Понятие о слое и слоистости

Слой — это геологическое тело, образованное осадочной горной породой, однородной по составу или структуре, цвету и т. д., ограниченное приблизительно параллельными поверхно­стями. Наряду с термином «слой», в том же понимании часто употребляется термин «пласт», особенно для обозначения слоев полезных ископаемых (уголь, известняк и т. д.).

Основные элементы слоя (пласта). Плоскости соприкоснове­ния слоя с окружающими породами называются поверхно­стями напластования. Породы, покрывающие слой, на­зываются кровлей, подстилающие — подошвой (рис. 36).

Кратчайшее расстояние между поверхностями напластования называется истинной мощностью. Любое другое расстояние между кровлей и подошвой называется видимой мощностью. При неполном обнажении слоя замеряют неполную мощ­ность — расстояние по перпендикуляру к поверхности наслоения

от кровли или почвы до любой точки слоя. Уменьшение мощности, наблю­даемое на небольшом расстоянии, на­зывается пережимом. Если умень­шение мощности сопровождается ис­чезновением слоя, то такое явле­ние называется выклиниванием. Пласт, выклинивающийся во все сто­роны на коротких расстояниях, назы­вается линзой. Мощность линзы невелика по сравнению с ее протяжен­ностью.

Тонкий пласт, залегающий в толще мощных пластов, называется пропластком, или прослойком.

Положение пласта в пространстве определяется его элементами залега­ния — азимутом падения, углом паде­ния и азимутом простирания.

 

Рис. 36 Элементы слоя.

а – кровля; б – подошва;

в – пережим; г – выклинивание;

д - линза

Слоистость — это одно из важней­ших свойств осадочных горных пород.

Под слоистостью понимают чередование слоев, тонких прослой­ков, отличающихся по своим свойствам (например, чередование глинистого материала с песком и др.). Переход одного слоя в другой может быть или резким или постепенным, незамет­ным. В последнем случае граница между слоями проводится условно. Характер слоистости позволяет судить о тех измене­ниях, которые происходили при формировании осадков.

 

Классификация слоистости. Слоистость осадочных горных по­род классифицируют по мощности и условиям образования.

В зависимости от мощности часто выделяют следующие виды слоистости:

грубая - мощность слоев 50 см;

крупная - » » 50—10 см;

мелкая » » 10—1 см;

тонкая » » 1—0,1 см;

микрослоистая » » 1—0,1см.

 

Соответственно этому породы называются грубо-, крупно-, мелко-, тонко- и микрослоистыми или листоватыми.

По условиям образования выделяют четыре.основных типа слоистости (рис. 37):

параллельная — поверхности наслоения близки к пло­скостям; формируется при отсутствии заметных движений воды;

волнистая — имеет волнисто-изогнутые поверхности на­слоения; формируется при периодической смене движений — приливных и отливных течений и др.;

косая — характеризуется прямолинейными и криволиней­ными поверхностями наслоения; формируется при движении среды в одном направлении — реки, морского потока, воз­духа и др.;

линзовидная — имеет разнообразные формы и изменчи­вые мощности отдельных слоев; формируется при быстром и из­менчивом направлении движения водной или воздушной среды и др.

 

 

 

Рис 37. Различные типы

слоистости в разрезе.

а - горизонтальная (1, 3, 5 - глина, 2, 4 — пески);

б — волнистая; в - косая слоистость речных потоков; г - косая слоистость в мор­ских отложениях; д - эо­ловая косая слоистость

Образование слоистых толщ. Характер слоистости и мас­штабы ее проявления в природе многообразны и обусловлены целым рядом факторов: вертикальными тектоническими движе­ниями, климатом, динамическим режимом водной или воздуш­ной среды, а также химическими изменениями состава вод озер­ных и морских бассейнов.

Формирование крупной слоистости происходит обычно в ре­зультате тектонических движений и вызванных ими изменений физико-географических условий отложения осадков.

При определенном положении береговой линии осадки в плане располагаются в строго определенном порядке. В общем случае вблизи берега накапливаются грубозернистые осадки, например галечники. Затем, с увеличением глубины, зона грубозернистых осадков сменяется более мелкозернистыми — пе­сками, алевритами, глинистыми илами. Вертикальные тектони­ческие движения приводят к передвижению береговой линии, которая в свою очередь приводит к миграции зон осадков. В случае наступления моря на сушу (трансгрессии) происходит углубление моря — на грубозернистых осадках будут накапливаться пески, на песках алевриты, на алевритах — глинистые илы

При отступлении моря (регрессии) происходит обмеление моря — осадки накапливаются в обратной последовательности: на глинистых илах — алевриты, на алевритах — песок, на пес­ках — грубозернистые осадки.

Таким образом, по характеру взаимосвязи слоистых толщ по отношению к древнему основанию выделяют трансгрессивное и регрессивное взаимоотношение слоистых толщ (см. рис. 38).

Формирование мелкой, тонкой и микрослойчатости связано в большинстве случаев с изменением физико-географических ус­ловий в области сноса и накопления осадков (сезонные измене­ния климата, изменение уровня воды в реках, несущих терригенный материал, химическое изменение состава вод озерных и морских бассейнов).

При первичном ненарушенном залегании слои расположены горизонтально, относительно параллельны между собой и в них соблюдается строгая стратиграфиче­ская последовательность наслоения.

При нарушенном вторичном залега­нии слои лежат наклонно, собраны в складки и могут быть разорваны и сдвинуты по разрывным тектониче­ским нарушениям.

Взаимоотношения между слои­стыми толщами. Если смеж­ные по вертикали слои связаны посте­пенным переходом, это говорит об их согласном взаимоотношении (зале­гании слоев). Согласное залегание образуется в том случае, если при из­менении состава отложений осадконакопление в бассейне не прерывалось. Однако в отдельные моменты истории по тем или иным причинам осадконакопление может прерываться. За время

перерыва поверхность образованного слоя осадков подвергается выветриванию, размывается как на поверхности суши, так и под водой. Когда осадконакопление вновь возобновляется, в основа­нии нового слоя нередко накапливается галька. Поверхности, которые образуются при перерывах в осадконакоплении, носят название поверхностей стратиграфических несогла­сий, поскольку с ними связано выпадение из разреза отдель­ных стратиграфических горизонтов.

Рис 38.

Если новый слой осадка ложится на горизонтально лежащие, ранее накопившиеся слои и у них нет различия в условиях зале­гания — говорят о параллельном несогласии. Если нижние слои перед накоплением нового слоя за время перерыва оказались смятыми в складки или приобрели наклон, то по ха­рактеру залегания они отличаются от вышележащих горизон­тальных слоев. Такой тип взаимоотношения между слоистыми толщами называется угловым несогласием. Различие в величине наклона слоев носит название угла несогла­сия, который может меняться от 0 до 180°. В случае когда простирание нижних, более древних слоев не совпадает с верх­ними, более молодыми, говорят об азимутальном угло­вом несогласии.

Аналогичные соотношения между двумя контактирующими толщами могут возникнуть и тогда, когда на складчатую серию пород будет надвинут пакет пологозалегающих отложений. В этом случае они разграничены поверхностью тектонического разрыва, которая выражена зоной перетертых пород, наличием зеркал скольжения и т. п. Взаимоотношение между двумя этими толщами носит название тектонического несогласия.

При стратиграфических несогласиях сверху всегда залегает более молодая толща, при тектонических — в верхней части мо­гут оказаться и более древние отложения.

По площади распространения несогласия могут быть регио­нальными, т. е. проявляющимися на значительной территории, и локальными, или местными, т. е. приуроченными к неболь­шим участкам.

Горизонтальное залегание слоев. В условиях горизонтального залегания поверхности наслоения отдельных толщ горизон­тальны или близки к ним, и каждый нижележащий пласт более древний, чем вышележащий.

Если пласты осадочных толщ имеют горизонтальное залега­ние в условиях идеально ровной, плоской местности (столовая равнина), то на поверхности будет обнажен только самый верх­ний пласт. Представим себе, что при том же горизонтальном за­легании — рельеф местности пересеченный, расчлененный, т. е. прорезанный оврагами и речками, водоразделы между которыми плоские. В этом случае самые молодые пласты обнажаются на водоразделах, а более древние — на склонах оврагов и долин рек. Иногда в береговых обрывах отчетливо видна кровля и подошва отдельных слоев (пластов), имеющих одинаковые абсо­лютные отметки.

Ширина выхода пластов (а) на дневную поверхность зави­сит от мощности слоя и характера рельефа местности. Из рис. 39 видно, что чем положе рельеф, тем больше ширина выхода гори­зонтально лежащего слоя на поверхность и наоборот. Истинная мощность горизонтального слоя выходящего на склоне водораздела, если неизвестны отметки, равна

m = h * sin a,

где m - истинная мощ­ность пласта; h — видимая мощность пласта; а — угол склона мест­ности. Изображение горизонтально залегающих слоев на геологических картах пока­зано на рис.40, где видно, что границы отдельных слоев либо совпадают с соответст­вующими горизонталями, либо проходят между ними.

При горизонтальном зале­гании слоев по карте можно вычислить мощность пластов, определив разность высотных отметок кровли и подошвы одного и того же пласта.

Если на геологической кар­те отсутствуют горизонтали и мощность слоев меньше относительного превышения рельефа, то по соотношению гидрогра­фической сети и геологических границ можно установить нали­чие горизонтального залегания пород.

Рис 39. Взаимосвязь ширины выхода пласта с рельефом.

1 — зависимость проекции ширины вы­хода (а) горизонтального слоя от его ис­тинной мощности (т) и характера мест­ности; 2 — определение истинной мощно­сти горизонтального слоя

Обычно границы между отдельными слоями в виде полос плавно окаймляют реки, ов­раги, водоразделы и никогда не наблюдается рез­кого пересечения геологических границ реками или оврагами. В равнинных частях водоразделов слои, лежащие горизон­тально, занимают обширные пространства.

Горизонтальное залегание слоев широко распространено на Русской и Западно-Сибирской равнинах.

Наклонное залегание слоев. При наклонном, или монокли­нальном, залегании поверхность каждого пласта представляет собой наклонную плоскость, причем породы имеют одинаковую ориентировку наклона и величину угла наклона.

Для ориентировки наклонного слоя в пространстве введено понятие об элементах залегания: линии простирания, линии падения, которые характеризуют положение слоя по отно­шению к странам света.

Линия простирания — это линия пересечения пласта с горизонтальной плоскостью. Линия падения — это направление наибольшего наклона пласта. Линия падения всегда перпендикулярна линии простирания.

 

 

 

Рис. 40. Изображение горизонтально залегающих пород на геологической

карте (а) и в разрезе (б).

1— песчаник; 2 —глина; 3 — известняк

При одном и том же направлении падения пласт может иметь, различный наклон. Поэтому введено понятие угла па-де ни я, под которым понимают угол наклона пласта к гори­зонту. Углы падения пород до 20° принято относить к пологим, до 50 —к средним, 50° и выше — к крутым. При угле падения близком к 90°, слои относят к вертикальному падению.

Положение линии простирания и линии падения в простран­стве определяется их азимутами. Азимутом данного направления является угол, отсчитываемый от северного направления истин­ного меридиана до заданного направления по ходу часовой стрелки.

 

Азимутом линии простирания называется правый векториальный угол между одним из направлений линии прости­рания и северным направлением истинного меридиана.

В связи с тем что линия простирания имеет два противо­положных направления, у нее могут быть два замера, разли­чающиеся между собой на 180⁰

Азимутом падения называется правый вектори­альный угол между проекцией линии падения на горизон­тальную плоскость и север­ным направлением истинного меридиана.

Учитывая, что у наклон­ного пласта имеется одно оп­ределенное направление паде­ния, может быть замерен только один азимут падения, который отличается от азимута линии простирания на 90°. Значение угла падения не мо­жет быть больше 90°.

 

Горный компас

Элементы залегания наклонного слоя опре­деляются горным компасом (рис. 41).

Основание горного компаса имеет вид прямоугольника (8 – 11 * 7 – 8 см.), в середине которого прикреплена коробка с лимбом, разделенным против часовой стрелки на 360° Лимб установлен таким образом, что длинные ребра основания ком­паса параллельны линии север—юг, а короткие — линии во­сток—запад.

На острие шпиля в центре корпуса на агатовом или рубино­вом подшипнике закреплена стальная магнитная стрелка; ее северный конец покрыт синей (вороненой) или белой краской Подшипник сообщает стрелке свободное вращение. В нерабочем положении стрелка закрепляется тормозным приспособлением один конец которого надет на шпиль, а другой — выведен в юго-западный конец корпуса и управляется винтом. Стрелка осво­бождается только на время работы.

Под стрелкой компаса на шпиль насажен отвес — клинометр который может свободно двигаться только при вертикальном по­ложении компаса. На нижней расширенной части отвеса прорезано окошечко, в середине которого точно по центру отвеса прорезан зубец. В основании компаса, кроме лимба для замера ази­мутов, имеется полукруговая шкала клинометра для измерения углов наклона. Отсчет градусов по этой шкале идет от нулевого положения в две противоположные стороны. Лимб покрывается стеклом, закрепленным кольцевой пружиной. На круглую ко­робку компаса надевается крышка. Все части компаса, кроме стрелки, изготовляются из немагнитных материалов: алюминия, латуни, бронзы или пластмассы.

В отличие от обыкновенного компаса, в горном компасе во­сток и запад обменены своими местами. Это сделано для того, чтобы величину азимута можно было читать непосредственно по северному концу магнитной стрелки.

 

 

Рис 41. Горный компас.

1 - пластинка (основание компаса); 2 — коробка ком­паса с лимбом; 3 — клино­метр (отвес); 4 — тормозное приспособление для клино­метра; 5 — магнитная стрел­ка; 6 — пружина, удержи­вающая покровное стекло; 7 — тормозное приспособле­ние для магнитной стрелки

 

Порядок работы с горным компасом. Для опре­деления азимута любого направления компас устанавливают горизонтально так, чтобы короткая его сторона, на которой на­писано «север» и «О», была направлена в искомом направлении. Отпускают магнитную стрелку и берут показания по ее север­ному концу.

Для определения азимута простирания на расчищенный уча­сток наклонного пласта устанавливают компас на длинное ребро так, чтобы отвес принял положение 0°. Линия соприкосновения поверхности слоя с ребром компаса будет линией простирания. Вдоль ребра компаса проводят карандашом или иглой линию простирания пласта. Затем компас приводят в горизонтальное положение, прикладывая длинное ребро к линии простирания, освобождают магнитную стрелку и по ее северному концу производят отсчет, который и дает азимут линии простирания.

При определении линии падения компас следует приложить к линии простирания короткой южной стороной, чтобы север «С», указанный на основании компаса, был направлен по на­правлению падения.

 

 

 

Рис 42. Измерение азимута.

я —измеряемый угол (стрелка С — направление па север, стрелка А — направление азимут которого определяется <а=150°); б — показание стрелки обычного компаса ЮЗ

210⁰; в — показание стрелки горного компаса ЮВ 150°

 

 

Порядок замеров элементов залегания слоя горным компасом

Затем компас приводят в горизонтальное положение. Отпустив зажим винта, закрепляющего стрелку, берут отсчет по ее северному концу (рис. 42, г). После этого за­крывают зажим и, приложив компас длинной стороной по линии падения, по отвесу фиксируют угол наклона слоя (рис. 42, в). При записи простирания и падения записывается в буквен­ном выражении четверть, на которую падает этот угол (СВ, ЮВ, ЮЗ, СЗ). При цифровом выражении угла значок градусов не ставится, чтобы не смешать его с нулем. Полная запись эле ментов залегания такова: аз. прост. ЮЗ 215, аз. пад. 125<30, или аз. прост. 215, аз. пад. 125<30. Часто в практике запись сокращается: аз. пад. 125<30, так как простирание можно полу­чить, прибавив (или отняв) к азимуту падения 90°.

 

 

Рис 43. Различные случаи определения истинной мощности наклонно залегаю­щих слоев по видимой мощности, углу наклона слоя и углу наклона поверх­ности рельефа, по А. Е. Михайлову.

1 - поверхность рельефа горизонтальная; 2 - по буровой скважине; 3 — поверхность рельефа наклонная, слой падает в сторону наклона поверхности рельефа, но круче рельефа; 4 — поверхность рельефа наклонная, слой падает в сторону наклона рельефа, но положе рельефа; 5 — поверхность рельефа наклонная, слой падает в сторону, про­тивоположную относительно наклона поверхности рельефа

 

Если замеры выполнены правильно, то разность отсчетов ази­мутов линии простирания и падения должна составить 90°. В случае значительного отклонения (2—3°) от этой величины замеры следует повторить.

Следует помнить, что замеры горным компасом дают углы между данным направлением и магнитным меридианом. Для по­лучения истинных азимутов следует учитывать магнитное скло­нение.

 

Определение истинной мощности слоя при наклонном зале­гании. При наклонном залегании в полевых условиях не всегда удается замерить истинную мощность слоя, т. е. кратчайшее расстояние между его кровлей и почвой. В этом случае истин­ную мощность (Я) можно определить, пользуясь рядом формул (рис. 43), измерив видимую мощность (h), угол падения слоя (а) и наклон поверхности рельефа (р).