Контрольна робота з дисципліни «інженерна геологія»

Виконала студентка групи Тзу-41

Харківський державний технічний університет будівництва і архітектури

Харків-2007

Охарактеризувати відклади, що утворилися в результаті різних фізико-геологічних процесів. Пояснити суть цих процесів і вказати будівельні особливості відкладень. Морські відклади.

Морські відкладення, донні опади сучасних і стародавніх морів Землі. Переважають над континентальними відкладеннями, складаючи більше 75% загального обсягу осадовою оболонки материкової земної кори. Формування морських відкладень почалося з появою перший морів у архее або в ще більш віддаленому геологічному минулому, близько 3,5-4 млрд. років тому, і відбувалося протягом усієї геологічної історії. Копалини морські відкладення перетворені процесами діагенеза в осадові гірські породи. До морських відкладеннях відносяться більшість вапняків, доломіту, мергелів і крем'янистих порід, значна частина глин і аргілітів, алевролітів, пісковиків, конгломератів, а з корисних копалин - багато заліза та з марганцеві руди, більшість фосфоритів, горючі сланці та ін. Багато метаморфічні гірські породи (гнейси, сланці, мармур) спочатку накопичувалися як морські відкладення.

З надходить на дно водойми осадового матеріалу різного походження утворюються основні типи морських відкладень - Теригенні, біогенні, хемогенние і вулканогенні, а також різні їх поєднання.

В Залежно від глибини, віддаленості берега, форм рельєфу дна, течій, умов проживання осадкообразующіх організмів і ін факторів в межах окремих морських басейнів існують одночасно різноманітні обстановки осадкообразованія, в яких розвиваються різні фації морські відкладення. Так, у прибережної найбільш мілководій зоні під впливом хвилювання накопичуються Теригенні піски, галечники, ракушечники, а в ділянках затишшя і поблизу гирл річок - глини, алевритами. На підводних підняттях і на відкритих шельфах часті черепашкові і детрітовие біогенні вапняні опади, піски; в западинах епіконтінентальних морів переважають глини, алевритами, іноді багаті органічною речовиною; зустрічаються мергелістих, вапняні, крем'янисті мули. Особливий тип мілководних морських відкладень представляють рифові тіла вапняків або доломіту, часто залягають серед глибоководних морських відкладень. До мілководним морських відкладеннях відносяться деякі осадові залізні (оолітовие) і марганцеві руди, боксити, фосфорити.

Глибоководні морські відкладення, що накопичуються головним чином в улоговинах глибоких морів, переважно тонкозернисті (глини, алевритами, вапняні і крем'янисті мули), але зустрічаються і піски, відкладені придонними течіями. На схилах утворюються підводно-зсувні відкладення. У центральних частинах великих глибоких морів, куди надходить мало теригенно матеріалу, морські відкладення набувають пелагічних вигляд, наближаються до океанічних осадів (пелагічні діатоміти, вапняки). На дні і біля підніжжя схилів замкнутих улоговин утворюються морські відкладення, збагачені органічною речовиною.

Копалини Морські відклади розпізнаються за що містяться в них залишках або слідами життєдіяльності морських організмів, які, однак, можуть бути відсутні (особливо в глибоководних морських відкладеннях). Ознаками морських відкладень служать деякі аутігенние мінерали (глауконіт), структурні та текстурні особливості порід.

Маси морських відкладень, їх склад і розподіл на поверхні Землі залежать в першу чергу від тектонічного режиму та кліматичних умов. Тектонічні руху зумовлюють освіта морських басейнів, їх конфігурацію, основні риси рельєфу дна і прилеглих берегів, обумовлюють трансгресії і регресії моря, впливають на інтенсивність опадонакопичення і на потужності накопичуються товщ морських відкладень. Характер морських відкладень в тектонічних рухомих геосинклінальних областях і на відносно стабільних платформах істотно різний. Для першого характерні великі потужності, формування на початкових та завершальних стадіях тектонічних циклів глибоководних морських відкладень: крем'янистих і глинистих порід, туфів і туффітов, мергелів, пелітоморфних пелагічних вапняків, а також поліміктових і грауваккових уламкових відкладень - конгломератів, пісковиків, алевролітів, ритмічно-шаруватого флішу, підводно-зсувних відкладів, рифових вапняків. Платформні морські відкладення - мілководні органогенні вапняки і доломіт, тонкозернисті Теригенні породи (глини, мергелі, дрібнозернисті пісковики - кварцові, нерідко глауконітового) накопичилися переважно в епіконтінентальних морях і відрізняються невеликими потужностями.

Склад морських відкладень закономірно пов'язаний з кліматичної зональністю Землі. Як показує вивчення сучасних морів, в основних кліматичних зонах морське осадкообразованіе протікає по-різному (див. літогенезу). У морях гумідних зон, в умовах інтенсивного виносу річками продуктів вивітрювання порід суші, як у помірному, так і в тропічному поясах панують Теригенні відкладення -- піски, алевритами, глини. У холодноводні басейнах помірного поясу місцями накопичуються діатомові мули. У межах аридної зони, в умовах слабкого теригенно виносу, більш широко розвинене биогенное карбонатонакопленіе, утворюються черепашкові, мшанкові, форамініферовие, кокколітовие, птероподовие опади, а в теплих водах тропічної зони - коралово-водоростеві рифові комплекси; місцями відбувається хемогенное карбонатонакопленіе (оолітовие вапняні опади). У льодової зоні великого значення набувають льодовий-морські відкладення.

Умови освіти морських відкладень протягом геологічної історії не залишалися незмінними. Наприклад, у протерозої і палеозої хемогенние морські відкладення накопичувалися в ширших масштабах, ніж у мезозої і кайнозої, коли більший розвиток отримало биогенное осадкообразованіе. У докембрії та ранньому палеозої були широко поширені морські доломіт, а в наступні епохи - в основному вапняки. Своєрідні морські відкладення - залізисті кварцити (джеспіліти) відомі тільки в протерозої і т. д. У цих змінах можна бачити відображення тривалої еволюції складу гідросфери та атмосфери, розвитку життя на Землі.

***

Дати загальну характеристику тектонічних рухів земної кори (коливальних і тваринний розривних). Охарактеризувати різні форми дислокацій гірських порід. Пояснити можливість впливу дислокацій на умови будівництва різних споруд.

Тектонічні руху, механічні рухи земної кори, викликані силами, які діють в земній корі і головним чином у мантії Землі, що призводять до деформації складають кору порід. Тектонічні рухи пов'язані, як правило, з зміною хімічного складу, фазового стану (мінерального складу) та внутрішньої структури піддаються деформації гірських порід. Тектонічні руху охоплюють одночасно дуже великі площі. Геодезичні вимірювання показують, що практично вся поверхня Землі перебуває безперервно в русі, однак швидкість Тектонічні руху невелика, змінюючись від сотих часткою до перших десятків мм/рік, і тільки накопичення цих рухів у ході дуже тривалого (десятки - сотні млн. років) геологічного часу призводять до великим сумарним переміщенням окремих ділянок земної кори.

Американський геолог Г. Джільберт запропонував (1890), а німецький геолог Х. Штілл розвинув (1919) класифікацію «Тектонічні рухи» з поділом їх на епейрогеніческіе, виражаються в тривалих підняття і опускання великих ділянок земної поверхні, і орогеніческіе, що виявляються епізодично (орогеніческіе фази) в певних зонах освітою складок і розривів і ведуть до формування гірських споруд (див. орогенезу). Ця класифікація застосовується до цих пір, але її основний недолік - об'єднання в єдине поняття орогенезу двох принципово різних процесів - складки-і разривообразованія, з одного боку, і горотворення - з іншого. Тому було запропоновано ін класифікації. Одна з них (радянські геологи А. П. Карпінський, М. М. Тетяєв та ін) передбачала виділення коливальних складки-і разривообразующіх Тектонічні рухи, інша (німецька геолог Е. Харман і голландський вчений Р. В. ван Беммелен) - ундаціонних (хвильових) і ундуляціонних (складчастих) Тектонічні руху (див. Коливальні руху земної кори). Стало ясним, що Тектонічні рухи досить різноманітні як за формою прояву, так і по глибині зародження, а також, очевидно, за механізмом і причин виникнення. За ін принципом Тектонічні рухи були розділені ще М. В. Ломоносовим на повільні (вікові) і швидкі. Швидкі рухи пов'язані з землетрусами і, як правило, відрізняються високою швидкістю, на кілька порядків перевищує швидкість повільних рухів. Зміщення земної поверхні під час землетрусів становлять кілька м, іноді більше 10 м. Однак такі зміщення виявляються епізодично і в сумі дають ефект, не набагато перевищує ефект повільних рухів.

Істотне значення має підрозділ Тектонічні руху на вертикальні (радіальні) і горизонтальні (тангенціальні), хоча воно і носить в більшій мірі умовний характер, тому що ці рухи взаємопов'язані і переходять одні в інші (див. Горизонтальні рухи земної кори). Тому правильніше говорити про Тектонічні рухи з переважною вертикальної або горизонтальної компонентою. Переважаючі вертикальні руху обумовлюють підняття і опускання земної поверхні, в тому числі утворення гірських споруд. Вони є основною причиною накопичення потужних товщ осадових порід в океанах і морях, а почасти й на суші. Горизонтальні руху найбільш яскраво проявляються в утворення великих зрушень окремих блоків земної кори щодо інших з амплітудою в сотні і навіть тисячі км, в їх насувів з амплітудою в першій сотні км, а також (спірно) в освіті океанічних западин шириною в тисячі км у результаті розсовуючи брил континентальної кори (див. Мобілізм).

Тектонічні руху відрізняються певною періодичністю або нерівномірністю, яка виражається у змінах знаку і (або) швидкості в часі. Щодо короткоперіодичні вертикальні руху з частою зміною знака (оборотні) називаються коливальними. Горизонтальні руху зазвичай тривало зберігають свою спрямованість і є незворотними. Коливальні Тектонічні руху. ймовірно, служать причиною трансгресії і регресій моря, освіти морських і річкових терас. За часом прояву виділяють новітні Тектонічні руху. які безпосередньо позначаються в сучасному рельєфі Землі і тому розпізнаються не тільки геологічними, а й геоморфологічними методами, і сучасні Тектонічні рухи, які вивчаються також і геодезичними методами (повторні нівелювання тощо). Вони становлять предмет дослідження неотектоніка.

Тектонічні руху віддаленого геологічного минулого встановлюються з розповсюдження трансгресії і регресій океану, за сумарною товщині (потужності) накопичилися осадових відкладень, по розподілу їх фацій і джерел уламкового матеріалу, знесеного в депресії. У такий спосіб з'ясовується вертикальна компонента переміщення верхніх шарів земної кори або поверхні консолідованого фундаменту, розташованого під осадковим чохлом. В якості репера використовується рівень Світового океану, який вважають майже постійним, з можливими відхиленнями до 50-100 м під час танення льодовиків або освіту, а також більш значними відхиленнями - до декількох сотень м в результаті зміни ємності океанічних западин при їх розростання та освіті серединно-океанічних хребтів.

Великі горизонтальні переміщення, що визнаються не всіма вченими, встановлюються як за геологічними даними, шляхом графічного випрямлення складок і відновлення насунутих товщ гірських порід в первинному положенні, так і на підставі вивчення залишкової намагніченості гірських порід (див. Палеомагнетізм) і змін палеоклімата (див. палеокліматологія). Вважається, що при достатній кількості палеомагнітних і геологічних даних можна відновлювати колишнє розташування материкових брил і визначати швидкість і напрямок переміщень, що відбувалися в наступний час, наприклад з кінця палеозойської ери.

Швидкість горизонтальних переміщень визначається прихильниками мобілізма по ширині новостворених океанів (Атлантичного, Індійського), за палеомагнітним даними, що вказує на зміни широти і орієнтування по відношенню до меридіанах, і по ширині що утворюються при розростання океанічного дна смуг магнітних аномалій різного знака, які зіставляються з тривалістю епох різної полярності магнітного поля Землі. Ці оцінки, як і швидкість сучасних горизонтальних рухів, виміряна геодезичними методами в Рифт (Східна Африка), складчастих областях (Японія, Таджикистан) та на зрушення (Каліфорнія), становлять 0,1-5 см/год. Протягом мільйонів років швидкість горизонтальних рухів змінюється незначно, напрямок залишається майже постійним.

Вертикальні руху мають, навпаки, змінний, коливальний характер; повторні нівелювання показують, що швидкість опускання або підняття на рівнинах звичайно не перевищує 0,5 см/рік, підняття в гірських областях (наприклад, на Кавказі) досягає 2 см/рік. У той же час середні швидкості вертикальних Тектонічні руху, які визначаються для великих інтервалів часу (наприклад, за десятки млн. років), не перевищують 0,1 см/рік у рухомих поясах і 0,01 см/год на платформах. Ця різниця у швидкостях, виміряних за малі і великі проміжки часу, вказує на те, що в геологічних структурах фіксується лише інтегральний результат вікових вертикальних рухів, що накопичується при підсумовуванні коливань протилежного знака. Подібність Тектонічні руху. використовуються на одних і тих самих тектонічних структурах, дозволяє говорити про успадкованому характер вертикальних Тектонічні руху До Тектонічні руху зазвичай не відносять переміщення гірських порід в приповерхневої зоні (десятки м від поверхні), викликані порушеннями їх гравітаційного рівноваги під впливом екзогенних (зовнішніх) геологічних процесів, а також періодичні підняття та опускання земної поверхні, обумовлені твердими приливами Землі внаслідок притягання Місяця і Сонця. Спірним є віднесення до Тектонічні руху процесів, пов'язаних з відновленням ізостатичного рівноваги (див. Ізостазія), наприклад, піднять при скороченні великих льодовикових покривів типу антарктичного або гренландського. Локальний характер носять руху земної кори, викликані діяльністю вулканів. Причини Тектонічні рухи до цих пір достовірно не встановлені; в цьому відношенні висловлюються різні припущення (див. Тектонічні гіпотези). На думку ряду вчених (О. Ампферер. 1906; P. Швіннер. 1919; та ін), глибинні Тектонічні руху викликані системою великих конвекційних течій, що охоплюють верхні і середні шари мантії Землі; з такими течіями, мабуть, пов'язано розтяг земної кори в океанах і стиснення в складчастих областях, над тими зонами, де відбувається зближення і занурення зустрічних течій вниз. Др. вчені (В. В. Бєлоусов. 1954) заперечують існування замкнутих конвекційних течій у мантії, але допускають підйом розігрітих в низах мантії і більш легких продуктів її диференціації, що викликає висхідні вертикальні рухи кори. Охолодження цих мас служить причиною її опускань.

При це горизонтальним рухам не надається істот. значення і вони вважаються похідними від вертикальних. При з'ясуванні природи рухів і деформацій земної кори деякі дослідники відводять певну роль напруг, що виникають у зв'язку зі змінами швидкості обертання Землі, інші вважають їх дуже незначними.

Монокліналь [від моно ... і грец. klino - нахиляє (сь)], форма залягання шарів гірських порід, що характеризується їх пологїм нахилом в один бік. Являє собою звичайно крило якого-небудь великого і пологого підняття або прогину шарів. Монокліналь особливо характерні для платформ, де вони приурочені до крил антекліз і синекліза. Прикладом Монокліналь є структура, що утворюється палеозойськими товщами від південного схилу Балтійського кристалічного щита до центру Московської синекліза; нахил шарів обчислюється в 2-2,5 м на 1 км довжини.

Список літератури

Для підготовки даної роботи були використані матеріали з сайту http://revolution.allbest.ru/