Магматические горные породы. Вулканизм. Ледники

Размещено на http://www.allbest.ru

Размещено на http://www.allbest.ru

CИБИРСКИЙ ФЕДЕРАЛЬНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

Контрольная работа 1,2

по дисциплине «Геология»

Вариант № 3

Выполнил:

Минаков Александр

зГМ 12 - 05

Красноярск 2013

Контрольная работа № 1

1) Классификация магматических пород по происхождению и по содержанию SiO2. Эффузивный магматизм, типы вулканических излияний, продукты вулканической деятельности, отличительные особенности интрузивных и эффузивных магматических пород, поствулканические явления и процессы. Географическое размещение вулканов, зоны современного вулканизма

Магматические горные породы классифицируются на глубинные (интрузивные) и излившиеся (эффузивные) горные породы в зависимости от условий застывания. Под влиянием времени экструзивные породы вторично изменяются и делятся на кайнотипные, неизмененные и палеотипные. А эффузивные породы называются пирокластическими это породы образованные при извержении вулканов. В основе химической классификации лежит процентное содержание в породе кремнезема. Существует 5 пород: ультракислые, кислые, средние, основные и ультраосновные.

Эффузивный магматизм - это извержение вулкана взрывом газов. Может проходить в форме излияния лавы на поверхность Земли, выходом газов или выбросом обломочных материалов. При высокой температуре происходит: изменение лавы - эффузия; взрывное извержение - эксплозия; медленное вскипание магмы - экструзия. Даже в пределах одного вулкана встречается разнообразие газов в связи с разницей температуры а также типа земной коры. Летучие ( газообразные): водяной пар, хлориды щелочных металлов и железа, CO2, CO, N2, SO2, SO, S2, H2, NH3, HCl, HF, H2S, CH4, H3BO3, Cl, Ar и другие. Жидкие вулканические продукты представляют собой лаву вышедшею на поверхность.

Отличительные особенности интрузивных и эффузивных магматических пород заключаются в условии образования магматических пород: глубинные или излившиеся. Глубинные образуются под большим давлением и высокой температурой на большой глубине при медленном и равномерном остывании магмы. В связи с чем порода получается с полнокристаллической структурой, массивной текстурой и равномерным распределением минеральных составных частей в массе. А эффузивные породы появляются на поверхности земли в условиях низкой температуры, атмосферного давления. При быстрой отдаче теплоты и выделении газа из лавы образуется большое количество пор, которое сохраняется и после затвердевания. В связи с этим обладают неполнокристаллической структурой с обилием аморфного стекла, неоднородной текстурой и чередованием в ее объеме участков с неодинаковыми составом и структурой.

Поствулканические явления. При затухании вулканической деятельности длительное время наблюдается ряд характерных явлений, указывающих на активные процессы, продолжающиеся в глубине. К их числу относятся выделение газов (фумаролы), гейзеры, грязевые вулканы, термы. Фумаролы (вулканические газы).

После извержения вулканов длительное время выделяются газообразные продукты из самих кратеров, различных трещин, из раскаленных туфолавовых потоков и конусов. В составе поствулканических газов присутствуют те же газы группы галоидов, серы, углерода, пары воды и другие, что и выделяющиеся при вулканических извержениях. Однако нельзя наметить единую схему состава газов для всех вулканов. Так, на Аляске из туфогенно-лавовых продуктов извержения вулкана Катмай (1912 г.) в течение последующих лет выделяются тысячи газовых струй с температурой 600-650, в составе которых большое количество галоидов (HCl и HF), борной кислоты, сероводорода и углекислого газа. Несколько иная картина наблюдается в районе знаменитых Флегрейских полей в Италии, западнее Неаполя, где много вулканических кратеров и мелких конусов в течение тысяч лет характеризующихся исключительно сольфатарной деятельностью. В других случаях преобладает углекислый газ.

Гейзеры - это периодически действующие пароводяные фонтаны. Свою известность и название они получили в Исландии, где наблюдались впервые. Помимо Исландии гейзеры широко развиты в Иеллоустонском парке США, в Новой Зеландии, на Камчатке. Каждый гейзер приурочен обычно к округлому отверстию, или грифону. Грифоны бывают различных размеров. В глубине этот канал, по-видимому, переходит в тектонические трещины. Весь канал заполнен перегретой подземной водой. Ее температура в грифоне может быть 90-98 градусов, в то время как в глубине канала она значительно выше и достигает 125-150 гр. и более. В определенный момент в глубине начинается интенсивное парообразование, в результате колонна воды в грифоне приподнимается. При этом каждая частица воды оказывается в зоне меньшего давления, начинается кипение и извержение воды и пара. После извержения канал постепенно заполняется подземной водой, частично водой, выброшенной при извержении и стекающей обратно в грифон ; на некоторое время устанавливается равновесие, нарушение которого приводит к новому пароводяному извержению. Высота фонтанирования зависит от величины гейзера. В одном из крупных гейзеров Иеллоустонского парка высота фонтана воды и пара достигала 40 м.Грязевые вулканы (сальзы).Они иногда встречаются в тех же районах, что и гейзеры (Камчатка, Ява, Сицилия и др.). Горячие пары воды и газы прорываются к поверхности через трещины, выбрасываются и образуют небольшие выводные отверстия с диаметром от десятков сантиметров до одного метра и более. Эти отверстия заполнены грязью, представляющей собой смесь паров газов с подземными водами и рыхлыми вулканическими продуктами и характеризующейся высокой температурой (до 80-90 0).Так возникают грязевые вулканы. Густота, или консистенция, грязи определяет характер их деятельности и строения. При относительно жидкой грязи выделения паров и газов вызывают в ней всплески , грязь растекается свободно и при этом конус с кратером наверху не более 1-1,5 м, состоящий целиком из грязи . В грязевых вулканах вулканических областей помимо паров воды выделяется углекислый газ и сероводород. В зависимости от причин возникновения грязевые вулканы можно разделить на :1)связанные с выделением горючих газов ;2)приуроченные к областям магматического вулканизма и обусловленные выбросами магматических газов”. К таким относятся Апшеронский, Таманский грязевые вулканы.

Поствулканические процессы - это совокупность минералообразующих процессов, протекающих после излияния лавы или внедрения магмы в толщу пород. Наибольшая роль принадлежит термальным водам и газам, которые выделяются из магмы, а также поверхностным водам, прогретым магматическим теплом. К П. п. относятся алунитизация, цеолитизация, хлоритизация, опализация и др. процессы, приводящие к образованию различных типов измененных пород: опалово-алунитовых, цеолит-карбонат-хлоритовых и др. С П. п. связаны такие вулканические явления, как фумаролы, сольфатары, мофеты, горячие источники в окрестностях вулканов.

Географическое размещение вулканов, зоны современного вулканизма.

В настоящее время на земной поверхности насчитывается 524 вулкана, проявляющих в той или иной степени свою деятельность, в том числе 68 вулканов подводных. Современные вулканы на памяти человечества произвели свыше 2 500 извержений. Потухших вулканов, т. е. не обнаруживших в истории человечества своей активности, но сохранивших в какой-то степени свою форму и строение, насчитывается по крайней мере в пять-шесть раз больше, чем действующих.

Вулканы распределяются неравномерно. В северном полушарии размещается значительно больше вулканов, чем в южном, а особенно они распространены в экваториальной зоне. На континентах такие области, как европейская часть СССР, Сибирь (без Камчатки), Скандинавия, Бразилия, Австралия и другие, почти совершенно лишены вулканов. Другие области -- Камчатка, Исландия, острова Средиземного моря, Индийского и Тихого океанов и западное побережье Америки -- весьма богаты вулканами. Больше всего вулканов сосредоточено на побережьях и островах Тихого океана (322 вулкана, или 61,7%), где они образуют так называемое Тихоокеанское огненное кольцо.

Вулканы иногда возникают и в настоящее время. Например, в 1943 г. в Мексике на поле одного крестьянина в течение суток образовался 10-метровый конус нового вулкана Перикутин. Через год высота Перикутина достигла уже 350 м.

При взгляде на карту географического распространения вулканов обращает на себя внимание приуроченность их к островам, архипелагам и береговым зонам континентов. Эта видимость породила в прошлом веке ложную теорию, считавшую главной причиной вулканической деятельности доступ океанической воды к магматическим очагам по глубоким трещинам. Последователи этой гипотезы считали, что при соприкосновении воды с расплавленной магмой образуются колоссальные массы пара, которые своим нарастающим давлением производят вулканические извержения. Эта гипотеза была вскоре опровергнута многочисленными фактами, например наличием вулканов на континентах за сотни километров от водных бассейнов, незначительным содержанием водяных паров среди газовых выделений некоторых вулканов и т. п.

В настоящее время общепризнанны зависимость вулканической деятельности от тектонических процессов и обычная приуроченность их к геосинклинальным областям, как наиболее подвижным зонам земной коры. В процессе тектонических движений в этих зонах появляются глубокие разломы, обрушения, поднятия и опускания отдельных блоков земной коры, сопровождающиеся складкообразованием, землетрясениями и вулканической деятельностью. Главными областями тектонических движений в наше время являются Тихоокеанская, Средиземноморская, Атлантическая и Индийская зоны. Естественно, что абсолютное большинство современных вулканов расположено в их пределах.

Тихоокеанская зона протягивается от Камчатки на юг через острова: Курильские, Японские, Филиппинские, Новую Гвинею, Соломоновы, Новые Гебриды и Новую Зеландию. В сторону Антарктики «огненное кольцо» Тихого океана прерывается и затем продолжается вдоль западного побережья Америки от Огненной Земли и Патагонии через Анды и Кордильеры к южному берегу Аляски и Алеутским островам. К центральным частям Тихого океана приурочена вулканическая группа Сандвичевых островов, островов Самоа, о-ва Тонга, Кермадек и Галапогосских островов. В составе тихоокеанского огненного кольца насчитывается почти 4/5 всех вулканов Земли, проявивших себя в историческое время более чем 2000 извержений.

Средиземноморская зона охватывает вулканическую деятельность в пределах альпийской геосинклинали от крайнего запада Европы до юго-восточного окончания Азии, захватывая острова Малайского архипелага. В пределах этой зоны вулканическая деятельность наиболее активна в краевых частях, т. е. на эападе в районе Средиземного моря и на востоке в Ма- лайском архипелаге. В Южной и Центральной Европе к этой зоне относятся потухшие вулканические районы Оверни (Франция), Эйфеля (ФРГ) и Чехии. Затем идут средиземноморские вулканы, разделяющиеся на три группы: итальяно-сицилийскую с такими известными вулканами, как Везувий, Этна, Стромболи, Волкано; сицилийско-ионическую, включающую Пантеллерию и некоторые подводные извержения; и эгейскую, в которой самым выделяющимся активным центром является вулкан Санторин.

Далее на восток зона включает такие потухшие вулканы, как Эльбрус и Казбек на Кавказе, Арарат в Турции и Демавенд в Иране. На Памире и в Гималаях, а также в других сильно сжатых ядрами складчатых цепях юга Азии не наблюдается молодой вулканической деятельности, но уже в Бирме вновь появляются молодые вулканы. Затем зона охватывает одну из самых активных областей вулканической деятельности на Земле -- область Малайского архипелага. Здесь известны только на островах Суматра 11 действующих вулканов, на Яве -- 19, на Малых Зондских -- 15 и Южно-Молуккских -- 3. Интенсивность вулканических проявлений на островах архипелага объясняется тем, что здесь средиземноморская зона смыкается с «огненным кольцом» Тихого океана.

Атлантическая зона включает в северной части такие известные вулканические области, как Исландия, где известно 26 действующих вулканов, в том числе 4 подводных и очень большое количество потухших. Среди действующих наибольшей активностью отличается Гекла -- вулкан высотой 1557 м с пятью кратерами, произведший в текущем тысяч ел етииоколо 30 извержений. К северо-западу от Исландии в Атлантическом океане известен один небольшой действующий вулкан на о. Ян-Майен. К югу, вблизи африканского берега, находятся Канарские острова с несколькими вулканами (в том числе Пик-Тенериф) и острова Зеленого Мыса с одним действующим вулканом Фогу. Северо-западнее Канарских островов располагается группа Азорских островов вулканического происхождения, вблизи которых были зарегистрированы четыре подводных извержения. В экваториальной и южной частях Атлантического океана известны вулканические острова Гвинейского залива, Вознесения, Святой Елены и Тристан-да-Кунья, хотя вулканическая деятельность на них прекратилась давно. К атлантической зоне вулканизма относится также Гвинея на западном берегу Экваториальной Африки с одним действующим вулканом Камерун.

Индийская зона включает три группы вулканических островов в Индийском океане: коморскую с вулканом Каратала, маскаренскую с вулканом Питон-де-ла-Фурнез и кергенскую с действующим вулканом на о. Херд. Крупнейший в последней группе о. Керген сложен щитовыми покровами базальта и может рассматриваться как двойник о. Исландии в Индийском океане. К индийской зоне вулканов относятся также вулканы Восточной Африки и признаки молодой вулканической деятельности на Аравийском полуострове и в Малой Азии. Вулканы Восточной Африки, по-видимому, связаны с системой глубоких тектонических трещин и вытянутыми вдоль них узкими площадями опускания, которые тянутся от Красного моря через Кению и Танганьику до берега Мозамбикского пролива.

В Кении и Танганьике этот район опускания известен как Большой Африканский грабен. В его северной части находятся два действующих вулкана: Дубби и Афдеда. В восточной ветви долины грабена известны четыре точки активного вулканизма, а в западной ветви, в Танганьике, находится группа вулканов Коруну, наиболее активных вулканов Африки. Две самые высокие африканские горы -- Кения (5199 м) и Килиманджаро (5895 м) -- представляют собой руины древних вулканов начала современного вулканического альпийского цикла. Признаками молодого вулканизма в Аравии и Малой Азии являются обширные базальтовые плато северной части Аравийского полуострова, свежие вулканические конусы в окрестностях Дамаска, наконец, два вулканических извержения в историческое время в Западной Аравии и подводное извержение около Адена. К индийской зоне вулканической деятельности следует отнести два известных в Антарктиде действующих вулкана: Эребус и Террор.

2) Ледники. Условия образования ледников, понятие о снеговой границе, типы ледников. Геологическая работа ледника по разрушению, переносу и накоплению горных пород. Ледниковые формы рельефа, экзарация, морены

Ледники. Ледниками называют естественные скопления масс движущегося льда, образующиеся на суше в результате накопления и преобразования твёрдых атмосферных осадков в районах, где в течение многих лет количество падающего снега превышает его убыль от таяния и испарения.

В настоящее время около 11% площади суши покрыто ледниками. Мощный ледниковый покров скрывает острова Антарктиды, объединяя их в единый ледяной континент. 1834 тыс. км2 поверхности архипелага Гренландия покрыто льдом, мощность которого местами превышает 3 км. , а объём - около 3630 тыс.км3.

В умеренных и тропических широтах льды и вечный снег покрывают вершины высоких гор. Общая площадь горных ледников в обоих полушариях свыше 120 тыс. км2. Некоторые горные ледники достигают больших размеров. Например, ледник Федченко в Западном Памире достигает 77 км в длину при мощности льда до 550 м.

Однако общая площадь, занятая ледниками в умеренных и тропических широтах, ничтожна, мала по сравнению с размерами оледенения полярных стран. В южных полярных странах сосредоточено около 86% ледниковых покровов, в северных - несколько более13%, в умеренных и тропических - всего около 0,75%.

Ледники находятся в постоянном движении и производят огромную работу по выработке рельефа земной поверхности, транспортировке и переотложению огромных масс обломков различных горных пород. Кроме того, мощные нагромождения льда в значительной мере определяют характер и распределение климатических зон на Земле, в свою очередь, являясь продуктом климатических условий.

Условия образования ледников. В горах снег сдувается ветром и перемещается лавинами в понижения на склонах, в которых и накапливается в огромных количествах. В нижних горизонтах таких снежных масс снежинки смерзаются в более крупные кристаллы льда, которые в связи с возгоном, обусловленным разной упругостью пара над разными по размеру кристаллами, развиваются быстрее мелких, за их счёт. В результате образуется масса из крупнозернистого снега и прозрачных ледяных зёрен, включающая многочисленные прослои льда, сложенного такими же смёрзшимися ледяными зёрнами. Это фирн (древний, старый). Быстрота образования фирна пропорциональна частоте и амплитуде колебаний температуры. Большое значение имеют при этом давление вышележащих масс снега и появление талых вод, роль которых особенно увеличивается, когда температура достигает О0 С. С глубиной количество ледяных прослоев увеличивается, и фирн постепенно переходит в фирновый лёд, отличающийся от фирна большей плотностью и незначительным содержанием пузырьков воздуха. Ещё глубже фирновый лёд переходит в сплошную массу голубоватого крупнокристаллического ледникового льда. Впадины и низины, в которых скапливается фирн, называется фирновыми полями или снежниками. Накопленные в фирновых полях неподвижные массы льда иногда называют фирновыми ледниками.Лёд пластичен, то есть может изменять форму без разрыва монолитности, и там, где позволяют условия рельефа, начинает течь. Это начинается, как только мощность льда достигает некоторой критической величины (обычно 15-30 м) меняющейся в зависимости от крутизны наклона покрытой льдом местности. При такой мощности, а также под давлением вышележащих толщ фирна и снега лёд преодолевает силу трения и устремляется вниз по склону, образуя ледник. Существование ледников возможно лишь при непрерывном пополнении масс снега и фирна в фирновых полях, которые являются областями их питания. Нижняя граница области питания ледников называется фирновой линией, которая далеко не всегда совпадает со снеговой. Она может находиться ниже снеговой линии в тех случаях, когда пополнение снега в области питания происходит за счёт его обвалов. Выше снеговой линии фирновая линия поднимается, когда залегающие внизу снега сдуваются сильными ветрами, обычными в высокогорных областях.

Понятие о снеговой границе. Снеговая граница или снеговая линия или граница питания - это уровень на леднике, выше которого годовой приход твердых атмосферных осадков больше, чем расход (таяние, испарение). На уровне снеговой границы приходно-расходный баланс твердых атмосферных осадков равен нулю. Различают несколько разновидностей снеговой границы. Климатическая или теоретическая снеговая граница - это уровень на горизонтальной незатененной поверхности, на которой нулевой баланс твердых атмосферных осадков является среднестатистическим за много лет. Реально климатическую (теоретическую границу) наблюдать на местности невозможно. Зато визуально легко определяется истинная или местная снеговая граница. Ее определяют, как наивысшее за год положение границы между снегом и льдом. Это граница между снегом и льдом в конце сезона таяния. В большинстве случаев истинная снеговая граница на леднике совпадает с границей питания, но бывает выше последней в тех случаях, когда между ними располагается зона наложенного льда. Истинную снеговую границу часто отождествляют с фирновой линией - границей между фирновым бассейном и областью абляции ледника. Фирновая линия, как и истинная снеговая граница, либо совпадает с границей питания, либо отделена от нее полосой наложенного льда.

Типы ледников. Существуют покровные и горные ледники.Покровные ледники занимают 98,5 % площади современного оледенения и почти сплошь покрывают Антарктиду, Гренландию, часть Канадского архипелага, огромные районы Исландии, северо-восточную часть Шпицбергена и Новой Земли, значительные части Земли Франца Иосифа, Северной Земли и ряд небольших арктических островов. Отличительными особенностями покровных ледников являются: - огромные размеры;- отсутствие чёткой границы между областями стока и питания;- плоско-выпуклая форма и направление движения, связанное с пластичностью льда, а не с рельефом ложа. Горные ледники характеризуются:- относительно небольшими размерами, чётко выраженной границей между областями питания и стока;- тесной связью формы и направления движения ледников с рельефом подстилающей их поверхности.Среди покровных ледников различаются следующие типы:

Шпицбергенский тип - мощность ледника, сплошь покрывающего горный массив, невелика. Местами среди льда возвышаются свободные от снега вершины, а рельеф поверхности ледника повторяет в сглаженном виде погребённый рельеф его ложа. Такие типы ледников называют также ледниками возвышенностей.

Ледниковые купола - куполообразные массы льда, возникающие на участках относительно плоского рельефа за счёт увеличения мощности ледников шпицбергеновского типа. Их поверхность вовсе не отражает погребённого ими рельефа. Ледниковые купола известны на Северной Земле, на некоторых островах Земли Франца Иосифа, в Исландии и на антарктических островах.

Ледниковые щиты - покровные ледники щитообразной формы, сложенные очень мощным льдом. Движение таких ледников не связаны с рельефом ложа и определяются пластичностью льда и распределением давления в его массе. Обычно лёд растекается из центральной зоны щита к периферии совершенно независимо от уклона подстилающей его поверхности.

Ледниковые покровы - огромные покровные ледники, состоящие из нескольких щитов. Поверхность, например, покрова Гренландии плавно повышается к центру острова, где отчётливо намечаются два щита: южный, высотой 2770 м, и северный, высотой 3300 м. Во внутренних районах Гренландии отмечается медленное течение нижних слоёв льда к периферии под давлением вышележащих ледяных толщ. В краевых частях ледника движется уже вся масса льда со скоростью на некоторых участках до 40 км/сутки. Покровный ледник Гренландии местами выходит далеко в море. Например, язык ледника Петермана продолжается на воде на протяжении 40 км. Один раз в 15-20 лет он обламывается и плывёт в виде айсберга. Питается гренландский ледник главным образом за счёт инея, выпадающего в глубине острова в результате смешения переохлаждённых нижних слоёв атмосферы острова с тёплыми и влажными верхними, поступающими со стороны Атлантического океана. Части покровных ледников, спускающиеся в море в области шельфа, называют шельфовыми ледниками.

Айсберги - ледяная гора. Концы ледниковых языков и даже целые ледниковые подножия, спускающиеся в море, обламываются и всплывают, образуя айсберги. Размеры айсбергов бывают очень большими: самый крупный айсберг, встреченный у Ньюфаундленда, достигал в длину 565 км при высоте надводной части 87 м и с подводной частью около 500 м. От момента образования до растаивания айсберги существуют свыше 10 лет и часто очень далеко уносятся морскими течениями. В Атлантическом океане они доходят до 40 с.ш., а в южном полушарии - до 30 ю.ш.

Среди горных ледников выделяют несколько типов: каровые, висячие, кальдерные и долинные.

Каровые ледники - небольшие ледники, выполняющие ниши каров и заканчивающиеся очень коротким языком примерно на уровне снеговой границы. В конце каровых ледников часто накапливаются нагромождения вынесенных ими обломков горных пород. Считают, что уровень днищ свободных ото льда древних каров указывает на положение снеговой линии в момент их образования.

Висячие ледники - ледники, выполняющие небольшие впадины на крутых горных склонах. Они часто не имеют отчётливых ограничений и заканчиваются ледяными обрывами на уступах склона. Многие висячие ледники питаются, исключительно за счёт лавин и в таких случаях площадь их языков значительно превосходит площадь области их питания. В других случаях площадь области питания в несколько раз больше площади языков, которые спускаются ниже снеговой границы. Лёд в конце висячих ледников периодически обламывается и обваливается. Висячие ледники встречаются во всех районах горного оледенения и расположены обычно выше ледниковых цирков.

Кальдерные ледники - тип ледников образующихся в кальдерах и кратерах потухших вулканов. Они часто имеют форму шапки с небольшими ледниковыми языками на склонах. Их не следует смешивать с ледниками других типов, иногда покрывающими действующие вулканы. Так вулканы на юге Исландии скрыты под покровными ледниками. Эти вулканы производят извержения с сильными взрывами, в результате которых происходят разрушение и быстрое таяние ледника с образованием мощных грязевых потоков, выносящих огромные глыбы льда.

Долинные ледники - эти ледники занимают речные долины и перерабатывают их. В зависимости от размеров, формы и других особенностей различают несколько разновидностей долинных ледников.

Альпийские или простые ледники имеют лишь один язык в верхней части речной долины, начинающийся из отчётливо выраженного фирнового бассейна.

Сложные ледники, имеющие ледники притоки, образуются, когда лёд заполняет более значительную часть речного бассейна. Если ледник занимает большую долину и принимает с обеих сторон сложные ледники-притоки, его называют древовидным или ледником памирского типа. Ледники подножий растекаются и заканчиваются в предгорных равнинах в виде конусообразных или веерообразных языков. Ледники предгорий образуются при слиянии в предгорной равнине нескольких ледников подножий, спускающихся с одного хребта. Ледники колмыского типа - двухъярусные ледники, возникающие при развитии и усложнении ледников предгорий, когда последние расползаются на ступенчатых склонах гор. Если в предгорных ледниках этого типа скапливается много льда, он переваливает через низкие возвышенности, ограничивающие ледник с внешней стороны и устремляется вниз по смежным речным долинам. Котловинные ледники возникают при заполнении больших котловин долинными ледниками, спускающимися с разных сторон. Иногда такие ледники имеют сток через одну из долин.Между покровными и долинными ледниками есть промежуточный тип ледники скандинавского типа. Они представлены обширными фирновыми полями или маломощными ледниковыми покровами, расположенными на плоских возвышенностях и питающими долинные ледники и ледниковые языки, растекающиеся с этих возвышенностей в разные стороны. Ледники скандинавского типа иногда называют также промежуточными.

Геологическая работа ледников. Движения ледников сопровождаются рядом геологических процессов. Происходит разрушение или денатурация коренных горных пород подлёдного ложа и боковых частей долины ледника с образованием различных по форме, размерам и составу обломочного материала; перенос обломков породы на поверхности и внутри ледников, а так же вмёрзших в придонные части ледника или перемещаемых волочением крупных и мелких обломков. Ледник производит аккумуляцию обломочного материала, которая осуществляется как во время движения ледника, так и в результате его таяния. Современные ледниковые геологические процессы хорошо изучены и наблюдаются в горных ледниках. В современных покровных ледниках в Гренландии и Антарктиде такие исследования касаются исключительно краевых частей, так как только в редких случаях из-за большой толщины льда до подлёдного ложа пробурены единичные скважины. Однако о масштабной геологической деятельности покровных ледников можно судить по грандиозным четвертичным оледенениям, следы которых хорошо сохранились в Западной и Восточной Европе и в Северной Америке.

Ледниковые формы рельефа, экзарация, морены. Формы рельефа коренных пород. В областях развития ледников сочетание морозного выветривания и экзарации приводит к образованию специфичного рельефа. Наиболее ярко он выражен в горах с современным оледенением. Это так называемый альпийский рельеф - резко расчленённый рельеф, характеризующийся широким развитием ледниковых форм (кары, цирки, карлинги, троги и др.), придающих ему крутизну и скалистость склонов, остроту и зазубренность вершин и водоразделов. Образование альпийского рельефа определяется не столько высотой гор, сколько абсолютной высоты снеговой линии. Поскольку снеговая линия снижается к полюсам, достигая там уровня моря, в высоких широтах альпийский рельеф начинается от уровня моря. Накопление снега в небольших углублениях вызывает интенсивное морозное выветривание, приводящее к их углублению и расширению - формированию ниш нивации. Дальнейшее расширение ниш приводит к образование каров. Кар (от шотл. «corrie» - кресло) представляет собой нишеобразное углубление на склонах гор с крутыми, часто отвесными стенками. Дно каров пологое, вогнутое, занятое фирном или каровым ледником. Более крупной формой рельефа, обязанной своему происхождению морозному выветриванию, является ледниковый цирк - котловина в горах в виде амфитеатра, замыкающая верхний конец ледниковой долины и вмещающая фирн и лёд, за счёт которых питаются долинные ледники. Разрастание каров и ледниковых цирков приводит к образованию карлингов - пирамидальных вершин с крутыми склонами, образующихся между сливающимися карами или цирками. Характерные формы рельефа связаны и собственно с деятельностью ледников. Спускаясь по долинам, ледники в процессе экзарации превращают их в троги («ледниковые долины»). Трог (от нем. «Trog» -- корыто) - корытообразная, преобразованная ледником эрозионная долина. В качестве характерных особенностей трогов можно отметить следующие. Во-первых, неровный продольный профиль. На их дне обычно присутствуют поперечные скалистые пороги (называемые ригель от нем. «Rigel» - преграда), образование которых связано с выходами прочных пород. Ригели нередко чередуются с котловинами ледникового вспахивания. Во-вторых, корытообразный плоскодонный поперечный профиль. В-третьих, наличие на бортах трога ледниковой штриховки, обязанной своему происхождению абразивному воздействию перемещаемого ледником твёрдого моренного материала. Мощность ледника можно определить по положению борозды сглаживания - желобообразному углублению, протягивающемуся вдоль склона трога.

Процесс разрушения горных пород - ледниковая эрозия или экзарация проявляется одновременно с образованием ледников. В области питания ледников она выражается в образовании каров и выработке альпийского рельефа, в области стока - в выработке характерного ледникового ландшафта. Лёд, проникая в долины рек и двигаясь по ним, сильно давит на их ложе и стенки. Рыхлый материал, заполняющий долины рек, на некоторых участках сдирается. Часть его вмерзает в лёд и способствует углублению дна и расширению стенок долины, царапая и обдирая слагающие их породы. Долина постепенно принимает форму, оказывающую наименьшее сопротивление движению ледника. Обработанные ледником долины имеют корытообразный поперечный профиль и называются троговыми долинами. Интенсивность экзарации в значительной мере зависит от мощности льда. Узкие горные долины, в которых мощность льда бывает очень большой, быстро превращаются в троги. В широких долинах мощность льда и интенсивность экзарации уменьшается. Поэтому широкие долины превращаются в троги гораздо медленнее и далеко не всегда. Ледник вырабатывает не только поперечный, но и продольный профиль, сильно углубляя на некоторых участках дно долины. Такое углубление наиболее интенсивно на участках с увеличенной мощностью льда, а также там, где обнажены мягкие породы или усиливается сопротивление ложа долины движению льда (например, на участках резкого уменьшения уклона долины). В таких местах образуются котловины выпахивания, ограниченные в нижнем по течению льда конце выступом коренных пород, который называется ригелем. Характерной особенностью формирования трогов является отсутствие связи между ними во время их углубления ледником. Каждая долина углубляется независимо от другой. Так как интенсивность углубления зависит от мощности льда, главная долина, вмещающая основную массу льда, бывает значительно углублена по сравнению с долинами её притоков. Двигающиеся по долинам ледники обычно дают ответвления в свободные ото льда долины боковых притоков, заполняя их льдом, который движется по ним вверх. При достаточной мощности основного ледника, ответвляющиеся от него языки часто не только, доходят до уровня седловин низких водоразделов, но и переваливают через них и устремляются под уклон по смежным долинам в соседние бассейны. Постепенно срезая водораздел, ледник может совсем его уничтожить и образовать сквозную долину, соединяющую два смежных бассейна. Для районов, подвергавшихся оледенению, обычно выделяется несколько ледниковых и разделяющих их межледниковых эпох. В межледниковое время часто имеет место поднятие районов, сопровождающееся омоложением эрозии и интенсивным врезанием речных долин в освобождённые ото льда троги. В следующую ледниковую эпоху ледники занимают и разрабатывают врезанные долины, а остатки трогов предыдущей эпохи сохраняются в виде ледниковых террас. Таких террас может быть несколько, так как аналогичные явления происходят и при периодически повторяющихся отступления и наступлениях ледника во время одной ледниковой эпохи. Если тектоническое поднятие происходит во время оледенения, то речные долины углубляются только до нижнего конца ледника, так как на занятый льдом участок долины речная эрозия не распространяется. Поэтому в продольном профиле такой комбинированной долины возникает уступ. При последующем наступлении ледника уступ сохраняется, а нижележащий участок долины принимает форму трога. При движении ледника устойчивые породы разрушаются главным образом истиранием и выламыванием крупных глыб. Менее устойчивые преимущественно выкрашиваются. Сильнее всего ледник видоизменяет скалы, возвышающиеся на его ложе. Обычно такие скалы после ледниковой обработки превращаются в сглаженные, отшлифованные куполообразные холмы, испещрённые царапинами и бороздами, вытянутыми в направлении движения ледника. Если ледник не полностью перекрывает такие скалы, штрихи и борозды возникают только на стороне, обращённой на встречу движения льда, а противоположная сторона остаётся нетронутой. Такие округлые и эллиптические, покрытые ледниковой штриховкой скалы называются бараньими лбами, а совокупность их - курчавыми скалами. Характерной особенностью ледникового ландшафта в областях древних покровных оледенений являются друмлины - эллипсоидальные холмы длиной в несколько сотен и тысяч метров, шириной до 100-150 метров и высотой до 25 метров. Друмлины вытянуты в направлении движения ледников и встречаются группами позади конечной морены. Сложены друмлины коренными породами или флювиогляциальными отложениями, перекрытыми сверху мореной. Их концы, направлены навстречу движения ледника, более крутые и широкие, чем противоположные. Если движению льда препятствуют пластичные породы, они сминаются в складки, разрываются и перемещаются, образуя небольшие надвиги. Это поверхностные дислокации, не распространяющиеся на глубоко залегающие породы и затрагивающие небольшие участки. Они часто выражены в рельефе в виде характерных валообразных морен напора или небольших возвышенностей. Обычно перемещённые и смятые ледником породы перемешиваются с моренами. Нарушения первичного залегания горных пород, произведённые ледником, называются ледниковыми дислокациями.

Морены. Скопления рыхлого обломочного материала, переносимого или отложенного ледниками, называются моренами. Образование морен происходит, с одной стороны, за счёт поступления обломочного материала со склонов ледниковой долины на поверхность ледника, с другой - в результате переработки, разрушения и переноса ледником подстилающих его горных пород как рыхлых, так и массивных. Движущиеся морены имеют различное расположение. В горных ледниках выделяются: 1) поверхностные морены - Сложены обломочным материалом, попавшим на поверхность ледника со склонов возвышенностей. Первоначально они накапливались вдоль боков ледника в виде гряд высотой примерно 20-30 метров. Эти гряды называются боковыми моренами. Внутри гряд боковой морены под каменным материалом обычно сохраняется ледяное ядро, так как рыхлые каменные массы предохраняют лёд от таяния и соседние части ледника тают быстрее. Когда на поверхность ледника попадают крупные камни или каменные плиты, не успевающие прогреваться в течение дня, образуются «ледниковые столы», значительно возвышающиеся над окружающим льдом. На участке слияния двух ледников гряды боковых морен, расположенные с левой стороны одного и с правой стороны другого ледника, соединяются и в дальнейшем перемещаются на середину ледникового языка. Эти гряды называются срединными моренами. Их может быть несколько, в зависимости от числа притоков ледника;

2) внутренние морены могут образовываться в результате проникновения обломочного материала по трещинам. Точно так же обломки пород, скатившиеся на поверхность фирна в области питания ледника, засыпаются снегом и в процессе образования и поступательного движения ледника оказываются впаянными в лёд. Наконец, небольшие камни и скопления моренного материала быстро прогреваются, протаивают подстилающий лёд и погружаются в него, образуя разные углубления на поверхности ледника. Материал поверхностных и внутренних морен не подвергается со стороны ледника никакой обработке и лишь переносится льдом вниз по долине. Каменные обломки этих морен сохраняют свою первоначальную угловатую форму; 3) донные морены образуются за счет экзарации и захвата продуктов выветривания. Подстилающие лёд горные породы подвергаются очень сильному механическому воздействию. Они дробятся, крошатся, царапаются, полируются и истираются ледником, образуя песчано-илистый, глинистый и каменный материал.

Конечные (краевые) морены. При длительном стационарном положении края ледника наблюдается динамическое равновесие между поступающим льдом и его таянием. В этих условиях у края ледяного покрова будет накапливаться приносимый ледниками обломочный материал, формируя конечную, или краевую, морену (рис.5). В образовании конечных морен выделяет участки таких процессов, как: 1) сваливание в краевой части ледника обломочного материала, поднимающегося по внутренним сколам; 2) напор края льда на уже образовавшиеся отложения и породы подледного ложа (бульдозерный эффект).; 3) латеральное - боковое выжимание или выдавливание насыщенного водой обломочного материала. Сложное проявление различных процессов в краевой части ледника вызывает значительные неоднородности в строении и составе конечных морен. Особенно большой сложностью отличаются напорные морены, состоящие, из чередующихся нарушенных ледниковых морен, водно ледниковых отложений и коренных пород ледникового ложа. Конечные морены в рельефе представляют слабоизогнутые валообразные или грядообразные возвышенности, которые очертаниями в плане повторяют форму края ледникового потока, ледниковой лопасти или отдельных ледников. В европейской части России и в Европе хорошо выражены валообразные гряды конечных морен большой протяженности. Они достигают в длину десятков, а местами и сотен километров. Наличие нескольких гряд конечных морен, отчетливо выраженных в рельефе, соответствует наиболее стационарным положениям края ледника в процессе его отступания, т. е. длительным остановкам, сопровождающимся привносом обломочного материала к фронту ледника. Конечные морены горных ледников пересекают троговые долины и образуют валообразные перемычки, отражающие очертания края ледника. Иногда они имеют форму серповидных гряд (обращенных вогнутой стороной вверх по долине), которые местами продолжаются вдоль склонов долины в виде менее заметных боковых морен. Местами конечные морены подпруживают сток рек, образуя озера.

Контрольная работа №2

1)Общая характеристика материалов класса самородные элементы их отличительные особенности, применение

К этому классу относятся минералы, состоящие их одного химического элемента и называемых по этому элементу. Например: самородное золото сера и т.д. Все они подразделяются на две группы: металлы и неметаллы. В первую группу входят самородные Au , Ag , Cu , Pt , Fe и некоторые др., во вторую - As , Bi , S и С (алмаз и графит).

Для элементов металлов характерны: металлический блеск, электропроводность; Au и Pt не реагируют с кислотами; ковкость.

Для элементов не металлов характерны: разная структура; разброс свойств - оптических и механических.

Генезис - в основном, образуются при эндогенных процессах в интрузивных породах и кварцевых жилах, S - при вулканизме. При экзогенных процессах происходит разрушение пород, высвобождение самородных минералов (в силу их устойчивости к физическому и химическому воздействию) и их концентрация в благоприятных для этого местах. Таким образом, могут формироваться россыпи золота, платины и алмаза.

Применение в народном хозяйстве :1- ювелирное производство и валютные запасы ( Au , Pt , Ag , алмазы); 2- культовые предметы и утварь ( Au , Ag ), 3- радиоэлектроника ( Au , Ag , Cu ), атомная, химическая промышленность, медицина, режущие инструменты - алмаз; 4- сельское хозяйство- сера.

2) Возможны ли в природе следующие парагенетические ассоциации минералов: золото и халькопирит, корунд и мусковит, кварц и полевой шпат, пирротин и пентландит. Указать условия образования каждой минеральной ассоциации

Под парагенезисом понимают совместное нахождение элементов или минералов, связанных между собой генетически. Учение о парагенезисе минералов довольно подробно описано в работах Логвиненко Н.Н (1984) и Миловского А.В. (1985). Многие отечественные ученые выделяли ряд парагенетической ассоциации химических элементов и минералов в различных рудах. Под парагенетической ассоциацией минералов понимают закономерную группу минералов, слагающих минеральный агрегат, образовавшийся на одной стадии минералообразования, в одинаковых физико-химических условиях.

Для парагинезиса очень важно установление минералов сходного генезиса, которые составляют парагенетический ряд. Каждый парагенетический ряд месторождения связан с определенным процессом минералообразования. Так, магматические месторождения основных и ультраосновных пород содержат руды апатито-титановые, магнетитовые, медно-никелевые и др. Пегматиты кислых и щелочных пород характеризуются развитием олово-вольфрамовых месторождений. Постмагматические группы включают в себя скарновые месторождения, приуроченные к кислым гранитоидам: железные, медные, малибдено-вольфрамовые. Сюда же относится подгруппа месторождений гидротермальных, связанных с кислыми интрузиями: кварцево-касситеритовые, медные, медно-молибденовые, свинцово-цинковые, колчеданные, сурьмяно-ртутные, золото-серебрянные. К группе метаморфических месторождений, имеющих парагенетическую ассоциацию, относятся железно-кварцевые и марганцевые руды. Среди групп экзогенных месторождений это руды коры выветривания: железисто-силикатно-никелевые, алюминиевые и железняки и осадочно-фосфатные, марганцевые, алюминиевые, фосфорные.

Au.Различают самородное и коренное золото. Самородное золото химически чистое (без примесей), в природе встречается редко. Из примесей в золоте часто присутствует серебро, медь, висмут. Характеристикой степени чистоты золота служит ее проба.

CuFeS2. Халькопирит - название происходит от греческих слов «халькос» - медь и «пир» огонь. Синоним - медный колчедан. Твердость 3.5-4. Плотность 4.2. Блеск металлический, иногда отмечается пестрая побежалость - наподобие павлиньих перьев. Цвет латунно-желтый. Черта черная или зеленовато-черная. Излом неровный. Редкие кристаллы имеют тетраэдрический вид. Обычно встречаются в виде сплошных зернистых масс. Чаще всего халькопирит выделяется из гидротермальных растворов, поступающих по каналам от магматических очагов, совместно с пиритом, свинцом, цинком, медью и др. Реже халькопирит образуется осадочным путем, осаждаясь из пересыщенных раствором медного купороса поверхностных вод (медистые песчаники Джесказгана в Казахстане). Рассмотрим образование рудной залежи известного месторождения Коунрад в Казахстане. В толщу земной коры внедрилась жидкая магма. Она отдала тепло окружающим породам при постепенном охлаждении. Эту, еще не совсем остывшую магму, прорвала новая порция более горячей расплавленной магмы, образовала и заполнила трещины. По трещинам циркулировали горячие минеральные растворы, содержащие в себе соединения меди. В процессе остывания таких растворов из них на стенках трещин отложились вкрапления медного колчедана. Впоследствии грунтовые воды проникли в верхнюю часть горного массива, окислили руды медного колчедана и превратили их в синие и зеленые медные руды. Парагенетические ассоциации минералов золота и халькопирита в природе возможны. магматический вулкан ледник самородный

Al2O3. Отличительной особенностью для корунда является его высокая твердость - 9. Плотность 4. Цвет синий, черный, красный. Чистый корунд бесцветен. Блеск стеклянный, спайности нет, излом неровный. Кристаллы столбчатые, бочонковидной формы. Часто встречаются в зернистых массах. Непрозрачные кристаллы достигают 5-20 см, но встречаются разности значительных размеров и веса ( до 140 кг). Сингония тригональная. Прозрачные минералы синего цвета называются сапфиром; крававо-красного - рубином; серого - зернистая масса наждаком. Происхождение. Магматическое (пегматитовое), связанное с щелочной магмой (сиенит-пегматиты, нефелин-пегматиты), в результате охлаждения и перекристаллизации магм. Также есть контактово-метаморфическое, в зоне взаимодействия кислых изверженных пород с извястняками и бокситовыми породами. Благодаря своей высокой твердости корунд часто встречается в россыпях. В последнее время корунд для технических целей стали получать в большом количестве искусственным путем. Корунд и наждак используются как абразивный материал, в качестве подшипников для движущихся частей, в часах и других приборах; рубин и сапфир - драгоценные камни.

KAl2[AlSi3010](OHF)ІЇ Мусковит - белая калиевая слюда. Твердость 2-2. Плотность 2.7-3.1. Блеск перламутровый. Бесцветный, желтоватый. Сингония моноклинная. Спайность весьма совершенная в одном направлении. Легко раскалывается на чешуйки. Листочки упругие. Встречается в сплошных, листовато-зернистых и чешуйчатых агрегатах. Разновидности: 1) серицит - мелкочашуйчатый светлый мусковит. 2) Жильбертит - мелкочашуйчатый мусковит светло-желтого цвета. 3) фуксит - мелкочашуйчатый мусковит изумрудно-зеленого цвета. Мусковит является породообразующим минералом кислых и средних магматических пород. Часто встречается с пегматитом - Жильбертит; с метаморфическими породами - Серицитовые сланцы; в слюдяных сланцах и гнейсах - Фуксит. Мусковит цениться за свои замечательные свойства: он самый надежный диэлектрик, не проводит тепло, выдерживает температуру свыше 1300С, используется в радиотехнике.

SiO2 Блеск стеклянный. Твердость 7. Плотность 2,6. Бесцветный, белый, серый, дымчатый, фиолетовый, черный, розовый. Черты не дает. Спайность отсутствует. Сингония тригональная. Излом раковистый. Хрупок. Встречается в виде кристаллов, друз и плотных масс, в жилах, желваках и жеодах. Часты кристаллы в виде шестигранной призмы, увенчанной пирамидой. Грани кристаллов обычно сопровождаются поперечной штриховкой. Кристаллы встречаются разных размеров. Кварц имеет много разновидностей: горный хрусталь - бесцветный, прозрачный; цитрин - лимонно-желтый, прозрачный; аметист - фиолетовый, прозрачный; раухтопаз - дымчатый, прозрачный; морион - черный, не прозрачный; розовый кварц; молочно-белый кварц; авантюрин - мелкозернистый, желтого, бурого цвета с мерцающим золотистым отливом. В основном кварц магматического и гидротермального низко-температурного происхождения. Связан он с кислыми гранитными магмами. Часто кварц встречается в метаморфических и осадочных породах. В гидротермальных жилах вместе с кварцем встречается золото, сульфиды, вольфрамит, касситерит, берилл, кальцит и др. В последнее десятилетие кварц получают искусственно. Кварц используют для изготовления стекла, оптики, фарфора, фаянса, химической посуды, применяют его в радиотехнике, акустике, а красивые окрашенные кристаллы кварца нашли как полудрагоценные и поделочные камни. К большому семейству кварцев относится: халцедоны, агаты, кремень и яшмы.

Полевые шпаты. Среди силикатов наибольшее распространение имеют полевые шпаты- сложные соли кремневых кислот. Эти минералы составляют примерно половину массы земной коры. ИИх название указывает на широкое их распространение в поле, у реки, в горах. Подразделяются они на калиевые полевые шпаты, натровые и калиево-бариевые.

Пирротин Fe1-xS Минерал класса сульфидов. Всегда нестехиометричен по составу. В пирротинах наблюдается избыточное содержание серы: вместо 35,4 % оно достигает 39-40% . Чаще всего от 0.1 до 0.2. Минерал состава FeS (структурный тип никелина) называется троилитом и встречается лишь в метиоритах или в восстановительных условиях совместно с алмазом, железом и т д. В качестве примесей иногда наблюдается в незначительных количествах Cu, Ni, Co ( за счет включений халькопирита и пентландида). Изредка присутствуют примеси марганца и цинка. Сингония троилита и пирротина гексагональная; дигексагонально-пирамидальный класс. Для пирротина отмечено несколько политипов, большинство из которых устойчивы при температуре свыше 300-350 градусов Цельсия. Цвет пирротина кремовый до серого с бронзово-желтым оттенком, часто с бурой побежалостью. Черта серовато-черная. Блеск металлический. Твердость 4. Достаточно хрупок. Спайность не совершенная, но иногда наблюдается отдельность. Удельный вес 4.58-4.7. Практически все пирротины ферромагнитны. Минерал хорошо проводит электричество. Хорошим диагностическим признаком для пирротинов является их цвет и часто устанавливаемые магнитные свойства. Практическое значение пирротина не слишком существенное. Как сырье для производства серной кислоты пирротиновые руды значительно уступают пиритовым.