Тема 1. Внутреннее строение и состав Земли

Понятие о геосферах

Для непосредственного изучения доступны лишь самые верхние слои земной коры. Об их строении можно судить по данным естественных обнажений пород в горах, где земная кора вскрывается на глубину нескольких километров, и по материалам глубоких скважин. Так как радиус Земли составляет около 6371 км, то возможности прямого изучения глубинных недр Земли совсем ничтожны. Поэтому основным источником информации о внутреннем строении Земли являются сейсмологические методы, основанные на изучении упругих волн, вызванных землетрясением и взрывами. Установлено, что скорость распространения сейсмических волн внутри Земли на определенных глубинах меняется скачкообразно, свидетельствуя о наличии четких границ раздела. К настоящему времени в Земле выделяют около 10 границ раздела, причем основными из них являются: 1) поверхность Мохоровичича (или сокращено Мохо), которая залегает на глубинах 30-70 км на континентах и 5-7 км под дном океана 2) поверхность Вихерта-Гутенберга, которая залегает га глубине 2900 км. Эти основные границы делят нашу планету на три концентрические оболочки, или геосферы: 1) Земная кора-внешняя оболочка Земли, расположенная над поверхностью Мохо, 2) мантия Земли-промежуточная оболочка, ограниченная поверхностью Мохо вверху и поверхностью Вихерда-Гутенберга внизу, 3) ядро Земли-центральное тело нашей планеты, расположенное глубже поверхности Вихерта-Гутенберга.

Земная кора по массе составляет небольшую долю от общей массы Земли. По мощности и составу выделяются три типа земной коры: 1) материковая кора, 2) океаническая кора, 3) кора переходных областей. Материковая кора характеризуется максимальной мощностью, достигающей 70 км. Она состоит из трех слоев. Верхний слой, представленный осадочными породами небольшой плотности (в среднем 2,3 г/см³), имеет мощность, не превышающую 10-15 км. Ниже залегает гранитный слой мощностью 10-20 км, представленный магматическими и метаморфическими породами преимущественно кислого состава. Значения плотности здесь изменяются в пределах 2,5-2,67 г/см³. В подошве залегает базальтовый слой мощностью до 40 км. Плотность слагающих его пород 2,8-3,3 г/см³. Он сложен преимущественно магматическими породами основного состава. Границей гранитного и базальтового слоев является поверхность Конрада, которая прослеживается под материками на глубине 10-30 км.

Океаническая кора характеризуется минимальной мощностью 5-7 км. Она состоит из двух слоев: верхний-осадочный и нижний-базальтовый. Мощность осадочного слоя здесь не превышает нескольких сотен метров, базальтового слоя 4-10 км.

Кора переходных областей обычно характерна для периферии крупных континентов, где развиты окраинные моря, имеются архипелаги островов. По строению, мощности и плотности пород кора переходных областей занимает промежуточное место между материковой и океанической.

На основании многочисленных химических анализов минералов и горных пород, слагающих верхнюю изученную часть земной коры, было вычислено среднее процентное содержание химических элементов в земной коре. Такое содержание называется кларковым, по имени ученого Ф.Кларка, впервые составившего схему распространения химических элементов в земной коре. Наибольшие кларки в земной коре имеют кислород 49%, кремний 26%, алюминий 7%. На долю этих трех элементов приходится 82%. Следующие пять элементов-железо, кальций, натрий, калий и магний-составляют 15% массы земной коры. Таким образом, в строении коры преобладают легкие элементы, что обуславливает относительно невысокую ее плотность-в среднем 2,7-3,2 г/см³.

Мантия является самым крупным элементом Земли-она занимает 83% объема планеты и около 67% ее массы. Она разделяется на три слоя:

1) верхняя мантия или слой Гутенберга, простирается до глубины 410 км. Внутри этого слоя в интервале глубин 70-150 км отмечается снижение скорости распространения сейсмических волн, что указывает на пребывание вещества в состоянии, близком к расплавлению. Эта зона внутри верхней мантии получила название астеносферы. В ней располагаются первичные очаги вулканов и проявляются процессы, вызывающие тектонические движения в земной коре. Земную кору вместе с частью верхней мантии, расположенной над астеносферой, принято объединять под общим названием литосферы.

2) средняя мантия, или слой Голицына расположена до глубины 950 км. В ней скорости распространения сейсмических волн резко возрастают.

3) нижняя мантия расположена до глубины 2900 км. Здесь скорости сейсмических волн возрастают незначительно. В целом плотность вещества в мантии возрастает от 3,3 у границы Мохо до 5,2 г/см³ в нижней мантии. В мантии возрастают кларки магния, железа и снижаются кларки кремния, алюминия. Вещество в целом силикатное, преобладают кремний и магний.

Ядро Земли занимает около 17% объема и 33 % массы. Оно разделяется на два слоя: внешнее ядро на глубине с 2900 до 5000 км и внутреннее ядро с 5000 км до центра Земли. Во внешнем ядре скорости прохождения сейсмических волн снова возрастают, что указывает на твердое состояние вещества. Плотность ядра возрастает в направлении к его центру с 9,4 до 16 г/см³, составляя в среднем 11-12 г/см³. В ядре резко возрастают кларки тяжелых элементов, особенно железа и никеля, полагают даже, что ядро в целом железо-никелевое.

Минералы

Минералы -это химические соединения или самородные элементы, возникшие в результате природных процессов. Подавляющая масса минералов находится в твердом состоянии (например, кварц, слюда, кальцит) реже в жидком (ртуть) или газообразном (сероводород). В природе известно свыше 2000 минералов, но лишь около 25 из них имеют широкое распространение и играют существенную роль в сложении горных пород. Они называются породообразующими минералами и изучаются в курсе общей геологии. Большинство породообразующих минералов находится в кристаллическом состоянии и лишь незначительная часть в аморфном. В кристаллическом теле атомы образуют правильную кристаллическую решетку, а в аморфном веществе закономерность в расположении атомов отсутствует.

Формы нахождения минералов в природе

В зависимости от условий образования и химического состава минерала образуют характерные скопления зерен или кристаллов, называемые минеральными агрегатами. Наиболее часто встречаются следующие агрегаты:

1) зернистые, которые сложены кристаллическими зернами. Они наиболее распространены в природе примером могут служить каменная соль, гипс, апатит. Если зерна имеют пластинчатую форму, то агрегаты называют листоватыми или чешуйчатыми (слюды, хлорит, тальк). Агрегаты, состоящие из удлиненных в одном направлении зерен называют игольчатыми или волокнистыми (гипс, селенит, асбест). Рыхлые агрегаты, растирающиеся пальцами, называются землистыми (каолинит). От них необходимо отличать плотные агрегаты, в которых нельзя различать отдельные зерна (халцедон).

2) друзы-сростки хорошо образованных кристаллов, прикрепленных одним концом к общему основанию. Например, друзы горного хрусталя.

3) секреции- возникают при заполнении минералами пустот в породе. Они имеют обычно концентрическое строение. Мелкие секреции, размером до 10 мм, называют миндалинами. Крупные секреции нередко имеют плотность внутри и называются жеодами.

4) конкреции-шаровидные образования с радиально-лучистым строением. Образуются при отложении минерального вещества вокруг какого-либо центра кристаллизации.

5) оолиты-небольшие шарики концентрически скорлуповатого строения. По способу образования близки к конкрециям.

6) натечные формы образуются в пустотах пород за счет выпадения солей растворов при их испарении. К ним относят сталактиты, сталогмиты и различные натеки.

7) двойнкии-закономерные сростки двух и более кристаллов. Такие сростки для некоторых минералов довольно типичны.

Основные физические свойства минералов.

Для того, чтобы распознать минералы, надо знать их физические свойства. Главнейшими физическими свойствами минералов являются твердость, спайность, излом, плотность, цвет, цвет черты, блеск, прозрачность и некоторые другие.

Твердость минерала -степень его сопротивления механическому воздействию более прочного тела. В минералогии применяется наиболее простой способ определения твердости царапанием одного минерала другим, т.е. устанавливается относительная твердость. Для ее оценки применяется шкала Мооса, состоящая из 10 эталонных минералов, из которых каждый последующий своим острым концом царапает все предыдущие. За эталоны приняты следующие минералы: 1-тальк, 2- гипс, 3- кальцит, 4-флюорит, 5-апатит, 6-ортоклаз, 7-кварц, 8-топаз, 9-корунд, 10-алмаз. Твердость минералов нередко определяют при помощи распространенных предметов. Так, твердость мягкого карандаша-1, ногтя-2, бронзовой монеты-3, железного гвоздя-4, стекла-5. Главная масса минералов обладает твердостью от 2 до 6.

Плотность минералов колеблется в широких пределах от 0,8 для жидких битумов до 23 для минералов группы осмистого иридия. На практике для приблизительного определения плотности пользуются взвешиванием на руке, устанавливая принадлежность минерала к легким-до 2,5, средним-до 4или тяжелым-свыше 4.

Спайность -это способность кристаллов раскалываться по определенным направлениям, образуя поверхности. Эти поверхности называются плоскостями спайности. Различают несколько степеней спайности.

Весьма совершенная

Минерал легко расщепляется на тонкие листочки, получить другие поверхности иначе, чем по спайности, весьма трудно. Такой спайностью обладают слюды, тальк, хлорит.

Совершенная

Минерал при ударе раскалывается по определенным направлениям и дает равные блестящие плоскости спайности. Получить излом по другим направлениям очень трудно. Например, галит, кальцит.

Средняя (или ясная)

При раскалывании минерала наблюдаются как плоскости спайности, так и неровные изломы по случайным направлениям. Например, полевые шпаты, роговая обманка.

Несовершенная

Обнаруживается с трудом, ее приходится отыскивать на обломках минерала, причем большая часть обломков ограничена неровными поверхностями излома (апатит, оливин, самородная сера).

Весьма несовершенная

Спайность практически отсутствует, например у кварца, корунда. Спайность у минералов может наблюдаться как по одному направлению (слюда), так и по двум (полевые шпаты) и трем направлениям (кальцит, каменная соль).

Излом -это форма поверхности раскола, на которой нельзя обнаружить элементов спайности. Различают следующие виды излома: раковистый, похожий на внутреннюю поверхность раковины, например, у кварца, халцедона, опала, зернозистый, напоминающий необструганную доску, например у асбеста, селенита, роговой обманки, зернистый-встречается у минералов, имеющих зернистое мелкокристаллическое строение, например, у гипса, ангидрита, землистый-поверхность излома матовая, шероховатая, например, у каолинита, лимонита.

Цвет

Для некоторых минералов цвет является постоянным и характерным признаком, например, малахит-всегда зеленый, галенит-свинцово-серый, пирит-латунно-желтый. Ряд названий дан минералам именно по этому признаку: хлорит-по гречески зеленый, рубин-красный, альбит-белый. Однако для многих минералов цвет нельзя считать основным признаком. Один и тот же минерал, например, кварц, флюорит, гипс-может быть по разному окрашен. При определении цвета минерала необходимо обращать внимание на его прозрачность. К прозрачным минералам относятся кварц, кальцит, флюорит, к непрозрачным-пирит, гематит, графит, лимонит. Цвет черты -это цвет тонкого порошка минерала, остающегося на поверхности фарфоровой пластины при царапании ее минералом. У некоторых минералов цвет черты резко отличается от цвета в куске и в таком случае имеет важное значение при определении. Например, цвет гематита железно-черный, а черта вишнево-красная. Большинство прозрачных и полупрозрачных минералов обладает бесцветной или слабоокрашенной чертой. Поэтому наибольшее диагностическое значение цвет черты имеет для непрозрачных и ярко окрашенных природных соединений. Минералы, обладающие твердостью больше 6, черты не дают.

Блеск

Большинство минералов в отраженном свете обладает блеском. У непрозрачных минералов различают блеск металлический (пирит, галенит, магнетит) и полуметаллический (гематит, графит). У прозрачных минералов различают: алмазный блеск, свойственный таким минералам, как алмаз, сфалерит, стеклянный блеск, присущий кварцу, флюориту, карбонатам, сульфатам, корунду, гранату. Эти виды блеска характерны для гладких поверхностей-плоскостей спайности, граней кристаллов. Неровные, шероховатые поверхности отличаются жирным блеском (сера, нефелин, некоторые минералы обнаруживают перламутровый блеск (слюды, тальк), при параллельно-волокнистом строении минерала можно видеть шелковистый блеск (асбест, селенит). У землистый агрегатов блеск бывает матовым.

Прочие свойства. Для некоторых минералов характерна реакция со слабой соляной кислотой, при которой происходит выделение углекислого газа, сопровождающееся кипением. Эта реакция типична для карбонатов, причем в куске с соляной кислотой активно реагирует кальцит, в порошке-доломит, при нагревании-сидерит и магнезит. К прочим свойствам следует также отнести вкус (галит), ковкость (галенит), горючесть (сера) и т.д.

Классификация минералов. Минералы классифицируют по химическому составу. Важнейшими классами минералов являются: 1) самородные элементы, 2) сульфиды, 3) окислы и гидроокислы, 4) галоиды, 5) карбонаты, 6) сульфаты, 4) фосфаты, 8) силикаты.

Самородные элементы -класс минералов, состоящих из какого-либо одного элемента-графит, сера, золото и т.д.

Сульфиды представляют собой сернистые соединения металлов. К ним относятся пирит FeS₂, халькопирит CuFeS₂, галенит PbS.

Окислы и гидроокислы. К этому классу относятся соединения элементов с кислородом и гидроксильной группой ОН. Самым распространенным минералом этого класса является кварц SiO₂. Скрытокристаллическая разновидность кварца называется халцедоном. Волосатый халцедон называется агатом. Водный окисел кремния SiOnH₂O называется опалом. Среди окислов большое значение имеют окислы железа: гематит Fe₂O₃, магнетит Fe₃O₄ и лимонит Fe₂O₃·nН₂О.

Галоиды -соли галоидных кислот: галит NaCl, сильвин KCl, флюорит CaF₂.

Сульфаты -соли серной кислоты: барит BaSO₄, гипс CaSO₄·2Н₂О, ангидрит CaSO₄.

Карбонаты -соли угольной кислоты: кальцит CaCO₃, доломит CaMg(CO₃)₂, магнезит Mg(CO₃) и сидерит FeCO₃. Прозрачный кальцит, у которого резко выражено двойное лучепреломление, называется исландским шпатом.

Фосфаты -соли фосфорной кислоты: апатит и фосфорит.

Силикаты -самый распространенный в природе класс минералов, составляющий по весу около 75% всей земной коры. К классу силикатов относятся соли различных кислот кремния. В отличие от минералов всех других классов силикаты имеют сложное строение кристаллических решеток и очень разнообразны. Поэтому этот класс подразделяется на несколько групп, важнейшими из которых являются полевые шпаты, прикосены, амфиболы, слюды. Полевые шпаты-наиболее распространенная в природе группа минералов, составляющая около 5% от массы земной коры. Среди них выделяются калиевые и кальциевые полевые шпаты, или плагиоклазы. К калиевым полевым шпатам относятся ортоклаз K(AlSi₃O₈) и микроклин K(AlSi₃О₃)·(Nа). Прозрачная разновидность ортоклаза называется санидином.

Плагиоклазы представляют собой изоморфную смесь альбита Na(AlSi₃O₈) и анортита Са(АlSi₂O₈), имеющих одинаковую кристаллическую решетку. Состав плагиоклазов принято выражать номерами от 0 до 100 в зависимости от процентного содержания анортита. Плагиоклазы с номерами от 0 до 1 получили название альбита, от 10 до 30-олигоклаза, от 30 до 50 андезина, от 50 до 70 лабрадора, от 70 до 90-битовнита и наконец от 90 до 100-анортита. Ряд плагиоклазов от 0 до 30 относят к кислым, от 30 до 50- к средним, от 50 до 100-к основным. Минералы группы пироксенов подразделяются на ромбические и моноклинные. К ромбическим пироксенам относятся энстатит, гиперстен, к моноклинным-авгит, диопсид, эгирин. Среди представителей группы амфиболов наибольшее значение имеют обыкновенная роговая обманка, базальтинская роговая обманка и актинолит. Самыми распространенными минералами группы слюд являются биотит и мусковит. Среди других силикатов важное значение имеют минералы группы фельшпатитов-нефелин и лейцит, а также оливин, тальк, хлорит, серпентин и каолинит.

Понятие о горных породах

Горной породой называется естественный агрегат минералов, связанных общностью происхождения. Например, горная порода, называемая гранитом, состоит из кварца, ортоклаза, роговой обманки и слюды. Это основные минералы, входящие в состав гранита. Они спаяны друг с другом и представляют собой не случайное скопление, а закономерное сочетание, образующиеся в определенных геологических условиях. Известны также горные породы, состоящие из нескольких минералов, называют полиминеральными, а из одного минерала-мономинеральными. Минералы, содержащиеся в породах в количестве более 5 %, называются породообразующими, присутствующие в виде незначительной примеси-акцессорными. Все горные породы по своему происхождению (генезису) делятся на три основные группы: магматические, осадочные и метаморфические.

Магматические породы образуются в процессе остывания и кристаллизации вещества Земли, находящегося до этого в расплавленном состоянии.

Осадочные породы образуются в результате разрушения на поверхности Земли ранее сформировавшихся горных пород и последующего накопления и преобразования продуктов этого разрушения.

Метаморфические породы образуются из магматических и осадочных пород, подвергшихся в недрах земной коры действию высоких температур, давлений и химически активных веществ. Магматические породы составляют 95% общей массы пород, слагающих земную кору. На осадочные и метаморфические породы приходится только 5%.

Кроме минерального состава и происхождения, горные породы отличаются друг от друга структурой, текстурой и формами залегания в земной коре.

Структура горных пород (строение) определяется размером, формой и характером срастания минеральных зерен, слагающих породу.

Текстура горных пород (сложение) определяется пространственным взаиморасположением слагающих ее минеральных зерен и характером заполнения объема породы.

Магматические горные породы

Природный силикатный расплав, образующийся в недрах Земли в результате выплавления из вещества мантии его наиболее легкоплавких компонентов, называется магмой.

Местом, где образуются очаги выплавления, является астеносфера. По сравнению с вмещающими породами магма более легкая и подвижная, поэтому она по разломам проникает вверх, в область пониженных давлений, где достигает земной коры, внедряется в нее, а иногда даже изливается на поверхность. Магму, излившуюся на земную поверхность и потерявшую летучие компоненты, называют лавой. При движении магмы вверх она отдает часть тепла окружающим породам и охлаждается. при охлаждении магмы начинается кристаллизация, т.е. образование минералов. Так возникают магматические горные породы. Они бывают двух типов: интрузивные и эффузивные. Интрузивные горные породы образуются в недрах земной коры пр кристаллизации магмы, не достигшей земной поверхности.

Эффузивные горные породы образуются на поверхности Земли при застывании лавы. В свою очередь интрузивные горные породы подразделяются на абиссальные, т.е. застывшие на большой глубине, и гипабиссальные, застывшие на небольшой глубине (2-3 км). Эффузивные породы подразделяются на кайнотипные-не подвергшиеся изменению на поверхности Земли, и палеотипные-сильно измененные, более древние породы.

Структуры и текстуры

Различают три основных типа структур магматических пород: полнокристаллическую, неполнокристаллическую и стекловатую. Полнокристаллическая структура характерна для пород, имеющих кристаллически-зернистое строение. По размерам зерен выделяют крупнозернистую (свыше 5 мм), среднезернистую (5-1 мм), мелкозернистую (менее 1 мм) и скрытокристаллическую структуру, когда зерна не видны простым глазом. Если основная масса породы состоит из кристаллов небольших размеров, среди которых различаются отдельные крупные кристаллы, то такую структуру называют порфировидной. Неполнокристаллическая структура характерны для пород, в которых только часть вещества выделилась в виде кристаллов. Стекловатой структурой обладают породы, нацело сложенные аморфной, нераскристаллизовавшейся массой. Если среди основной стекловатой или скрытокристаллической массы видны отдельные хорошо образованные кристаллы, то структуру называют порфировой. Кристаллы, рассеянные в плотной массе породы, называются вкрапленниками. Основными текстурами магматических пород являются массивная, пористая, флюидальная. Массивная текстура характеризуется отсутствием какой-либо закономерности в расположении породообразующих минералов. Пористая текстура характеризуется наличием пустот и возникает при выделении газов из остывшей лавы. Флюидальная текстура отличается ориентированным расположением минералов в породе. Она образуется в результате течения застывшей лавы.

Интрузивные и эффузивные породы имеют различную структуру. Абиссальные породы характеризуются крупнокристаллической структурой и массивной текстурой. Гипабиссальным породам свойственна порфировидная структура, однако эти породы могут иметь и равнозернистую структуру. Для эффузивных пород более характерны стекловатая, скрыто-кристаллическая, порфировая структуры и флюидальная, пористая, а иногда и массивная текстуры. Каинотипные породы имеют обычно пористую текстуру. У палеотипных пород порфировые выделения сильно разрушены. Таким образом, по структуре и текстуре можно определить условия образования горной породы.

Минеральный состав

Минеральный состав магматических пород зависит от химического состава и условий кристаллизации. Различие в химическом составе определяется содержанием в породе кремния (SiO₂). По этому признаку магматические породы разделяют на кислые, с содержанием SiO₂>65%, средние, содержащие SiO₂ от 65 до 52%, основные- SiO₂ от 52 до 45% и ультраосновные- SiO₂<45%. Кроме того, выделяется группа щелочных пород, отличающихся повышенным содержанием окислов щелочных металлов Na и К.

Главными породообразующими минералами является кварц, полевые шпаты, слюды, амфиболы, пирроксены и оливин. Первые два минерала имеют светлую окраску, остальные-темного цвета. Окраска магматических пород определяется соотношением светлых и темных породообразующих минералов и является важным диагностическим признаком. Как правило, цвет ультраосновных и основных пород, богатых темными силикатами-роговой обманкой, пироксенами, оливином, темнозеленой до черного. Кислые и средние породы, богатые шпатами, окрашены в более светлые тона-серые, зеленоватые и розоватые. Чем кислее породы, тем они светлее. С уменьшением кислотности возростает плотность пород. У кислых пород она 2,5-2,7, у средних 2,7-2,8, у основных 2,9-3,1 и у ультроосновных 3,1-3,3 г/см³.

Основные типы магматических пород

Кислые породы (>65% SiO₂). Главными породообразующими минералами являются кварц, калиевые полевые шпаты, кислые плагиоклазы и биотит, реже мусковит и роговая обманка. Среди кислых пород наиболее широко распространены интрузивные породы-граниты, гранодиориты. Эффузивными образованиями являются липариты, вулканическое стекло (обсидиан) и пемза.

Средние породы (65-52% SiO₂). Главными породообразующими минералами являются калиевые полевые шпаты, средние плагиоклазы и роговая обманка, нередко присутствует авгит. Представителями средних интрузивных пород являются сиениты и диориты, эффузивных-трахиты и андезиты. В диоритах и андезитах светлые минералы представлены почти исключительно плагиоклазами, а в сиенитах и трахитах преимущественно или только калиевым полевым шпатом.

Основные породы (52-45% SiO₂). Главными порообразующими минералами являются пироксены (авгит и др.) и основные плагиоклазы (часто лабрадор). Присутствуют роговая обманка и реже оливин. Большое количество цветных минералов придает породе темную окраску, на фоне которой у интрузивных пород выделяются серые зерна основных плагиоклазов. Интрузивными породами этой группы являются габбро и диабазы, эффузивными-базальт.

Ультроосновные (<45%SiO₂) относятся к группе бесполевошпатовых образований. Породы этой группы состоят из оливина пироксенов. Наиболее распространены интрузивные породы-пироксены, перидотиты и дуниты, их излившиеся аналоги встречаются редко.

Щелочные породы (40-55% SiO₂). Здесь обязательно присутствует нефелин. Интрузивный представитель-нефелиновый сиенит, эффузиный-фонолит.

Формы залегания магматических пород

Формами залегания интрузивных пород являются батолиты, штоки, лакколиты, лополиты, силлы, жилы.

Батолиты -очень крупные магматические тела неправильной формы, уходящие корнями в низы гранитного слоя, земной коры. Они занимают территорию в сотни и тысячи квадратных километров. Батолиты имеют чаще всего гранитный состав.

Штоки -также являются телами неправильной формы, но значительно меньших размеров. Часто связаны с батолитами или представляют собой часть их. Могут занимать территорию до 100км². Батолиты и штоки образуются при застывании магмы кислого и среднего состава, которая характеризуется значительной вязкостью и малой подвижностью.

Лакколит -тело кораваеобразной формы с подводящим каналом снизу. В поперечнике лакколит может достигать сотен и тысяч метров. В случае размыва вмещающих пород тело лакколита может выступить на поверхность (такова например, гора Аю-Даг в Крыму).

Лополит -тело чашеобразной формы, по размеру близкое к лакколиту. Лакколиты, лополиты и подобные им тела образуются при внедрении магмы кислого или среднего состава. Очень подвижная магма основного состава может проникнуть между слоями осадочных пород и образовать пластовые залежи или силлы.

Жильные тела образуются в трещинах батолитов и подобных им тел, а также во вмещающих породах. Жилы, имеющие вертикальное направление, называются дайками. Сложены жилы и дайки обычно основными породами. Нередко при разрушении вмещающих пород дайки выглядят как стены значительной протяженности.

Формы залегания эффузинвых пород менее разнообразны. Среди них распространены купола, покровы, потоки.

Куполами называют образования из остывшей лавы сводообразной формы. Останцы жерл вулканов, сложенные остывшей магмой, получили название некки (жил и жерловины).

Покровами называют образования, по форме сходные с пластами осадочных пород. Покровы занимают большие площади, измеряемые иногда сотнями тысяч квадратных километров. Они образуются на горизонтальной или слабо наклоненной поверхности в результате излияний по трещинам в земной коре. Мощность покровов, как правило, до 20-30 м.

Потоки-тела, представляющие собой заполнения остывшей лавой ущелий, ложбин, долин. Они обычно плоские, сильно вытянутые в направлении течения лавы.

Осадочные горные породы

Происхождение и классификация горных осадочных пород

Исходным материалом для формирования осадочных пород являются продукты разрушения ранее существовавших пород. Горные породы, долгое время находящиеся на дневной поверхности, разрушаются под влиянием колебаний температуры, от воздействия воды, ветра, газов, деятельности организмов. Процесс разрешения горных пород, обнажающихся на поверхности Земли, носит название выветривания. Он заключается в механическом раздроблении пород и химическом разложении слагающих их минералов. В результате выветривания пород образуются обломочные частицы, коллоидные и истинные растворы. Образовавшийся осадочный материал обычно не остается на месте. Под действием текучих вод, ветра, льда он переносится в те участки земной поверхности, где существуют условия, благоприятные для его накопления. Подавляющая масса продуктов разрушения переносится реками и накапливается в водной среде-озерах и главным образом в морях. Такие осадки называют субаквальными. Однако накопление осадков может происходить и в безводных условиях. Такие осадки называют субаэральными.

В процессе переноса и отложения осадочного вещества происходит отделение обломочных частиц от растворенных веществ. Обломочный материал, отлагаясь на дне водоемов или в пониженных участках суши, дает начало обломочным породам. Растворенные вещества могут перейти в осадок либо чисто химическим путем, либо за счет жизнедеятельности микроорганизмов. Химическое осаждение происходит из насыщенных растворов. Выпадающие в осадок соли дают начало хемогенным породам. Морские организмы извлекают минеральное вещество из воды для постройки своего скелета, а после смерти отлагают его на дне бассейна. Так образуются органогенные породы. Организмы при этом способны переводить в осадок вещества, находящиеся в растворах в количестве, далеком от насыщения.

Образовавшиеся осадки еще не являются горными породами. После своего формирования они претерпевают целы ряд изменений, в результате которых превращаются в осадочные породы. Процесс перехода осадка в горную породу получил название диагенеза (диагенез-греческое слово, означает «перерождение»).

Образование осадочных пород можно наглядно представить следующей схемой:

Таким образом, по генезису (происхождению) выделяются группы обломочных, хемогенных и органогенных пород. Выделенные группы связаны между собой различными переходными типами пород. Они образуются за счет накопления осадков различного происхождения, как например, мергели и опоки. Такие породы, либо выделяют в отдельную группу смешанных пород, либо рассматривают наравне с однородными, давая им название по компоненту; присутствующему в количестве более 50%. Если содержание компонента колеблется в пределах 5-50%, он находит отражение в названии породы в качестве прилагательного, при содержании менее 5% он не находит отражение в названии.

Минеральный состав, структуры и текстуры

Различают две группы минералов, слагающих осадочные породы: реликтовые и собственно осадочные. К первой группе относятся минералы, унаследованные от материнской породы-кварц, полевые шпаты, слюды и др. это минералы, устойчивые по отношению к выветриванию. Вторую группу составляют минералы, устойчивые по отношению к выветриванию. Вторую группу составляют минералы, образующиеся путем осаждения из растворов: холцедон, опал, кальцит, доломит, галит, гипс, ангидрит и др. в органогенных породах преобладают собственно осадочные минералы, а в обломочных-реликтовые.

Если обломки материнских пород, отдельные минералы, органические остатки, образующие осадочную породу, не скреплены между собой, то породу называют рыхлой, в противном случае-сцементированной. Материал, скрепляющий составные части осадочной породы, называется цементом. По составу цемент бывает самый различный: карбонатный, гипсовый, кремнистый, железистый, глинистый и т.д.

Структуры пород обломочного происхождения определяются величиной обломков, слагающих породу. Среди них выделяются: псефитовая (грубообломочная)-при величине зерен >1 мм, псаммитовая (песчаная)-от 1 до 0,1 мм, алевролитовая- от 0,1 до 0,01 мм и пелитовая-<0,01 мм.

Среди пород химического происхождения развиты кристаллически-зернистая и оолитовая структуры. Оолиты представляют собой мелкие шарики диаметром до 1-2 мм. образование оолитов вызвано осаждением вещества на поверхности песчаники или другого мельчайшего тела, находящегося в воде во взвешенном состоянии. По достижении определенного размера и веса оолит погружается на дно. Органогенные породы, если они сложены из хорошо сохранившихся скелетных остатков организмов, имеют биоморфную структуру, а если представлены обломками скелетов, то структура называется органогенно-обломочной. Осадочные породы обычно имеют слоистую текстуру, обусловленную чередованием прослоев, отличающихся составом или размером минеральных зерен, или однородную текстуру с хаотичным расположением минеральных зерен.

Плотность осадочных пород в среднем составляет 2,1-2,8 г/см³.

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.

Размер обломков, мм	Рыхлые	Сцементированные
Окатанные	Неокатанные	Окатанные	Неокатанные
>100 100-10 10-1	Валуны Галечник Гравий	Глыбы Щебень Дресва	- Конгломерат Конгломерат	- Брекчия Брекчия

Среднеобломочные породы (песчаные или псаммитовые) состоят из обломков размером от 1 до 0,1 мм. Рыхлые породы называют песками, а сцементированные-песчанниками. В зависимости от минерального состава обломков различают моноликтовые 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 0,1 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 породы. По химическому составу среди них выделяют карбонатные, кремнистые и каустобиолиты.

К карбонатным породам относят 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 непосредственно 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 холцедона 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 эварориты.

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 характерная 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

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 не 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.

Породы динамометаморфизма. По степени раздробленности среди этой группы пород различают тектонические брекчии-состящие из сцементированных обломков и милониты-особенно тонко измельченные и перерытые породы.

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

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-полеозойская, 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 жк 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 Миниясоте (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 покрывающие 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. Верхняя 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 их выход 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, 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 замков. 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 и перевернутые складки.

Прямые -осевая поверхность вертикальна, крылья расположены симметрично. Наклонные-осевая поверхность наклонена, крылья падают в разные стороны. Разновидностью наклонных являются опрокинутые складки, крылья которых падают в одну сторону. Лежачие-положение осевой поверхности горизонтальные, крылья почти параллельны друг другу. Перевернутые-осевая поверхность находится ниже горизонтальной плоскости, крылья развернуты. По характеру расположения крыльев и форме замка выделяют нормальные, изоклинальные, веерообразные и 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 и 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, выбросы, 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. Выбросами называются нарушения, у которых сместитель падает в направлении приподнятого блока пород. У выбросов 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 выбросов, 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 перфории-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 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.