Болота.

Большое значение имеют органические болотные отложения как полезные ископаемые. Болота делятся на внутриконтинентальные и приморские. В свою очередь, первые подразделяются на низинные болота грунтового питания и верховые болота атмосферного питания.

Низинные болота чаще образуются на месте заполненных осадками и заросших озёр. Растительность отмирает, ложится на дно и входит в состав осадка, образуя торф, который постепенно заполняет озёрный водоём, образуя болото.

Верховые болота образуются на возвышенностях путём заболачивания лугов и лесов (в умеренно-прохладных областях, где количество выпадающих осадков больше, чем испарение). Они образуются в местах близкого залегания подземных вод. Их вода бедна минеральными веществами, поэтому в низ селятся лишь крайне нетребовательные зелёные мхи, а в особенности белые, или сфагновые. Толщи этих мхов имеют мощность иногда более 6 м, а в центре болота даже ещё больше. Кроме мха, на таких болотах растут лишь карликовая сосна, кусты и т.д. Такие болота распространены на севере лесной зоны, в зоне тундр.

Приморские болота распространены на низменных влажных морских побережьях. Покрыты обильной растительностью, в тропиках часто мангровой. Значительную мощность имеют органические отложения.

Образование торфа и угля.

Главнейший источник их - растительная клетчатка, возникшая за счёт крахмала, синтезируемого растениями. Растения аккумулируют в себе солнечную энергию за счёт фотосинтеза.

В условиях доступа кислорода происходит тление растений. Органическое вещество уничтожается, сохраняется зола. При быстром же погребении растений доступа кислорода нет, происходит медленное разложение вещества в анаэробных условиях. При частичном доступе кислорода идёт перегнивание (в верхних частях слоя) с образованием гумуса. В условиях полного отсутствия кислорода происходит обугливание, то есть постепенное выделение свободного углерода, который вместе с гумусом окрашивает растительную массу в бурый цвет. Так возникает торф.

Образование торфа - первая стадия углеобразования. Далее под влиянием давления верхних слоёв и повышенной температуры сначала образуется бурый уголь, а затем каменный уголь, со всё большим содержанием свободного углерода и меньшим содержанием сложных органических веществ (включающих углерод, кислород, водород, азот и др.). Крайняя стадия этого процесса - образование антрацита - наиболее богатого углеродом каменного угля.

В геологическом прошлом накопление торфов и каменных углей шло в крупных масштабах, начиная со времени появления на Земле высших растений (девонский период). Особенно крупные залежи углей содержатся в отложениях каменноугольной, пермской, юрской и палеогеновой систем.

Билет № 16

1) Геологический круговорот воды в земной коре обусловлен непрерывным движением отдельных ее участков в связи с общей тектонической жизнью Земли. Начало круговорота связано с бассейнами осадконакопления на стадии формирования геосинклинального прогиба. В начальный этап структурного развития происходит накопление огромных толщ осадочных пород, преимущественно морского происхождения. В них захороняется большое количество седиментационных вод.

1-ый этап геологического круговорота - седиментогенный (или элизионный)связан с захоронением и отжатием поровых растворов. Подземные воды, отжатые в процессе литификации пород, называют седиментогенными или седиментационными, а сам процесс отжимания воды- элизионным.

Свежесформированный осадок на дне водоема имеет очень рыхлую структуру, высокую пористость, он обводнен (содержит 80-90% воды от общего веса). По А.И.Лисицину на дне океанов и морей ежегодно осаждается 86 млрд.тонн осадочного материала (реки, ледники, вулканические продукты, размыв морских берегов). При средней влажности осадков 70% масса захороняемой воды равна 60 млрд.тонн в год – это 0,01% объема воды, испаряющейся с поверхности Мирового океана.

При уплотнении осадка значительная часть воды возвращается обратно в водоем, где происходило осадконакопление.

При образовании мощной толщи осадков (в процессе перехода от стадии седиментогенеза к стадии диагенеза) происходит их уплотнение. По мере погружения зоны осадконакопления в результате давления перекрывающих слоев и уплотнения осадков, происходит превращение осадков в породы. При этом содержание воды в осадках начинает уменьшаться, пористость снижается.

Уже на первых сотнях метров пористость глинистых осадков интенсивно уменьшается (с 70-80% до 40-45%), и они теряют значительное количество свободной воды. При дальнейшем погружении скорость уплотнения глин и водоотдача из них уменьшаются. По данным Н.Б.Вассоевича, пористость глин на глубине 400-500м составляет 35-40%, на 2000м-20%, на 3000м-меньше 10%. Пористость песчаных и карбонатных пород с глубиной уменьшается значительно медленнее, чем глинистых. Но даже на больших глубинах (6-10км) встречаются зоны с высокой пористостью и проницаемостью.

Уменьшение пористости тонкодисперсных пород при уплотнении приводит к отжатию из них больших объемов поровых вод, поступающих в подземную гидросферу. Вода отжимается в коллекторские пласты, преимущественно песчаные, залегающие между уплотняемыми слоями глин. В песчаных пластах изначально находящаяся там седиментационная вода постепенно замещается водой, выдавливаемой из глин, так как геостатическое давление, господствующее в уплотняющихся слоях глин, в 2 и более раза превышает гидростатическое давление, преобладающее в практически несжимаемых песчаниках. Геостатическое давление в глинах, передаваясь на заключенные в них породы, создает в них давление, превышающее давление в коллекторах. Далее движение вод в водоносных горизонтах происходит в соответствии с гидравлическим уклоном, направленным от мест наибольшего прогибания и выжимания к местам относительно меньшего тектонического движения (рис. 1).

Выжимание воды может происходить от нескольких лет до 20-30 млн. лет. Седиментогенные воды при регрессии моря постепенно разбавляются и замещаются инфильтрационными водами, при последующей трансгрессии моря начинается новый цикл формирования седиментационных вод.

Рис 1. Схема отжатия воды на дне моря:

1-пески; 2-глины; 3-породы фундамента;

4-направление отжатия воды

2-ой этап геологического круговорота - метаморфогенный. Он связан с региональным метаморфизмом осадочных и вулканогенно-осадочных пород и проявляется в условиях геосинклинального режима под действием высоких давлений и температур.

После уплотнения и полной литификации осадков в их составе еще находится 2-5% (от объема) поровых вод. Эти воды в виде свободных выделяются при попадании осадочных толщ в зону прогрессивного метаморфизма, который, сопровождаясь перекристаллизацией пород, приводит к выделению в свободную фазу поровых, кристаллизационных и конституционных разностей, входящих в состав глинистых минералов. При этом происходит дегидратация и дегидроксилирование пород, т.е. выделение гидроксильной группы, ионов водорода и кислорода, которые при соединении синтезируют молекулу воды. Подземные воды, образовавшиеся из связанной воды осадочных, вулканогенно–осадочных или магматических пород в процессе их метаморфизма называются метаморфогенными или возрожденными.

Выделение воды при метаморфизме происходит медленно по мере перекристаллизации минералов. Т.о. захороненная первоначально в осадочных отложениях вода в процессе метаморфизма постепенно полностью освобождается и занимает трещины и межгранулярные пространства горных пород, а также образует восходящие потоки к поверхности земли. Таким путем свободные воды по системе сообщающихся сосудов из зоны метаморфизма оказываются выведенными снова к дневной поверхности, тем самым замыкая геологический круговорот воды и создавая флюидные потоки из коровых (15-30 км) и мантийных недр земли.

Время на прохождение метаморфической ветви геологического круговорота составляет от нескольких десятков до сотен млн.лет.

3-ий этап геологического круговорота - магматогенный. Принципиально другой ветвью геологического круговорота воды в земной коре являются предполагаемые процессы поглощения океанических вод в пределах рифтовых зон океана с последующим участием их в процессах серпентинизации мантийных пород и формирования океанической коры. Завершение этой ветви геологического круговорота воды с ее возвращением в поверхностную гидросферу предположительно может быть связано с процессами десерпентинизации (дегидратации) пород океанической коры при их погружении в районах глубоководных желобов и вулканической деятельностью.

Мантийно-океанический цикл круговорота воды А.Н.Павлов связывает со схемой движения океанического дна и системой конвективных потоков вещества, протекающих в верхней мантии в соответствии с тектоникой плит. Океаническая кора и подстилающая ее мантия, образующие литосферную плиту, движутся как единое целое от срединных океанических хребтов к обрамляющим океаны континентам (рис 2.). Скорости движения литосферных плит различны. На границе между ними образуются крупные разломы. При столкновении с континентами плиты, погружаясь под них, производят сильную деформацию земной коры (процесс субдукции). В более глубоких частях мантии (400-600км) существует конвективный поток вещества в противоположном направлении, который поднимается к поверхности в зоне срединных хребтов. При подъеме вещество мантии взаимодействует с океанической водой, образуя серпентинизированный перидотит, содержащий большое количество химически связанной воды. Этот серпентинизированный слой, образуя плиту, перемещается к континентам, и погружаясь под них, десерпентинизируется с выделением большого количества воды, которая возвращается в океан.

7

Рис 2. Мантийно – океанический круговорот воды:

1 – океаническая кора; 2 – литосфера; 3 - континентальная литосферная

плита; 4 – осадочные породы; 5 – базальтовая магма в зоне спрединга;

6 – гранитойдные интрузии; 7 – направление движения воды

2) Геологическое строение Русской платформы. Подразделение территории на районы, выделяемые по степени сходства и различия всего комплекса природных условий, наз. районированием.

В основу геологического районирования кладут общий характер тектонических движений - тип развития (геосинклинальный, платформенный) и возраст превращения геосинклиналей в складчатые зоны, а последних - в платформы. В зависимости от возраста слагающих территорию страны структур выделяются следующие области: область докембрийской складчатости (Русская и Сибирская платформа), область палеозойской складчатости (Урало-Сибирский складчатый пояс; Уральская складчатая система и Западно-Сибирская плита), область мезо-кайнозойской складчатости (Тихоокеанский и Средиземноморский складчатые пояса). Каждая из выделенных геологических областей подразделяются на геологические районы, характеризующиеся единством своего структурно-геологического развития.

Русская и Сибирская платформы относятся к наиболее древним структурам - области докембрийской складчатости, которая уже в палеозойскую эру представляла собой устойчивые платформенные участки земной коры.

Русская платформа занимает европейскую часть, включая горные районы Урала, Кавказа, Крыма и Карпат.

Она сложена интенсивно дислоцированными породами докембрия, перекрытыми на большей части территории, залегающими почти горизонтально отложениями палеозоя, мезозоя и кайнозоя, включая породы четвертичного периода. Выходы докембрийских пород на дневную поверхность наблюдается в пределах Балтийского и Украинского щитов. В западной части платформы отложения докембрия залегают на небольшой глубине, в восточной и южной части они погружаются глубже.

На Русской платформе выделяются Балтийская, Польско-Литовская, Днепровско-Донецкая, Московская, Восточно-Русская и Урало-Эмбенская (Прикаспийская) впадины. Русская платформа занимает обширную территорию и имеет длительную и сложную историю формирования, поэтому её геологическое строение очень разнообразно в разных частях.

Брянская область занимает северо-западный склон Днепровско-Донецкой впадины докембрийского фундамента и расположена на северо-западной окраине Воронежского кристаллического массива скрытого под чехлом осадочной Русской платформы.

Кристаллический фундамент Восточно-Европейской (Русской) платформы архейско-протерозойский. В петрографическом отношении это изверженные, метаморфическо-осадочные и осадочно-вулканогенные породы (гнейсы, сланцы, амфиболиты, граниты, кварциты, перидотиты, диабазы и др.).

Осадочный чехол представлен также разнообразными породами. Это морские и континентальные образования (глины, алевриты, пески, песчаники, известняки, мергели, писчий мел, горючие сланцы, угли, соленосные образования и др.). Породы кристаллического фундамента Балтийского щита и осадочного чехла в плейстоцене были главными поставщиками терригенного материала для формирования ледниковых отложений.