Материал: Смішко Р. М. Геологія з основами геоморфології

Значно прогресивнішим було вчення шотландського геолога Геттона (1755–1779), який провідним у формуванні Землі вважав “внутрішній жар”, і одночасно вважав, що поверхневі сили призводять до руйнування гірських порід. Зрештою погляди плутоністів на той час перемогли.

Наступним кроком у розвитку геології стали висновки англійського дослідника В.Сміта (1769–1839), який звернув увагу на різноманітність органічних решток, що трапляються в шарах порід. Цим учений заклав основи історичного напряму в геології. Відкриття було підтверджене і розвинуте працями Кюв’є (1769–1832) і Броньяра (1770–1847) з вивчення фауни викопних хребетних Паризького басейну. Дослідження Кюв’є дали початок нової науки – палеонтології. В першій половині ХІХ ст. закладено основи геологічного літочислення і складено стратиграфічну схему відкладів земної кори, яка узагальнила всі знання про послідовність утворення гірських порід та історію розвитку нашої планети.

Кінець - ХІХ початок ХХ ст. ознаменувався бурхливим розвитком геології та виділенням з неї багатьох самостійних дисциплін: петрографії, літології, гідрогеології, геотектоніки та ін. Це було пов’язане з успіхами хімії, фізики, що дало змогу удосконалити методи вивчення мінералів та гірських порід.

У теоретичній геології розробляли різні гіпотези розвитку Землі, серед яких найпопулярнішою була гіпотеза контракції, вперше висловлена французом Елі де Бомоном 1829 р. Гіпотеза контракції (стискання) ґрунтувалася на уявленнях німецького філософа Канта про утворення Землі з гарячої туманності, а потім перехід унаслідок тривалого вистигання в твердий стан. Детальніше цю гіпотезу опрацював математик Лаплас. З позицій цієї гіпотези багато вчених пояснювало утворення складчастих гір на поверхні Землі зморщуванням кори через зменшення в об’ємі внутрішніх мас унаслідок охолодження і застигання (кристалізації).

Наприкінці ХІХ ст. виникла теорія геосинкліналей, яка пояснювала закономірності розвитку земної кори в особливо сприятливих для деформацій зонах – геосинкліналях. Важливе значення для розвитку цієї теорії мали праці таких відомих геологів, як американці Дж. Хол (1811– 1898), Дж. Дена (1812-1895), француз Е.Ог (1861–1927), росіянин Павлов (1854–1929), українець Антон Борисяк (1872–1944) та ін.

Важливе значення для розвитку геології в Російській імперії мали праці М. В. Ломоносова, зокрема ті, які стосувалися ідеї еволюційного розвитку Землі. Значне місце в них відведено вивченню внутрішніх сил та ролі глибинних процесів у формуванні земної поверхні. Учений багато зробив для того, щоб пояснити утворення гірських порід і мінералів. За його проектами організовано експедиції для вивчення багатьох районів тодішньої Росії, а також і України, зокрема її східної частини.

Розвиток геологічних дисциплін наприкінці ХІХ ст. пов’язаний зі значним прогресуванням промисловості. З цього часу неухильно збільшувалися об’єми геологічних досліджень, виникали державні інституції для їхнього проведення. В Росії 1882 р. створено Геологічний комітет, який провадив важливу роботу з геологічного картування. Тоді ж започатковано роботи з детального одноверстового геологічного картування в межах Донецького басейну під керівництвом гірничого інженера Л. І. Лутугіна.

В західній частині України значні роботи провадили вчені АвстроУгорщини з геологічного вивчення Карпат, починаючи з другої половини ХІХ ст. Були складені геологічні карти масштабу 1:75 000.

Переломне значення для вивчення гірських геосинклінальних споруд, і зокрема, Карпат мав 1903 р., коли на Віденському геологічному конгресі Уліг зробив доповідь про їхню насувну будову.

Сьогодні територія України повністю закартована у масштабі 1:200 000 і більша частина території – 1:50 000. Щороку українські геологи відкривають нові родовища, що забезпечує випереджальний розвиток господарства.

6

БУДОВА ЗЕМЛІ

ФОРМА землі є дуже складною і не відповідає точно жодній правильній геометричній фігурі, що визначене її розмірами, швидкістю обертання, станом речовини Землі та іншими факторами. Найпростіші уявлення про Землю як про еліпсоїд обертання в принципі в першому наближенні правильні і достатні. Середній радіус становить 6371,11 км; площа поверхня - 510 млн. км2, об’єм – 1,083 х 1012 км3, маса - 6 х 1027 г.

Дещо ближче до геометрично складної форми поверхні Землі є фігура геоїда з амплітудою рельєфу близько 20 км (найвищі гори 8–9 км, а глибоководні западини до 10–12 км). Майже 2/3 поверхні займає океан. Якщо ж уявно продовжити рівневу поверхню океану під материки й острови, то отримаємо замкнену поверхню геоїда, яка і визначає фігуру Землі – геоїд. Геоїд та еліпсоїд не збігаються, розбіжність між ними місцями досягає 150– 160м.

Земна куля складена кількома оболонками, які доступні для безпосереднього вивчення: атмосферою, гідросферою і земною корою. На початку ХХ ст. В.І.Вернадський додав до них ще кріосферу – переривчасту льодову оболонку, та біосферу – оболонку з розвитком живої речовини, а також розробив концепцію розвитку ноосфери як сфери існування людини. Усі ці зовнішні оболонки безперервно взаємодіють між собою, що є їхнім розвитком. Унаслідок такої тривалої і складної взаємодії поверхневі шари земної кори руйнуються, і їхня верхня частина під дією хімічно активних речовин та багатьох поколінь організмів перетворюються в ґрунт, який є самостійну оболонку – педосферу.

Оболонки та ядро Землі. На підставі сейсмічних даних виділяють три головні області земної кулі, розділені між собою чітко вираженими поверхнями поділу першого порядку, на яких швидкість сейсмічних хвиль різко змінюється.

І – земна кора (шар А) простежується до глибини 5–10 км в океанах (без урахування води), до 30–40 км у рівнинних платформних областях і до 50–75 км у гірських районах;

ІІ – мантія Землі, простежується від межі з корою до глибини 2 900 км;

ІІІ – ядро Землі розташоване в інтервалі 2900–6371 км Від мантії земна кора здебільшого відділена досить різкою сейсмічною

межею, де швидкості поздовжніх хвиль збільшуються від 6,5–7 до 8,0 км/сек. Цю межу виявив 1909 р. сербський сейсмолог Мохоровичич, тому і називають, поверхня Мохровичича (Мохо, М). Отже, можна сказати, що земна кора – це зовнішня тверда оболонка Землі, розташована вище межі М.

Мантію поділяють на дві частини: верхню (шар В і С) до глибини 1000 км і нижню (шар D). В шарі В сейсмічним методом визначено шар розм’якшених порід, який називають астеносфера (глибина від 80–120 до 200–250 км під континентами і від 50–60 до 400 км під океанами). Твердаунадастеносферну оболонку називають літосферою. Під астеносферою швидкості поздовжніх хвиль різко зростають, досягаючи на глибині 900–1 000 км 11,3–11,4 км/с. У нижній мантії швидкості збільшуються повільніше і на глибині 2 700 – 2 900 км досягають 13,6 км/с. На глибині 2900 км простежується наступний розділ (межа) першого порядку, що відділяє мантію від ядра. Тут швидкості різко знижуються до 8,1 км/с у ядрі. Поперечні сейсмічні хвилі нижче 2 900 км не проникають, що свідчить про незвичайний своєрідний стан ядра. Зокрема, це свидчить про те, що за даними великої кількості досліджень, переважно сейсмічних про час поширення відповідних хвиль, зроблено висновок, що Земля має шільне ядро радіусом біля 3 400 км, хоча ніхто ніколи цього ядра ніколи не бачив і не побачить. Тобто в даному випадку вчені користуються опосередкованими даним, в тім числі оперуючи даними про речовину, якою складене ядро. Багато років тому було висловлене припущення про те, що ядро за своїм

7

складом відповідеє залізним метеоритам. Таке припущення добре узгоджується з сучасними данимиякі отримани з вимірів щільності на поверхні Землі, замірів обертання і рухів, за допомогою яких розраховують момент інерції, з періоду вільних коливань Землі. Але головним є швидкості поширення сейсмічних хвиль, або хвиль, що викликани землетрусами, при їх проходженні крізь Землю.

ЗЕМНА КОРА складена різноманітними осадовими, магматичними і метаморфічними породами. Співвідношення різних типів гірських порід та їхні потужності змінюються залежно від планетарного рельєфу Землі і структури. В межах континентів виділяють рівнинні і гірські області, в океанах – підводні окраїни материків (шельф – до глибини 200 м, континентальний схил з підніжжям – до глибини 2,5–3,0 км), ложе океану – з переважними глибинами від 4 до 6 км, глибоководні жолоби – до 10–11 км, і серединно-океанські хребти.

У будові земної кори виділяють три шари: осадовий (верхній),

породами, а також метаморфічними, близькими за складом до гранітів; “базальтовий”, складений основними магматичними і щільними метаморфічними породами, що збагачені магнієм та залізом. Проте всі ці назви є умовними. Вони ґрунтуються на зівставленні швидкостей проходження сейсмічних хвиль зі швидкостями поширення пружних коливань, які були встановлені для названих порід – базальтів і гранітів – експериментальним шляхом. Швидкості проходження поздовжніх хвиль у шарах земної кори відповідають в середньому таким величинам: в осадовому шарі 3–5 км/с, у “гранітному” 5–6 (6,5), у “базальтовому” 6,5–7,2 км/с.

Осадовий шар складений осадовими породами, які є продуктами перевідкладення матеріалу нижніх (давніше утворених) шарів. Він хоча і покриває всю поверхню Землі, проте місцями є надзвичайно тонким, іноді його нема, а деколи досягає потужності в десятки кмілометрів (Донецький кряж, Мексиканська затока, Прикаспійська западина).

Гранітний шар утворений метаморфічними і магматичними породами. Тут переважають відміни порід, багатими на кремнезем (кислі породи). Потужність шару досягає 15–20 км, а інколи й більше. В межах океанських плит та деяких континентальних глибоких депресіях він відсутній, або слабо розвинутий.

Базальтовий шар складений переважно грануліто-базитовими високометаморфізованими та магматичними породами. Вміст SiO2 тут менший (переважно основні породи), а питома вага їх вища. Цей шар розвинутий в основі земної кори в усіх частинах земної кулі, а також ним складене ложе світового Океану.

Виділяють декілька типів земної кори, головними серед яких за геофізичними, геохімічними та геологічними ознаками є: континентальний і океанський. Межі між цими типами досить різкі.

У будові континентального типу беруть участь усі три шари: осадовий, гранітний і базальтовий. Співвідношення між ними в різних структурних зонах можуть бути різні. Межу між гранітним і базальтовим шаром називають межею Конрада. Вона звичайно досить чітка, проте буває і поступовою. Сумарна потужність континентальної земної кори змінюється від 20 до 70 км. У межах континентальних рівнин вона становить 30–40 км; потужність осадової верстви – 0–5 км (у прогинах понад 10 км). Гранітний шар має 10–25 км, а базальтовий – від 10–15 до 25 км. У гірських районах сумарна товщина земної кори досягає 50–75 км.

Океанський тип земної кори є характерним для ложа океанів. Він різко відрізняється від континентального як за сумарною потужністю, так і за будовою та складом. У ньому нема гранітогнейсового шару, а товщина кори в

8

цілому становить від 5 до 12 км. Ця кора представлена трьома шарами: сині морські пелітоморфні осади потужністю від перших сотень до однієї тисячі метрів. Швидкість проходження поздовжніх сейсмічних хвиль в ньому становить 3 км/с). Шар цих осадів залягає на другому океанському шарі, товщина якого становить 1,0–1,5 км, а швидкості проходження поздовжніх сейсмічних хвиль біля 5 км/с. Він складений базальтовими лавами з підпорядкованими прошарками карбонатних і кременистих порід. Нижче розташовується третій океанський базальтовий шар, потужністю від 4 (5) до 8 км, де швидкості проходження поздовжніх сейсмічних хвиль – 6,0– 7,5 км/с.

Крім цих головних типів земної кори, виділяють також перехідні – субокеанський та субконтинентальний. Субокеанський за будовою ближчий до океанського, але відрізняється від нього значною потужністю осадового шару (від 4–10 до 15–20 км). Його виявлено у великих прогинах окраїнних та внутрішньоконтинентальних морів (Каспійське, Чорне, Середземне, Японське, Охотське, Карибське, Мексиканська затока), де під осадовими породами безпосередньо залягає “базальтовий” шар потужністю 5–8 км. Загальна потужність земної кори становіть тут 20 км і більше.

Субконтинентальний тип розвинутий в межах острівних дуг (Алеутська, Курильська та ін.) і мілководних плато. За складом він відповідає материковому типу, але зменшеної потужності (20–30 км). Його особливістю є нечітке розмежування “гранітогнейсового” і “базальтового” шарів (межа К).

Речовинний склад земної кори

Гірські породи (скельні), які утворюють земну кору, – це мінеральні агрегати, тобто складені певними комплексами мінералів. Вони можуть бути сформовані однорідними або різними мінералами, а також уламками інших порід чи мінералів. Утворюються породи внаслідок геологічних процесів у певних умовах усередині земної кори, або на її поверхні. За походженням породи поділяють на осадові, магматичні (вивержені) і метаморфічні.

Під час вивчення гірської породи передусім визначають її мінеральний і хімічний склад. Однак цього недостатньо для повного пізнання породи, оскільки однаковий мінеральний склад можуть мати породи різного походження. Уявимо собі таку породу, як граніт. Він складений такими мінералами: кварц, польові шпати, біотит, інколи рогова обманка та деякі інші мінерали в менших кількостях. Якщо граніт потрапляє на поверхню Землі, то під дією кліматичних умов відбувається руйнування, і він розпадається на уламки. Унаслідок подальшого подрібнення розмір уламків дає змогу переносити їх водними та атмосферними струменями. Отже, їх переносять водні потоки, вітер, вони перевідкладаються, утворюючи уламкові осадові породи. І ці нові породи, зокрема піски, за своїм мінеральним і хімічним складом будуть дуже близькими до граніту. Необхідно зазначити, що такі умови виникають у високих широтах, де в холодному кліматі активно проходить механічне (фізичні процеси) руйнування скель і майже відсутнє хімічне руйнування, для якого найсприятливішим є теплий і вологий клімат тропічних широт. Проте умови утворення та залягання граніту і пісковику будуть зовсім різними. Різні також характер їхнього знаходження та форми залягання. Тобто для кінцевого з’ясування походження (генези) гірської породи необхідно вивчити й інші особливості: структуру, текстуру і форму залягання.

Під структурою породи розуміють розмір, склад і форму мінеральних компонентів, що її утворюють, а також характер їхнього взаємозв’язку. Вирізняють різні типи структур залежно від того, складена порода кристалічними чи аморфними речовинами, цілими кристалами чи їхніми уламками; який ступінь обточеності, як пов’язані між собою мінеральні зерна, чи їх цементує якась інша речовина, чи вони безпосередньо зрослися один з одним.

9

Текстура - це характер взаємного розміщення компонентів, які складають породу, або спосіб заповнення ними простору, який займає гірська порода. Прикладами можуть бути шарувата, сланцювата (коли порода легко розпадається на тонкі плитки, або луски), масивна, пориста та ін.

Під формою залягання розуміють форму тіл, які утворюють гірські породи в земній корі. Для одних порід – це шари, або пласти, для інших – жили, штоки та ін.

Виділяють три великі групи порід: магматичні, або вивержені, осадові та метаморфічні.

Для подальшого детального ознайомлення з породами розглянемо мінерали, тобто компоненти, з яких складені породи. Мінерал є твердою фазою, в якій існує речовина в конкретних природних умовах земної кори або її поверхні (температура, тиск, компонентний склад). Тобто мінерал - це природна тверда фізично і хімічно індивідуалізована речовина, яка утворилася всередині або на поверхні Землі внаслідок хімічних (біохімічних) процесів. Мінеральні індивіди відмежовані від інших природними поверхнями поділу.

Кількість мінералів, відомих сьогодні у складі земної кори, перевищує 4000. Проте лише небагато з них у помітних кількостях (понад 5%) є в складі порід. Це так звані породотворні мінерали. Серед них найважливіше місце (за кількісними показниками) посідають такі мінерали та мінеральні групи: польові шпати, кварц, піроксени, амфіболи, карбонати, слюди, глинисті мінерали та деякі інші. Загальна їхня кількість становить усього декілька десятків видів. Мінерали, що містяться в гірських породах як другорядні, називаються акцесорними.

Самі ж мінерали, відповідно утворені атомами елементів, які розташовані у певних структурних співвідношеннях, формують кристалічну ґратку. Внаслідок процесу кристалізації з розплавів, розчинів та газових еманацій виникають кристали, які, розростаючись і зростаючись, утворюють кристалічні гірські породи. Уламкові (кластичні) породи представлені переважно уламками кристалів та новоутвореннями, які заповнюють проміжки між ними. Ці новоутворення теж представлені дрібноабо тонкозернистим кристалічним агрегатом.

Для кожної породи характерна своя асоціація мінералів у певному агрегатному стані та певних кількісних співвідношеннях. Через те для визначення гірської або скельної породи треба обов’язково навчитися визначати мінерали “на око”, тобто за їхнім зовнішнім виглядом та тими ознаками, які ми безпосередньо можемо визначити на місці знаходження породи (в полі). Такий метод називають макроскопічним, на відміну від мікроскопічного, коли дослідження породи ведуть із застосуванням мікроскопу, а також інших точних методів мінералогії та петрографії.

Одна з найважливіших ознак для визначення мінералів – його зовнішні кристалографічні форми. Правильний просторовий розподіл частинок у мінералі формує структуру кристала, тобто його кристалічну ґратку. В аморфній речовині атоми розміщені невпорядковано. Кристалічні структури дуже різноманітні і певним чином відображаються в зовнішньому вигляді кристалів. Вони залежать від хімічного складу мінералів та умов його утворення, а також поєднання атомів між собою. Тобто конкретним мінералам властиві певні кристалографічні форми, а отже і тільки їм властиві форми кристалів.

У кристалах вирізняють такі елементи: грані, які є плоскими обмеженнями кристала, ребра – лінії перетину граней, вершини – точки перетину ребер. Одним з найважливіших положень кристалографії є закон сталості гранних кутів – для всіх кристалів одного мінералу кути між відповідними гранями в кристалах однакові і сталі. Це положення дає змогу визначити мінерал шляхом точного вимірювання кутів їхніх кристалів. Для цього слугує прилад гоніометр. Зі збереженням сталості гранних кутів

10