы или цифры, такие же знаки указываются у концов линии разреза на карте.

ИЗОБРАЖЕНИЕ ТЕКТОНИЧЕСКИХ СТРУКТУР

Линии, оконтуривающие на геологической карте площади распространения слоев различного возраста, зависят как от залегания слоев, так и от рельефа местности.

При ненарушенном залегании слоев и более или менее спокойном рельефе карта бывает закрашена цветом ближайшего к поверхности слоя и только вдоль долин появляются полосы более древних пород, а на водоразделах - пятна более молодых. Границы горизонтально лежащих слоев идут на карте параллельно горизонталям рельефа. Ширина выхода слоя на карте зависит как от мощности самого слоя, так и от рельефа. В случае вертикально стоящих слоев полосы, соответствующие им на карте, тянутся по простиранию, пересекая горизонтали рельефа. Ширина их соответствует мощности слоев. Слои, падающие в одну сторону (имеющие моноклинальное залегание) на карте изображаются в виде полос, последовательно сменяющих друг друга в сторону падения от древних к молодым. Ширина полос на карте зависит при этом не только от истинной толщины слоя и рельефа, но и от угла падения слоя.

Складки на карте изображаются полосами, симметрично повторяющихся относительно центральной непарной полосы, которая соответствует слою, лежащему в ядре складки. Различие между антиклинальной и синклинальной складками определяется относительным возрастом слоев. В синклинальной складке центральная непарная полоса соответствует наиболее молодому слою, в антиклинальной -наиболее древнему. Прямые симметричные складки на противоположных крыльях имеют одинаковую ширину полос. Объясняется это одинаковыми углами падения крыльев. Наклонные складки имеют разное падение крыльев, поэтому на геологической карте одно крыло будет выглядеть в виде узких полос, а на противоположном крыле полосы тех же самых пород будут более широкими. Окончания складок прослеживаются на геологических картах в виде дугообразных изгибов слоев той или иной кривизны, соединяющих крылья. Окончание синклинальной складки называется центриклинальным замыканием или центриклиналью, а окончание антиклинальной складки- переклинальным замыканием или переклиналью.

В плане складки отличаются друг от друга по отношению ширины к длине (короткая и длинная оси складок), измеряемых по выходам на поверхность какого-либо слоя. По этому признаку выделяют: линейные, брахиформные и изометричные складки. Брахиформные складки имеют концентрическое эллипсовидное расположение слоев, а изометричные- концентрическое круговое.

Своеобразное строение имеют диапировые складки. В результате протыкания вышележащих слоев ядром складки некоторые из них могут разрываться, выклиниваться и поэтому не выходить на поверхность. На геологической карте в диапировых складках нередко отсутствуют промежуточные слои между породами ядра протыкания и самыми молодыми слоями, участвующими в сложении складки. Некоторые из них выходят на поверхность лишь отдельными обрывками слоев дугообразной формы.

Разрывные нарушения изображаются на карте обычно красной или жирной черной линией. При наличии данных указывается направление и угол падения сместителя. Вертикальные сместители выглядят на геологических картах в виде прямых линий, протягивающихся в определенном направлении независимо от пересекаемых ими форм рельефа. Крутопадающие сместители тоже практически имеют след от пересечения рельефа местности в виде прямых линий. Только при очень пологом падении сместителей их формы целиком будут объясняться рельефом местности.

В результате смещения крыльев контуры слоев, лежащих по разные стороны сместителя, обычно не совпадают друг с другом. При моноклинальном залегании слоев сброс, прошедший по простиранию, может привести или к удваиванию выходов слоев, или к выпадению части слоев.

Для определения относительного смещения блоков сравнивают возраст пород, залегающих в непосредственном контакте по разные стороны от сместителя. В поднятом крыле обнажаются более древние породы, в опущенном-более молодые.

Разрывные нарушения иногда очень сильно осложняют складчатость. При изучении складчатых форм, разбитых дизъюнктивами, необходимо вначале определить складчатую форму, а уже затем установить, какое крыло структуры опущено и какое относительно приподнято. В антиклинальной складке опущенная часть будет более узкой, чем приподнятая часть. В синклинальной складке, наоборот, опущенная часть будет более широкой. В ядре приподнятой части антиклинальной складки могут обнажаться более древние породы, тогда как в синклинальной складке в ядре опущенной части могут сохраниться относительно более молодые слои. При сбросах и взбросах не происходит смещения осевых линий при переходе их с одного бока структуры на другой. Этим они отличаются от сдвигов. Сдвиги в складчатых формах выражаются горизонтальным смещением крыльев без изменения ширины складок по обе стороны разрыва, но с относительным смещением осевых линий. В случае согласного залегания слоев границы их на карте идут более или менее параллельно, никогда не пересекаясь. При несогласном залегании поверхность несогласия пересекает контуры слоев, подстилающих ее, и идет более или менее параллельно слоям, лежащих выше.