Геология

Министерство образования и науки Российской Федерации М. В. Венгерова, А. С. Венгеров ГЕОЛОГИЯ Электронное текстовое издание Конспект лекций для студентов всех форм обучения по направлению подготовки бакалавров 270 800.62 «Строительство»

Подготовлено кафедрой материаловедения в строительстве Екатеринбург

СОДЕРЖАНИЕ ВВЕДЕНИЕ

I. ОСНОВЫ ОБЩЕЙ ГЕОЛОГИИ

1.1 Строение Земли и земной коры.

1.2 Породообразующие минералы и горные породы

1.2.1 Породообразующие минералы

1.2.2 Горные породы

1.3 Геохронология

1.4 Глобальная геотектоника

1.5 Вулканизм и сейсмические явления

II. ОСНОВЫ ГРУНТОВЕДЕНИЯ

2.1 Классификация грунтов ГОСТ 25 100–95

2.2 Физические свойства грунтов

2.3 Водно-физические свойства грунтов

2.4 Деформационные свойства

2.5 Прочностные свойства

2.6 Классификационные показатели глинистых грунтов

2.7 Классификационные показатели обломочных грунтов

2.8 Классификационные показатели скальных грунтов

III. ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ

3.1 Классификация подземных вод

3.2 Законы движения подземных вод

IV. ПРИРОДНЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ИНЖЕНЕРНО-ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ И ЯВЛЕНИЯ

4.1 Экзогенные процессы и вызванные ими явления

4.1.1 Выветривание

4.1 2 Геологическая деятельность ветра

4.1.3 Геологическая деятельность атмосферных осадков

4.1.4 Геологическая деятельность рек

4.1.5 Геологическая деятельность моря

4.1.5 Геологическая деятельность озер, болот и водохранилищ

4.1.6 Геологическая деятельность ледников

4.1.7 Движение горных пород на склонах рельефа местности

4.1.8 Карстовые и суффозионные процессы

4.1.9 Мерзлотные процессы

4.2 Инженерно-геологические (антропогенные) процессы и явления

4.2.1 Деформация над горными выработками

4.2.2 Особенности лессовых грунтов

4.2.3 Плывуны

5.1 Подготовительный этап

5.2 Полевой период

5.2.1 Разведочные выработки

5.2.2 Бурение

5.2.3 Геофизические работы

5.2.4 Полевые исследования грунтов

5.2.5 Гидрогеологические исследования (опытно-фильтрационные работы)

5.2.6 Стационарные наблюдения (режимные)

5.3 Лабораторные и камеральные работы ВВЕДЕНИЕ В настоящее время необходимость подготовки строителей в области инженерной геологии возрастает. Участились аварии зданий из-за деформации оснований. В европейской части страны в больших городах строительство ведется в пределах существующей застройки, на землях, которые ранее не были использованы из-за сложности инженерно-геологических условий и даже ухудшены свалками грунта и отходов. Реконструкция существующих предприятий — обследование старых фундаментов и существующих оснований. Расширение подземного строительства.

В результате освоения дисциплины «Геология» студент должен:

— читать и анализировать геологическую графику (геологические карты, разрезы и т. д.);

— выбирать оптимальные проектные решения по размещению сооружений и способов производства земельно-строительных работ соответствующих природным условиям;

— идентифицировать строительный котлован и проектный чертеж, строительные материалы (свободно распознавать горные породы);

— прогнозировать неблагоприятные инженерно-геологические процессы, а также выбирать меры борьбы с ними;

— составлять проекты на инженерно-геологические изыскания;

— владеть основными положениями нормативной литературы: СНиП 11.02−96 «Инженерные изыскания для строительства», СП 11.105.-97 Инженерно-геологические изыскания для строительства, СНиП 2.01.15−90 «Инженерная защита территорий, зданий и сооружений от опасных геологических процессов», ГОСТ 25 100–95 «Грунты».

Инженерная геология — отрасль геологии, которая изучает геологическое строение и динамику верхней части земной коры в связи с проектированием и строительством инженерных сооружений.

Цель инженерной геологии: изучение природной геологической обстановки местности до начала строительства, а также прогноз тех изменений, которые произойдут в геологической среде и породах в процессе строительства и эксплуатации.

Задачи инженерной геологии:

1. Выбор оптимального, благоприятного в геологическом отношении места, площадки строительства объекта.

2. Выявление инженерно-геологических условий для определения наиболее рациональной конструкции фундамента и производства строительных работ.

3. Выработка рекомендаций по необходимым мероприятиям инженерной защиты территорий и охране геологической среды при строительстве и эксплуатации сооружений.

Инженерная геология — три научных направления.

— Грунтоведение — изучение физических и физико-механических свойств грунтов.

— Инженерная геодинамика — природные и антропогенные процессы.

— Региональная инженерная геология изучает строение и свойства геологической среды определенных территорий.

Кроме того, специальные разделы — механика грунтов, механика скальных грунтов, гидрогеология, геофизика, геокриология.

I. ОСНОВЫ ОБЩЕЙ ГЕОЛОГИИ

1.1 Строение Земли и земной коры

Форма — геоид. Трехосный эллипсоид вращения с полярным сжатием.

Rэ=6378,16 км, Rп=6356,78 км; М=6*1024 кг; g=9,8 м/с2.

Магнитное поле Земли — ассиметрично под действием солнечного ветра. Форма его меняется, образуя сферу — защита от жесткого излучения. В течение последних 5 млн. лет произошло? 30 инверсий полюсов. Современная намагниченность пород параллельна современному магнитному полю. При инверсии противоположные направления.

Внешние оболочки — атмосфера, гидросфера, биосфера.

Внутренние оболочки — ядро, мантия, земная кора.

Атмосфера состоит:

— тропосфера (8−10 км — полюс, 16−18 км — экватор); Тє от положительных до (- 50є С); образуются облака и тепловые движения воздуха.

Стратосфера (до 55 км), Тє - положительные, у верхней границы — озоновый слой.

Мезосфера (до 80 км), Тє - отрицательные (- 50є).

Термосфера (800−1000 км) и экзосфера (сфера рассеивания).

Состав атмосферы — N — 75%, O2 — 23%, Ar — 1,25%.

Гидросфера — по площади занимает 71% поверхности Земли, ее состав: мировой океан, подземные воды, реки, моря, ледники и т. д.; 98% - соленые воды, 2% - пресные.

Биосфера — область распространения живых организмов — земная кора, атмосфера, гидросфера.

Внутренние оболочки.

Ядро состоит из внутреннего (Fe-Ni, R=1216км) твердого (вращается) и внешнего (Fe) жидкого, его радиус ~3400 км, tє - 4000−6000є С, плотность — до 14 т/м3 в центре, 9,5−12,3 т/м3 во внешнем ядре.

Мантия занимает основной объем Земли (мощность до 2900 км). Делится на верхнюю (900 км) и нижнюю (~2000 км). Мантия состоит из тяжелых минералов, богатых Fe и Mg. Они образуют соединения с SiO2, силикаты (дуниты — породы ультраосновного состава). Плотность их 3,3−5,0 т/м3, tє =600−700є С до 1500−1800є С. Мантийное вещество находится в твердом состоянии, но в геологическом времени может обладать пластичностью, способностью к течению. В середине прошлого века были высказаны предположения о конвективных движениях в мантии. Тепло передается от более нагретых частей к менее нагретым частям, т. е. внутри Земли происходит передача тепла от горячего ядра к приповерхностной зоне.

Передача тепла — движущая сила геологических процессов. Первый способ — теплопроводность (свеча нагревает стальной стержень, усиливается колебания молекул); второй способ — конвекция. Пример передачи тепла: емкость с водой на огне (1 — нагревание дна кастрюли, 2 — более нагретые слои воды поднимаются вверх, более холодные опускаются вниз). Также происходит конвекция в мантии. Литосферные плиты перемещаются под действием конвективных движений в мантии.

Важным слоем в мантии является слой астеносферы, который подстилает литосферу — жесткую внешнюю оболочку Земли (литосферная мантия плюс земная кора). Физически это переходная зона от охлажденных кристаллических пород к частично расплавленному веществу, находящемуся в пластичном состоянии.

Земная кора — внешняя оболочка земли, ее мощность от 5 км под океанами и до 70 км — под континентами. Нижняя граница (по сейсмическим данным здесь наблюдается скачкообразное увеличение скорости распространения упругих волн) называется слой Мохоровичича или Мохо. Существует два типа земной коры океаническая и континентальная (рис.1).

Океаническая кора.

1. Осадочный слой: от 0,5 км (срединная часть океана) до 15 км (материковый склон);

2. 1,5−2,0 км — подушечные лавы базальтов, подстилаемые долеритовыми дайками;

3. Мощность до 5 км — габбро, серпентиниты (основной состав). Плотность средняя 2,9 г/см3. Состав океанической коры — const. Образуется за счет выделения базальтовых расплавов из астеносферного слоя на дно океана в зонах срединно-океанического хребта.

Континентальная кора — отличается по мощности, от 20 км (островные дуги) — до 70 км (складчатые пояса). Состоит из трех слоев: 1) осадочный (от 0−15 км); 2) гранитный — (породы гранитного состава); 3) базальтовый слой. Наличие повышенного содержания радиоактивных элементов.

Химический состав Земной коры — Al-Si (легкоплавкие соединения). Из химических элементов — О — 46,6%, Si — 27%, Al — 8,7%, Fe, Ca, Na, K, Mg, другие 90 элементов — 1,2%.

Рис. 1 Литосфера и астеносфера, два типа земной коры.

Астеносфера — пластичная оболочка мантии, зона, где отсутствует жесткость (механические свойства отличаются от литосферы), преобладают высокие температуры и появляются первые проценты расплава, в геологическом времени обладает свойствами очень вязкой жидкости (рис.1).

Литосфера — жесткая внешняя оболочка земли, которая включает в себя земную кору и литосферную часть мантии (обладающими одинаковыми физическими свойствами), подстилается астеносферой.

Литосфера состоит из нескольких лиосферных плит (рис. 2), которые движутся друг относительно друга по астеносфере за счет конвективных течений в мантии. Это перемещение называется тектоникой плит. Тектоника плит отвечает за непрерывное изменение земной коры — породы непрерывно разрушаются и формируются в результате тектонической активности.

Рис. 2 Литосферные плиты

Тектоника плит.

В 1915 г Альфред Вегенер (немецкий метеоролог) опубликовал теорию дрейфа континентов. Высказал гипотезу, что все ныне существующие материки были единым континентом Пангеей, состоящей их 2 частей: Лавразии (Европа, Азия без Индии, С. Америка) и Гондваны (Ю.Америка, Африка, Индостан, Австралия, Антарктида), разделенных океаном. 1) Очертания берегов Африки и Ю. Америки совпадают как мозаика. 2) Палеонтологические находки (окаменевшие остатки рептилии Т, растений и семян). 3) Оледенение, которое испытали 300 млн. лет назад Гондвана. Не было объяснения, почему движутся.

В 1928 г Артур Холмс и др. предположили наличие конвективных течений.

После войны открыт СОХ (составлена карта океанического дна) — точная линия совмещения континентов. Бурение океанического дна дало возможность изучить образцы базальтов океанической коры и определить возраст осадков. 140 млн. лет назад — литосферные плиты стали удаляться, образовавшиеся базальтовые расплавы в мантии изливались, образуя новую океаническую кору. Возраст пород увеличивается по мере удаления от СОХ.

В 60-е годы — открытие аномалий магнитного поля, от линии СОХ идет в обе стороны чередование положительных и отрицательных аномалий магнитного поля. СОХ — срединно-океанический хребет, цепи подводных гор высотой — 4000 м.

Наличие огненного кольца вулканов окружающее Тихий океан и эпицентры землетрясений — сосредоточены на границах литосферных плит.

Существует 3 типа границ между плитами:

— плиты удаляются друг от друга (обстановка спрединга);

— плиты движутся навстречу друг другу (обстановка коллизии);

— плиты перемещаются друг относительно друга в горизонтальной плоскости.

Рис. 3 Активные континентальные окраины (конвергентные плиты)

Плиты Наска и Ю. Америка — конвергентные (сближающиеся плиты) К — О. Океаническая погружается в мантию в зоне субдукции, т.к. плотность океанической коры больше чем континентальной, со >ск (рис. 3).

Рис. 4 Коллизия континентов

При коллизии плотности двух континентальных плит равны, поэтому погружения нет. Индия надвигается на Евразию — Тибет, Гималаи поднимаются до сих пор 1 см в год (рис. 4).

Рис. 5 Дивергентные плиты

Дивергентные — удаляющиеся плиты — СОХ, С. Американская и Евразийская, размер Исландии увеличивается 2 см в год (рис.5).

Трансформные разломы — крупные сдвиги, которые пересекают всю литосферу. Разлом Сан — Андреас в Калифорнии является границей между Тихоокеанской и Северо-Американской плитами. Тихоокеанская движется к северо-западу относительно С. Американской со скоростью 5−6 см/год.

Вулканизм горячих точек — Гавайи. Остров Кауай за 5 млн. лет переместился на 600 км, т. е. Тихоокеанская плита перемещается относительно горячей точки со скоростью 11−12 см/год.

Горообразование (орогенез) — Анды, Северо-Американские Кордильеры, Каледониды, Альпы, Урал, Гималаи — складчатые пояса (формируются по границам литосферных плит). Также существуют континентальные щиты и стабильные платформы. Вулканические пояса (Анды) образуются над зонами субдукции. Самые высокие горные пояса возникают при столкновении континентальных плит (Гималаи). Сразу после формирования складчатые пояса начинают разрушаться: 1) эрозия, 2) орогенный коллапс (разрушение за счет гравитационных сил).

Методы изучения.

Для изучения глубинных слоев земли применяют геофизические методы.

Изучение внутренних оболочек Земли основано на разнице скоростей сейсмических волн при прохождении разных по плотности сред.

На границе различных по плотности слоев происходит преломление и частичное отражение волны (пример с лампой и стеклом). Используют сейсмические волны, порождаемые землетрясениями или искусственными взрывами.

Верхняя часть земной коры — сверхглубокие скважины (12,6 км на Кольском п-ове), самая глубокая шахта — Южная Африка — 3,6 км.

Тепловой режим Земли.

Земная кора имеет 2 источника тепла — Солнце и распад радиоактивных веществ на границе с мантией.

В земной коре выделяют 3 температурные зоны.

1 — зона переменных температур до гл. 30 м, определяется климатом местности;

В зимний период образуется подзона промерзания, которая зависит от климата и типа горной породы и определяется по карте в СНиП, по формулам, по многолетним наблюдениям.

2 — зона постоянных температур до глубины (15−40 м) — среднегодовая Тє местности.

3 — зона нарастания температур — возрастает с глубиной в зависимости от геотермического градиента.

Геотермический градиент — величина возрастания t на каждые 100 м глубины, а глубина, при которой tє повышается на 1є С называется геотермическая ступень. Теоретически средняя величина этой ступени составляет 33 м.

1.2 Породообразующие минералы и горные породы

1.2.1 Породообразующие минералы

Земная кора сложена горными породами, которые состоят из минералов. Изучением минералов занимается наука минералогия. В настоящее время существует два вида минералов: природные и искусственного происхождения, созданные человеком. Мы рассматриваем только природные минералы.

Минерал (лат. «minera» — руда) — химическое соединение, образующееся в результате естественных физико-химических и геологических процессов в земной коре или на ее поверхности. В земной коре содержится несколько тысяч минералов и их разновидностей, но только около сотни из них наиболее часто встречаются и в больших количествах входят в состав горных пород. Эти минералы называются породообразующими. Минералы, содержание которых в породах незначительно (менее 5%) называются акцессорными.

По способу образования минералы могут быть объединены в две группы:

— эндогенные, образующиеся на различных глубинах за счет внутренней энергии Земли в результате кристаллизации магмы и преобразования первичных минералов в условиях высоких давлений и температур;

— экзогенные, образующиеся за счет внешней (солнечной) энергии в результате процессов выветривания (воздействие атмосферы, гидросферы, биосферы) разнообразных пород.

В природных условиях минералы находятся преимущественно в твердом состоянии. Жидкие минералы встречаются редко (самородная ртуть, нефть, вода) и совсем редко — газообразные (углекислый газ, газы нефтяных месторождений).

Каждый минерал обладает определенным химическим составом и определенной кристаллической структурой, т. е. закономерным расположением в пространстве элементарных частиц (молекул, атомов, ионов). В зависимости от особенностей химического состава и кристаллической структуры минералы образуют многогранники различной формы, называемые кристаллами (рис.6). Эти характеристики минералов обусловливают все физические свойства, такие как цвет, блеск, твердость и т. д.

Рис. 6 Кристаллическая решетка минерала галита (NaCl)

Иногда минералы имеют неупорядоченное строение, когда атомы и ионы, их составляющие располагаются беспорядочно, хаотично. Минералы с таким строением называются аморфными.

Формы нахождения минералов

Исходя из того, что любое тело в пространстве имеет три измерения можно выделить три основные формы кристаллов:

Изометрические формы — формы, имеющие близкие размеры во всех направлениях (рис.7). Кубы пирита, галита .

Рис. 7 Изометрические формы кристаллов

а — кубический кристалл пирита, б — октаэдрический кристалл магнетита

Пластинчатые формы — формы, развитые в двух направлениях больше, чем в третьем (рис. 8). Сюда относятся таблитчатые, пластинчатые, листоватые и чешуйчатые кристаллы слюды, хлорита, графита.

Рис. 8 Пластинчатые формы кристаллов

(таблитчатый кристалл гематита и таблитчатый кристалл мусковита)

Призматические формы — формы, развитые в одном измерении больше, чем в двух других (рис. 9). К этой группе относятся призматические кристаллы пироксена, кварца Шестоватые формы — гипс (селенит). Волокнистые формы — формы, развитые в одном направлении несоизмеримо больше, чем в двух других (асбест).

Рис. 9 Призматические формы кристаллов

В результате процесса замещения или растворения с последующим заполнением пустот, кристаллические формы, принадлежащие одному минералу, оказываются иногда представленными другим минералом. Подобные образования называются псевдоморфозами.

Минеральные агрегаты. В природе чаще встречаются не единичные кристаллы минералов, а скопления или срастания различной формы зерен. Эти скопления называются минеральными агрегатами. Агрегаты бывают мономинеральными, т. е. состоящими из зерен одного минерала, и полиминеральными, сложенными несколькими различными минералами. Выделяют несколько видов минеральных агрегатов:

Зернистые агрегаты обладают наибольшим распространением в земной коре. В зависимости от формы слагающих зерен различают собственно зернистые (состоящие из изометричных зерен), а также пластинчатые, листоватые, чешуйчатые, волокнистые, игольчатые, шестоватые и другие агрегаты. По величине зерен можно выделить агрегаты:

— гигантозернистые — более 10 мм в поперечнике,

— крупнозернистые — 5 мм — 10 мм,

— средние — от I — 5 мм,

— мелкозернистые — с зернами менее 1 мм.

Землистые агрегаты — порошковатые, рыхлые, мягкие, аморфного или скрытокристаллического строения, обычно пачкают руки, легко распадаются на мелкие комочки, сажистые (черного цвета) или охристые (желтого, бурого и других ярких цветов). Образуются в процессе химического выветривания. Примером является минерал каолинит и лимонит.

Натечные формы выделений минералов образуются на стенках пустот при медленном испарении или охлаждении поступающих туда растворов. Эти образования имеют разнообразную форму: почковидную, гроздевидную, неправильную, цилиндрическую. Натеки, свисающие в виде сосулек со сводов пустот, называются сталактитами, а поднимающиеся им навстречу со дна пустот, называются сталагмитами, срастаясь, они образуют столбы. Характерным примером натечных образований являются лимонит, малахит, кальцит.

Друзы — это сростки кристаллов, прикрепленных одним концом к общему основанию. Свободные концы кристаллов обычно хорошо огранены (друзы кварца, гипса). Примером могут служить довольно часто встречающиеся друзы кристаллов пирита или кварца.

Секреции — образуются в пустотах изометрической формы путем концентрического наслоения минералов на стенках пустот, т. е. рост происходит от периферии к центру. Отличаются концентрически-зональным строением (мелкие секреции в излившихся вулканических породах называют миндалинами, крупные — жеодами). Чаще всего жеоды встречаются из халцедона, кварца и кальцита.

Конкреции — шарообразные или неправильной формы стяжения и желваки, рост которых происходит от центра к периферии, образующиеся в рыхлых осадочных породах.

Оолиты (греч. — яйцо) — мелкие стяжения сферической формы от долей миллиметра до нескольких миллиметров, образующиеся путем наслоения коллоидного материала на песчинки.

Физические свойства минералов

Минералы отличаются друг от друга по многим внешним признакам: цвету, блеску, твердости, форме и другим свойствам. Все физические свойства минералов находятся в прямой зависимости от их химического состава и кристаллической структуры, поэтому каждый минерал характеризуется своим набором физических свойств, позволяющим диагностировать (определять) минералы.

Оптические свойства

Прозрачность — свойство минерала пропускать свет. В зависимости от степени прозрачности минералы подразделяются: прозрачные (горный хрусталь, топаз, исландский шпат), полупрозрачные (флюорит, сильвин) и непрозрачные (пирит, магнетит).

Цвет. Минералы по цвету подразделяются на три группы идиохроматическую, аллохроматическую и псевдохроматическую.

Идиохроматическая (от греческих «идиос» — свой, собственный и «хромос» — цвет) окраска обусловлена внутренними свойствами минерала — особенностями строения кристаллической решетки. Для некоторых минералов цвет является важнейшим диагностическим признаком. Например: пирит — латунно желтый, магнетит — черный, малахит — зеленый, родонит — красный, азурит — синий.

Аллохроматическая (от греч. «аллос» — посторонний) окраска связана с присутствием в минералах либо элементов-хромофоров (красителей), либо тонкорассеянных механических примесей. Например, очень сильным красителем является хром. Даже незначительная примесь Сг2О3 (0,1%) окрашивает бесцветный минерал корунд в густой ярко красный цвет, прозрачная разновидность которого называется рубином.

Псевдохроматическая окраска (от греческого «псевдос» — ложный) связана с различными оптическими эффектами: интерференцией, дифракцией, преломлением (бриллиант).

Цвет черты. Это цвет тонкого порошка минерала, который легко получить, если провести испытуемым минералом черту на матовой (неглазурованной) поверхности фарфоровой пластинки, называемой бисквитом. Цвет черты является более надежным признаком по сравнению с окраской минералов.

Блеск — это способность минералов отражать от своей поверхности световой поток. Установлено, что блеск зависит от показателя преломления минерала, т. е. величины, характеризующей разницу в скорости света при переходе его из воздушной среды в кристаллическую среду.

Механические свойства

Спайностью называется свойство минералов раскалываться или расщепляться по определенным направлениям, обусловленным строением их кристаллических решеток, образуя при этом ровные площадки — плоскости спайности. Это свойство минералов связано исключительно с их внутренним строением и не зависит от внешней формы кристаллов.

Плоскость спайности отличается от естественной грани кристалла тем, что естественную грань можно отбить, и она больше не повторится, а плоскости спайности можно получать многократно. На естественных гранях кристаллов часто наблюдается штриховка или следы растворения, плоскости спайности более гладкие и совершенные.

Изломом называют характер поверхности раскола.

Под твердостью минерала подразумевается его степень сопротивления внешним механическим воздействиям. В минералогической практике применяется наиболее простой способ определения твердости — царапанье одного минерала другим, т. е. устанавливается относительная твердость минерала.

Для оценки относительной твердости немецким минералогом Ф.

Моосом была предложена шкала, состоящая из десяти минералов. Каждый

последующий минерал этой шкалы царапает предыдущий, черта, полученная при этом, не стирается и остается в виде царапины. Более мягкие минералы оставляют на твердых минералах черту в виде порошка, которая легко стирается. Твердость минералов-эталонов в шкале условно обозначена целыми числами, несоответствующими их действительной твердости. Шкала Мооса представлена следующими минералами:

Таблица 1

Шкала Мооса

Под хрупкостью понимают свойство минерала крошиться при проведении по нему ножом черты.

Прочие свойства

Удельный вес. Все минералы по удельному весу можно разделить на три группы:

— легкие, с удельным весом меньше 3 (галит, гипс, кварц и др.);

— средние, с удельным весом порядка 3−5 (апатит, корунд, пирит и др.);

— тяжелые, с удельным весом больше 5 (магнетит, золото и др.).

Специфические свойства. Некоторые минералы обладают особыми, характерными только для них свойствами.

Магнитность. Реакция с соляной кислотой. Двойное лучепреломление.

Физиологические свойства. Вкус, запах, степень шероховатости.

Классификация минералов

В России наиболее распространена классификация минералов на типы и классы по химическому составу. Более мелкие таксоны внутри классов (подклассы, отделы, группы и др.) выделяются по типу структуры и в соответствии со степенью усложнения состава. По этой классификации выделяется большое количество классов, из которых в данном курсе будут рассмотрены следующие:

Самородные — элементы в свободном состоянии.

Сульфиды — соли сероводородной кислоты Н2S.

Галогениды — соли соляной кислоты НСl (хлориды) и соли плавиковой кислоты НF (фториды).

Оксиды и гидроокислы — соединения металлов и неметаллов с кислородом и водой.

Карбонаты — соли угольной кислоты Н2СО3.

Сульфаты — соли серной кислоты Н2SО4.

Фосфаты — соли ортофосфорной кислоты Н3РО4.

Силикаты — соединения, содержащие SiO2 (основа кристаллической решетки — скелет из кремнекислородных тетраэдров [SiO4]4).

1.2.2 Горные породы

Горные породы представляют собой естественные минеральные агрегаты, образовавшиеся в результате остывания расплавленной магмы, накопления осадков, преобразования ранее существующих пород в процессе метаморфизма и залегающие в земной коре в виде самостоятельных геологических тел.

Наука, занимающаяся изучением горных пород, называется петрографией.

Минералы, входящие в состав горной породы и определяющие ее свойства, называются породообразующими. Каждый из породообразующих минералов составляет всегда более 5% объема породы, а в сумме не менее 95%; второстепенные минералы слагают в сумме до 5% объема породы.

Если горные породы состоят из одного минерала (кварцит, известняк, каменная соль), они называются мономинеральными, если же из нескольких минералов полиминеральными (гранит, глина).

Строение горной породы характеризуется структурой и текстурой.

Структура — внутреннее строение породы, ее минеральных зерен, связанное со степенью ее кристалличности, абсолютным и относительным размером зерен или обломков, их формой.

Текстура — особенность внешнего сложения горной породы, обусловленная характером размещения минеральных зерен в пространстве, их ориентировкой и окраской.

По условиям образования (генезису) горные породы условно делятся на три класса:

— магматические горные породы, возникающие путем кристаллизации природных силикатных расплавов внутри Земли и на ее поверхности;

— осадочные горные породы, образовавшиеся на суше в результате разрушения любых ранее существовавших пород и в результате жизнедеятельности и отмирания организмов или выпадения осадков из пересыщенных растворов;

— метаморфические горные породы, образовавшиеся путем коренного преобразования любых ранее существовавших пород под влиянием высоких температур и давления, а также гидротермальных растворов.

Магматические горные породы возникают путем кристаллизации природных силикатных расплавов внутри земной коры или на ее поверхности.

Тип магматических пород устанавливается, прежде всего, по фациальным условиям образования на два класса:

— класс плутонических (интрузивных), т. е. полнокристаллических пород, происхождение которых связано с относительно длительной кристаллизацией магматического расплава в земной коре;

— класс вулканических (эффузивных), т. е. порфировых или афировых пород с микрокристаллической или стекловатой основной массой, являющихся продуктами кристаллизации магмы, вышедшей на земную поверхность по вулканическим каналам и застывшей в течение короткого промежутка времени.

В отдельный класс выделяют гипабиссальные (жильные) породы, которые формируются на небольших глубинах и занимают по условиям залегания и структурам промежуточное положение между глубинными (плутоническими) и излившимися (вулканическими) породами. Они проявляются в виде малых интрузий (даек, силлов, штоков).

Формы залегания магматических тел.

Батолит — крупный интрузивный массив, гигантская линза глубиной до 15 км и площадью от 100 до десятков тысяч км (рис. 10).

Шток — несогласная интрузия, в вертикальном разрезе имеющее форму колонны. В плане форма неправильная. От батолитов отличаются меньшими размерами.

Лополит — согласная, межпластовая интрузия блюдцеобразной формы.

Лакколит — согласная межпластовая интрузия, имеющая в разрезе грибообразную или куполообразную форму кровли и плоскую подошву.

Дайка — несогласная интрузия небольших размеров (имеет секущие контакты с вмещающими породами).

Силлы — пластообразные тела, внедряющиеся между слоями вмещающих пород.

Купол — сводообразные формы вулканических пород.

Рис. 10 Формы залегания магматических тел

Лавовый покров — образуется в результате растекания магмы по поверхности Земли

Потоки — вытянутые формы, возникающие при излиянии магмы из вулканов (рис.10).

Осадочные горные породы

Осадочные породы представляют собой скопления минерального или органического вещества, которые образуются в результате эндогенных процессов в пределах земной поверхности — на дне водоёмов или на поверхности суши. Они покрывают около 75% поверхности Земли, при этом, составляя всего 5% земной коры, в связи, с чем строительство производится в основном на осадочных породах. Многие осадочные горные породы являются полезными ископаемыми (уголь, нефть, газ, вода, железные и марганцевые руды, бокситы, гипсы и ангидриты, соли, фосфориты, известняки, пески, глины).

Образование осадочных пород (литогенез) представляет собой совокупность ряда последовательных стадий:

— выветривание (физическое разрушение, дробление пород и последующее химическое разложение до состояния глин), которое приводит к разрушению верхней части всей континентальной коры;

— перенос преимущественно речными потоками, а также ветром, ледниками, временными водотоками. Продукты выветривания при этом продолжают измельчаться, истираться, сортироваться;

— отложение или седиментация рыхлых осадков в водных бассейнах с проявлением процессов дифференциации;

— диагенез включает в себя процессы уплотнения осадка, его цементацию и дегидратацию (удаление воды) вследствие постепенного погружения на большие глубины, увеличения литои гидростатической нагрузки, а также повышения температур за счет геотермического градиента. Вследствие диагенеза песок превращается в песчаник, глина в аргиллит, дресва и щебень в брекчию.

Осадочные породы принято подразделять на три основные группы: обломочные (терригенные), химического происхождения (хемогенные) и органогенные, которые возникли в результате жизнедеятельности организмов. Деление это весьма условно, так как многие породы имеют смешанное происхождение, примером могут служить мергели, известковистые песчаники и т. д.

К осадочным горным породам также относят: пирокластические породы (продукты извержения вулканов — пепел и песок), осевшие на поверхности земли, и со временем преобразовавшиеся в туфы и туфобрекчии.

Классификация обломочных (терригенных) пород основана на различии пород по крупности зерен, по степени окатанности, по степени сцементированности.

Хемогенные породы образуются при химическом разрушении и растворении минералов материнских пород и последующим выпадением новых минералов в осадок из пересыщенных растворов.

Органогенные образования представляют собой продукты жизнедеятельности и отмирания живых организмов. Сюда относятся известняки — продукты отмирания организмов, извлекающих из среды обитания СаСО3, опоки, имеющие состав SiO2 nH2O и угли, представляющие собой различные углеродистые соединения. При классификации органогенных и хемогенных пород определяющим является их химический состав.

Важнейшим признаком, характеризующим строение осадочных пород, является их слоистая текстура. Образование слоистости связано с условиями накопления осадков (рис. 11).

Рис. 11 Фотография тонкой слоистости, характерной для речных и озерных отложений

Слои представляют собой более или менее плоские тела, горизонтальные размеры которых во много раз больше их толщины (мощности), и отделяющиеся друг от друга поверхностями напластования. Слоистая текстура обусловлена чередованием слоев нескольких разностей осадочных пород и может быть вызвана резким изменением размеров обломочных частиц и вещественного состава пород, либо ориентировкой осадочного материала.

Метаморфизм — процесс преобразования любых исходных пород под воздействием изменившихся физико-химических условий среды путем перекристаллизации породы без существенного расплавления. Факторами метаморфизма или причинами преобразования пород являются давление, температура, а также растворы и газы (флюиды), проникающие в толщи исходных пород.

Давление. При метаморфических преобразованиях давление может быть обусловлено несколькими причинами:

— литостатическое давление — нагрузка вышележащих толщ;

— давление движущейся магмы и давление гидротермальных растворов;

— давление тектонического движения.

Главным среди них следует считать тектоническое (стрессовое) давление, которое может достигать десятки тысяч атмосфер, и воздействовать на огромные территории. Проявление литостатического и магматического давления на этом фоне может оказаться незаметным и обычно влияет на характер минеральных преобразований лишь на локальных участках.

Температура. На метаморфические преобразования могут повлиять следующие температурные изменения:

— геотермический градиент, составляющий? 300є С/1км;

— прогрев пород очагом внедрившейся и постепенно остывающей магмы;

— выделение тепла за счет тектонических подвижек, которые сопровождаются глубинными тепловыми потоками.

Гидротермальные растворы и флюиды насыщены парами воды и углекислоты и более редкими соединениями водорода, хлора, фтора и способны привносить или выносить различные химические компоненты. Они влияют на характер минералообразования, создавая специфическую окислительно-восстановительную среду, а также кислую или щелочную среды.

Различают два основных вида преобразования пород:

— локальный метаморфизм, который объединяет контактовый и дислокационный типы метаморфизма, развивающиеся на ограниченных пространствах;

— региональный метаморфизм, проявления которого охватывают большие регионы.

В зависимости от сочетания термодинамических (Р, Т) параметров выделяются те или иные типы метаморфизма. При термальном типе метаморфизма порода преобразуется под преимущественным воздействием температуры, а при динамическом — основным фактором выступает давление. Когда проявляются оба фактора одновременно, говорят о динамометаморфизме. Каждый из этих типов обладает своими специфическими геологическими условиями проявления.

Контактовый метаморфизм. При внедрении магмы в земную кору она входит в контакт с вмещающими породами, которые вследствие этого подвергаются воздействию высокой температуры расплава и магматических газов. Если на вмещающие породы оказывается существенное температурное воздействие, то она преобразуется с сохранением химического состава. В простейшем случае происходит укрупнение размеров зерен, связанное с процессом роста кристаллов (известняк > мрамор). Вследствие плохой теплопроводности пород интенсивность преобразований быстро уменьшается по мере удаления от поверхности контакта. По этой причине зоны изменения вокруг магматического очага (контактный ореол) имеет лишь ограниченное распространение и может достигать нескольких километров. Если вмещающая порода разогрета жильным магматическим телом, то это может быть узкая полоса в несколько метров (рис.12).

Рис. 12 Контактовый метаморфизм

Контактово-метаморфическое преобразование вмещающих пород становится особенно сложным и глубоким, если кроме температурного воздействия магмы, на них влияют химически агрессивные, отделяющиеся от магмы во флюидном состоянии летучие компоненты. Обменные реакции между боковой породой и проникающими в нее газами приводят к возникновению пород, совершенно новых по химическому и минералогическому составу. Эти процессы называются метасоматозом (в переводе с греческого «замещение», «вытеснение»).

Динамический метаморфизм, который чаще называют дислокационным, протекает в относительно «холодных» условиях, когда проявляются тектонические движения по разрывным нарушениям (разломам). При этом происходит дробление пород, их истирание (рис. 13).

Рис. 13 Дислокационный метаморфизм

Контактовый и дислокационный типы метаморфизма развиваются в ограниченных пространствах, локально. Первый тип увязывается с узкой полосой вокруг магматических тел, а второй — с такой же полосой тектонических трещин. Поэтому тот и другой тип объединяются названием локальный.

Региональный метаморфизм. Движения в земной коре, захватывающие большие пространства, как это происходит при горообразовательных процессах, совместно с давлением вышележащих толщ пород и возрастающей с увеличением глубины погружения температурой обуславливают регионально-метаморфические преобразования пород. В зависимости от давления и температуры наблюдаются изменения более слабой или более сильной степени, которые отличаются характерными минеральными новообразованиями и называются метаморфическими фациями (рис. 14).

Рис. 14 Типы метаморфизма. Фации регионального метаморфизма

1.3 Геохронология Историческая геология изучает закономерности развития земной коры.

Различают относительный и абсолютный возраст горных пород.

Методы определения относительного возраста:

— стратиграфический,

— палеонтологический,

— петрографический.

Установлением возраста горных пород занимается историческая геология. Различают относительный и абсолютный возраст породы.

Относительный возраст позволяет сказать, какая порода моложе, а какая древнее стратиграфическим и палеогеографическим методами. Стратиграфический метод основан на том, что если породы не испытали сложных деформаций, то вышележащий слой всегда моложе нижележащего.

При контакте интрузии с осадочными г. п. -интрузия моложе тех пород, которые она пересекает. Жилы, секущие магматическое тело моложе его.

Палеонтологический метод основан на изучении остатков, так называемых руководящих вымерших организмов, характерных только для определенного геологического времени. Животный и растительный мир развиваются последовательно и необратимо. Каждой геологической эпохе соответствует свой комплекс животных и растений.

Петрографический метод основан на определении скорости накопления осадков в дельтах рек и на дне океанов. В дельтах рек слой мощностью1 мм образуется за 3−10 лет. На дне океана — 0,1−0,01 мм в год.

Абсолютный возраст горной породы — продолжительность существования породы (в годах).

Сущность метода — при образовании кристаллических решеток минералов, содержащих радиоактивные элементы, образуется закрытая система, в которой в течение геологического времени накапливаются дочерние продукты радиоактивного распада материнских радиоактивных изотопов (U, K, Rb).

Период полураспада 238U=4,5 млрд. лет, 14С=5568 лет.

Свинцовый — превращение изотопа 235U в стабильные изотопы свинца Рb. Зная, какое количество Pb образуется из 1 г U в течение года, определяется их содержание в минерале (точность определения — сотни миллионов лет).

К-Аrизотоп 40K превращается в ходе распада в изотоп 40Ar (точность — до 1 млн. лет).

Радиоуглеродный — изотоп углерода 14C непрерывно образуется в атмосфере из 14N под действием космической радиации. Свободные атомы 14C входят в молекулы 14CО2 и усваивается живыми организмами. Умершие организмы не получают СО2 и концентрация 14C убывает в костном органическом веществе по определенному закону (точность 1 млн. — 10 000 лет).

Палеомагнитный метод основан на сохранении первичного магнитного поля окислами железа, которые выкристаллизовывались в момент формирования осадочных пород и сохранили память о бывшем магнитном поле.

Геохронологическая шкала. Все геологическое время делится на отрезки, соответствующие этапам развития животного и растительного мира.

Слои пород, образованные в эти отрезки образуют стратиграфическую шкалу.

Таблица 2

Геохронологическая и стратиграфическая шкала

Таблица 3

Геохронологическая шкала времени

1.4 Глобальная геотектоника Платформа (Русская, Сибирская) — кристаллический фундамент перекрытый чехлом горизонтально залегающих осадочных пород — устойчивая малоподвижная структура.

Щит — кристаллический фундамент, вышедший на поверхность (Балтийский, Скандинавский).

Геосинклиналь — подвижный участок земной коры между платформами.

Типы тектонических движений Колебательные — медленные поднятия (Скандинавия) и опускания (Голландия) отдельных участков земной коры без нарушения первоначального залегания слоев, изменение береговой линии и базиса эрозии (до 6 см/год). Замеряется изменение высот геодезическими приборами высокой точности.

Складчатые (пликативные) движения — смятие горизонтальных пластов (рис. 15) в складки без разрыва сплошности пород.

Моноклиналь — общий наклон слоев в одну сторону.

Флексура — коленообразная складка.

Антиклиналь — складка, обращенная вершиной вверх (рис. 15).

Синклиналь — складка, обращенная вершиной вниз.

Рис. 15 Фотографии: слева — горизонтальное залегание слоев, справа — антиклинальная складка Разрывные (дизъюнктивные) движения — разрывы слоев и массивов горных пород.

Типы разрывных нарушений Сброс — опускание одного блока толщи относительно другой в результате сил растяжения, при наличии нескольких разрывов возникает ступенчатый сброс (рис.16).

Взброс — поднятие одной части толщи относительно другой в результате сжимающих сил.

Надвиг — смещение толщ в горизонтальной или близкой к горизонту плоскости в результате сил сжатия.

Сдвиг — смещение толщ горных пород вдоль разлома.

Рис. 16 Схема сдвига, сброса и взброса Грабен — опускание участка земной коры между двумя крупными разрывами.

Горст — поднятие участка земной коры между двумя крупными разрывами.

Наличие деформаций усложняет проектирование и строительство:

— нарушается однородность грунтов основания сооружения;

— образуются зоны дробления, снижается прочность грунтов;

— по трещинам разрывов происходят смещения, циркулируют подземные воды.

1.5 Вулканизм и сейсмические явления Землетрясения происходят только в районах геосинклиналей, точнее в зонах, где литосферные плиты либо сталкиваются друг с другом, либо расходятся, наращивая образование новой океанической коры.

Ежегодно регистрируются сотни тысяч землетрясений, но только около 100 из них можно отнести к разрушительным.

Землетрясения — одно из наиболее страшных природных катастроф, уносящих десятки и сотни тысяч человеческих жизней и приносящих огромный материальный ущерб. От землетрясений за историческое время погибло 13 млн. человек (что намного меньше погибших в войнах).

Примеры: Ашхабад (5.10.1948 г.) — более 100 тыс. чел.; Спитак (7.12.1988) — 28 854 чел. (неофициально 55 тыс. чел.); Нефтегорск на Сахалине (1995) — 2 тыс. чел. Для сравнения: Китай (1920) — 200 тыс. чел, Токио и Иокогама (1923) — 150 тыс. чел., Токио (1703) — 200 тыс. чел., японский город Неддо (1730) — 137 тыс. чел., Италия (1980) — 3100 чел., Иран (1981) — 2500 чел.

Причины: извержение вулканов, обрушение пород над горными выработками, в результате искусственных взрывов и тектонические.

Тектонические землетрясения — это мгновенное высвобождение энергии за счет образования разрыва горных пород. Деформация пород происходит скачкообразно с образованием упругих волн. Объем пород определяет силу сейсмического толчка и выделившуюся энергию. Чем меньше объем очага, тем слабее толчки.

Цунами — возникновение пологих волн (L = 150 км, Н =20−40 м) в результате подводного землетрясения.

Гипоцентр — очаг зарождения землетрясения, различают (поверхностные — гипоцентр находится от 1−10 км от поверхности земли, коровые от 30 до 50 км и плутонические — более 100 км).

Эпицентр — проекция гипоцентра на поверхность Земли.

В зависимости от глубины гипоцентра различают: 1) мелкофокусные землетрясения — до 70 км, 2) среднефокусные — 70−300 км, 3) глубокофокусные — 300−700 км. Чаще очаги землетрясений находятся на глубине 10−30 км, т. е. в нижней части литосферы.

Из гипоцентра распространяются упругие колебания в виде продольных и поперечных волн.

Продольные называются Р-волны (primary — первые, т.к. они приходят первыми к поверхности земли). Продольные волны вызывают сжатие и растяжение среды в направлении их движения. Распространяются в любой среде, скорость зависит от вещества породы (в песках 0,7−1,6 км/сек, в гранитах 1,5−5,6 км/сек, в воде — 1,5 км/сек.

Поперечные волны при своем распространении сдвигают частицы под прямым углом к направлению своего пути. Они распространяются только в твердой среде и вызывают в породах деформацию сдвига, не распространяются в жидкостях и газах, т.к. их модуль сдвига равен 0. Скорость Vs в 1,7 раза меньше Vр. Период волн от долей сек до 5 сек.

Поверхностные сейсмические волны L наблюдаются на поверхности земли, скорость их в 2 раза ниже Vs. Они затухают быстрее на расстоянии, но не менее опасны.

Оценка силы землетрясения производится при помощи сейсмографов. Принцип работы сейсмографа основан на неподвижности маятника, который подвешен на тонкой пружине. Маятник имеет рамку, которая находится в поле постоянного магнита, и чувствительный гальванометр-самописец, колебания которого записывает самописец. Получается непрерывная сейсмограмма, отражающая перемещения грунта в какой-то одной плоскости. Для записи колебаний в трех направлениях нужны три сейсмографа с разными рамками. Расшифровка сейсмограмм заключается в фиксировании точного времени прихода различных волн P, S, L, R (Лява и Рэлея) и их интерпретации, т.к. они приходят не только с разной скоростью, но и с разных сторон. Определив время прихода разных волн и зная скорость их распространения, можно определить расстояние до очага — гипоцентра землетрясения. Существующая мировая сеть сейсмостанций со многими сотнями сейсмографов позволяет немедленно регистрировать землетрясения в любой точке Земли.

Интенсивность сейсмического эффекта выражают в баллах или в магнитуде. Для строительных целей в России с 1952 года применяют 12-балльную шкалу MSK-64 (Медведев — Шпонхойер — Карник). До недавнего времени действовал ГОСТ 6249–52 для оценки силы землетрясений в баллах. Каждый балл шкалы соответствует определенному сейсмическому ускорению б:

Таблица 5

Баллы землетрясений, сейсмическое ускорение

Сейсмическое ускорение определят по формуле:

б=А· 4р2/Т2, (1)

где, б — сейсмическое ускорение, мм/сек2; А — амплитуда колебаний, мм; Т — период колебаний сейсмической волны, сек. По величине б вычисляют коэффициент сейсмичности КS=б/g, где g — ускорение силы тяжести, мм/сек2.

Коэффициент сейсмичности КS необходим для расчета добавочных горизонтальных сил Q при оценке прочности сооружения: Q=KSP, где Р — вес сооружения.

Землетрясения 1−3 балла слабые, 4−5 баллов — ощутимыми, 6−7 баллов — сильными (разрушаются ветхие постройки), 8 баллов — разрушительными (частично разрушаются прочные здания, падают фабричные трубы), 9 баллов — опустошительными, разрушается большинство зданий, в грунтах образуются трещины до 10 см, 10 баллов — уничтожительными, разрушаются мосты, образуются большие оползни, обвалы, трещины в грунтах до 1 м; 11 баллов, катастрофическими, разрушаются все сооружения, изменяется ландшафт, 12 баллов — сильная катастрофа, то же, но на более обширной территории.

Магнитуда характеризует энергию в центре землетрясения. Для этого Чарльз Рихтер в 1935 году предложил шкалу энергии землетрясений, которую пользуют сейсмические службы. Шкала балльности служит для строительных расчетов и при районировании территорий.

Сильнейшие землетрясения — Чилийское (1960) и Аляскинское (1964) имели магнитуду — 8,5−8,6. Атомная бомба имеет магнитуду М=6,5, водородная бомба — М=8,5.

В пределах СНГ наиболее сейсмически активными регионами являются Восточные Карпаты, Горный Крым, Кавказ, Копетдаг, Тянь-Шань, Памир, Алтай, р-н оз. Байкал, Камчатка, Курильские о-ва, о-в Сахалин).

Карты сейсморайонирования в СССР впервые приведены в СНиП 1962 года. Методика их составления учитывает: 1) геологическое строение, тектонику, разломы и другие нарушения земной коры, 2) сведения о прошлых землетрясениях.

В сейсмических районах выполняются дополнительные работы, согласно СНиП 11.02−96 «Инженерные изыскания» и СП 11.105−97 «Инженерные изыскания для строительства».

Территории с силой землетрясений меньше 7 баллов — проектируют без учета сейсмичности, с расчетной сейсмичностью 7,8,9 баллов — проектирование по СНиП 11.7−81.

Корректировка баллов по сейсмическим картам.

Исходный балл увеличивается на 1 — для участков, сложенными дисперсными (рыхлыми) грунтами, при высоком уроне залегания грунтовых вод (3−4 м).

Балл не изменяют — для участков сложенных твердыми и полутвердыми пластичными и обломочными грунтами, при УГВ более 8 м.

Исходный балл уменьшаем на 1 для участков сложенных скальными и полускальными породами при глубине залегания УГВ более 15 м.

Вулканизм Вулканы образуются, когда магма, сформированная во внутренней части Земли (астеносфере) выливается на поверхность. Магма формируется в результате частичного плавления горных пород либо в нижней части мантии, либо в нижней части земной коры. Плотность магмы меньше, чем плотность горных пород, поэтому сформировавшаяся магма поднимается на поверхность.