Общая геология МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РЕСПУБЛИКИ КАЗАХСТАН Казахский национальный технический университет имени К. И. Сатпаева А. Б. Байбатша ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ (Динамика Земли) Рекомендовано Научно-методическим советом университета в качестве учебного пособия Алматы 2015 1 Байбатша А. Б. УДК 551(075.8) ББК 26.3 я 73 Б18 Рецензенты: Ергалиев Г. Х., акад. НАН РК, зав. лаб. ТОО «Институт геологических наук имени К. И. Сатпаева», д-р геол.-минер. наук, проф. Жаймина В. Я., ГНС ТОО «Институт геологических наук имени К. И. Сатпаева», д-р геол.-минер. наук Сеитов Н. С., член-кор. НАН РК, д-р геол.-минер. наук, проф. КазНТУ Антоненко А. А., зав. лаб. ТОО «Институт геологических наук имени К. И. Сатпаева, канд. геол.-минер. наук Печатается по плану издания Министерства образования и науки Республики Казахстан на 2015 г. Б18 Байбатша А. Б. Общая геология (динамика Земли). – Алматы: КазНТУ, 2015. – 483 с. Ил. 137. Табл. 30. Библиогр. – 12 назв. ISBN 978-601-228-768-4 Учебное пособие составлено в соответствии с программой дисциплины «Общая геология». В нем изложены предмет и объекты дисциплины, сведения о Вселенной, место Земли во Вселенной и Солнечной системе, особенности состава, строения и типы земной коры. Описаны эндогенные и экзогенные геодинамические процессы, их результаты, закономерности развития и становления земной коры, ее графические модели. Учебное пособие рассчитано для учащихся и студентов организации образования по специальностям: «Геология и разведка месторождений полезных ископаемых», «Горное дело», «Нефтегазовое дело», «География» и «Строительство». УДК 551(075.8) ББК 26.3 я 73 ISBN 978-601-228-768-4 2 Байбатша А. Б., 2015 КазНТУ, 2015 Общая геология ПРЕДИСЛОВИЕ Геология – наука о Земле (от греч. ге – Земля, логос – учение) и в таком кратком определении она очень емкая, содержательная и многогранная. В настоящее время геология является важнейшим направлением естествознания и инженерной деятельности человека. Она представляет собой цикл научных дисциплин среди отраслей геологии. Общая геология рассматривает общие сведения о Земле, начиная от положения ее в мировом пространстве (Вселенной) и заканчивая различными геологическими процессами, которые происходят на поверхности и в недрах Земли и приводят к образованию минералов, горных пород, полезных ископаемых, структурных форм и рельефа. Курс общей геологии является с одной стороны фундаментальной геологической дисциплиной при подготовке специалистов геологического (геологи, геофизики, гидрогеологи, сейсмологи, геоэкологи) и технического (буровики, технологи, механики, проектировщики, строители) профилей, т. е. специалистов по изучению и экономическому освоению недр. С другой стороны, очень велико и познавательное значение геологии как исторической науки для всех. В настоящее время все острее стоит глобальная проблема рационального использования и охраны геологической среды, с которой сталкиваются все недропользователи. Решение этой проблемы, можно сказать, целиком и полностью базируется на знании геологии, всего цикла геологических наук. В связи с этим общую геологию следует знать всем недропользователям и обучающимся на специальностях, связанных с геологией, разведкой и добычей полезных ископаемых, разработкой их месторождений. Так как месторождение полезных ископаемых является все больше экономической категорией, геология также нужна экономистам и экологам. Данное учебное пособие включает все разделы общей геологии и рассчитано для студентов, обучающихся на специальностях по направлениям геологии, географии, горного дела, нефтегазового дела, стоительства и геоэкологии. 3 Байбатша А. Б. 1. ОБЩИЕ ПОЛОЖЕНИЯ 1.1. Предмет и объекты геологии Предметом изучения геологии является планета Земля и геодинамические процессы. Земля – очень сложное материальное тело, имеющее свою большую историю, свое настоящее и свое будущее. Как небесное тело она является частицей космоса, планетой Солнечной системы. Космические законы и явления распространяются и на геологию, например, в виде всемирного тяготения, солнечной радиации и других форм, вызывают приливные течения, в значительной степени определяют климат, поддерживают жизнь и имеют непосредственное отношение к многообразным происходящим на Земле процессам. Вместе с тем на Земле происходят чисто земные процессы, свойственные в каждый данный момент только ей, неизвестные на других планетах и определяющие ее индивидуальность. Современная геология изучает состав, строение и историю Земли, закономерности и процессы формирования земной коры, слагающих ее минералов, горных пород, полезных ископаемых и их взаимоотношения, а также историю развития жизни на Земле. Практическое значение геологии очень велико и разнообразно. Развитие всех сфер экономики и вся мощная современная техника основаны на использовании продуктов земных недр, называемых минеральным сырьем – нефти, угля, металлов, различных строительных минералов, подземных вод и др. Необходимость поисков и добычи разнообразного минерального сырья способствует развитию геологических исследований, ставит перед геологией все новые теоретические и практические задачи, требует скорейшего их решения. Объектами непосредственного изучения геологии являются минералы, горные породы, ископаемые органические остатки, геологические процессы. Земля состоит из внутренних (земная кора, мантия и ядро) и внешних (атмосфера, гидросфера и биосфера) оболочек, которые находятся в постоянном взаимодействии. В результате этих взаимодействий возникают геологические (или геодинамические) процессы. Практическая работа геолога протекает в пре4 Общая геология делах верхней части твердой оболочки (литосферы) – земной коры, находящейся в постоянном взаимодействии с внешними и внутренними оболочками, которые обладают иным составом и другими физическими свойствами, чем земная кора. В зависимости от этого геологические процессы делятся на две группы: 1) внешние (экзогенные), возникающие при взаимодействии земной коры с внешними оболочками; 2) внутренние (эндогенные), связанные с взаимодействием земной коры с внутренними оболочками и развитием материи в глубоких недрах планеты. Геологические процессы меняют состав, строение земной коры и рельеф земной поверхности. При геологических исследованиях изучаются главным образом верхние горизонты земной коры непосредственно в естественных обнажениях (выходах на поверхность Земли горных пород) и в искусственных обнажениях – горных выработках (канавы, шурфы, карьеры, шахты, буровые скважины и др.). Для изучения глубинных частей земного шара применяются геофизические методы. 1.2. Методы исследования в геологии Специфической особенностью развития Земли являются исключительная длительность и огромные масштабы многих геологических процессов. Они распространяются на огромные территории и растягиваются на миллионы и миллиарды лет. По сравнению с этим не только жизнь отдельных людей, но и существование всего человечества представляется мгновенным эпизодом в истории планеты. Некоторые геологические процессы не доступны для непосредственного наблюдения и невоспроизводимы в лабораторных условиях. Судить об этих процессах можно лишь по их результатам, проявляющимся, например, в образовании различных горных пород и полезных ископаемых, геологических структур, разных форм рельефа земной поверхности и т. д., определяющим строение и состав земной коры. Понять эти процессы можно, восстанавливая шаг за шагом их историю и, в конечном счете, историю Земли, ее твердой оболочки. Вот почему геология, прежде всего, – историческая наука. 5 Байбатша А. Б. Геология стала успешно развиваться после того, когда были выяснены в XVII–XVIII вв. общие закономерности процесса осадконакопления (порядок формирования слоистых осадочных пород), а также была разработана на рубеже XVIII и XIX вв. методика определения относительного возраста осадочных горных пород, включающих остатки живых организмов. Изучение этих организмов показало, что каждой эпохе развития Земли соответствуют определенные, свойственные ей формы органического мира – животные и растения, населявшие в то время Землю. Так возник палеонтологический метод, основанный на определении относительного возраста горных пород по остаткам вымерших организмов (фауны и флоры). Позже, после открытия радиоактивного распада, были разработаны радиологические методы определения точного (абсолютного) возраста горных пород. Применение этих методов показало, что длительность существования земной коры превосходит 4 млрд лет. Однако для суждения о геологических процессах оказалось недостаточно представления об их возрасте, длительности проявления и масштаба. Для этого нужно было понять и объяснить их сущность, содержание и направленность. В развитии геологии огромное значение имело введение эволюционного метода, известного под названием актуализм (от франц. актюэль – современный). Актуализм возник стихийно в борьбе против религиозных представлений о сотворении мира в XVI и XVII вв., но был оформлен лишь в 30-х годах XIX в. крупнейшим английским геологом Ч. Лайелем. Сущность метода актуализма заключается в определении решающей роли связи настоящего с прошедшим для понимания геологических процессов. Как писал Ч. Лайель, «настоящее – ключ к познанию прошлого», т. е. только тщательное изучение современных геологических процессов и сравнение их результатов с результатами геологических процессов далекого прошлого может указать правильный путь к пониманию сущности последних. Принцип актуализма оказал огромное положительное влияние на развитие современной геологии. Основным методом геологии является геологическая съемка – совокупность геологических исследований, необходимых для все6 Общая геология стороннего изучения геологического строения и полезных ископаемых определенной территории. Геологическую съемку называют также геологическим картированием, поскольку она сопровождается составлением геологических карт или опирается на геологическую карту. При геологическом картировании широко используются многочисленные и разнообразные геофизические, геохимические методы, аэрофотосъемка и космические снимки, а также мощная современная техника, позволяющая создавать искусственные обнажения на разных глубинах. В последние годы все больше используются материалы «космических методов», позволяющие рассматривать Землю с огромных высот и сравнивать ее с другими планетами Солнечной системы. Экспериментальные методы в геологии направлены на моделирование различных геологических процессов (магматизма, метаморфизма, тектонических процессов и др.) и искусственное получение различных минералов и горных пород. Применение математических методов и компьютерных технологий в геологии представляет собой перспективное направление. Развитие этого направления отвечает общей тенденции повышения оперативности, достоверности и ценности геологической информации. Как пишет Д. Эджер: «… дорогостоящие приборы и вычислительные машины, а не молоток составляют теперь основу экипировки многих геологов». В настоящее время геология успешно развивается в области создания геоинформационных систем (ГИС) и ГИС-технологий. Однако применение математических методов и компьютера сталкивается с серьезными трудностями. Это обусловлено, прежде всего, сложностью формализации и неоднозначностью геологических понятий и определений, недостаточной количественной изученностью характера изменений и связи исследуемых геологических объектов. 7 Байбатша А. Б. 1.3. Связь геологии с другими науками В своем развитии геология опиралась и опирается на различные естественные науки, а по мере накопления фактических материалов сама явилась родоначальницей некоторых естественных наук, которые сейчас уже стали самостоятельными. Так, в вопросах строения и изменения вещества, изучения его свойств и законов движения геология связана с физикой и химией и широко использует основные методы этих наук. Ярким выражением этой связи является возникновение геофизики и геохимии. Геофизика объединяет комплекс наук, рассматривающих физические свойства Земли и происходящие на ней физические процессы. Геохимия изучает химический состав Земли и законы распространения, распределения, сочетания и миграции химических элементов и их соединений в земной коре. Без применения методики и выводов этих наук современная геология не может обойтись, но и их развитие оказалось возможным лишь на прочной геологической основе. Не менее тесная связь объединяет геологию с такими науками, как геодезия и физическая география, охватывающая обширный комплекс природных условий, определяющих географическую среду (рельеф, климат, почвы и др.). В вопросах происхождения и развития жизни на Земле геология тесно связана с биологическими науками, а для выяснения проблемы происхождения Земли, ее соотношения с другими небесными телами и положения во Вселенной она не может обойтись без выводов астрономии и достижений космонавтики. Следовательно, вся огромная область естествознания тесно связана с геологией. Это особенно строго ощущается в наше время, когда единство окружающей нас природы, взаимосвязь всех природных процессов и явлений становятся все более очевидным, особенно в связи с решением экологических проблем. Геология, с одной стороны, единая наука о Земле, с другой – это ряд (цикл) наук, взаимно переплетающихся и тесно связанных между собой, изучающих разные стороны и результаты процесса развития и становления Земли, но преследующих разные цели и пользующихся разными методами. 8 Общая геология 1.4. Науки геологического цикла Среди отраслей геологии выделяют научные дисциплины, изучающие вещественный состав земной коры, ее строение, геологические процессы и их историческую последовательность, а также прикладные науки (табл. 1). Таблица 1 Отрасли и номенклатура дисциплин геологического цикла Вещественный состав земной коры Геохимия Динамическая геология Органическая Прикладная жизнь и история геология Земли Геотектоника Палеонтология Учение о полезных ископаемых Кристаллография Геодинамика Стратиграфия Гидрогеология Минералогия Структурная Историческая Инженерная геология геология геология Петрография Вулканология Палеогеография Нефтепромысловая геология Петрология Сейсмология Региональная Горногеология промышленная геология Литология Геоморфология Геоэкология Геохимия – это наука о распределении и процессах миграции химических элементов в земной коре и в Земле в целом. Кристаллография изучает внутреннее строение, внешние формы и физические свойства кристаллов. Она граничит с геологией и физикой. Минералогия – наука о минералах (природных химических соединениях), изучает их химический состав, условия образования и изменения. Петрография, петрология и литология – науки о горных породах, рассматривающие с различных точек зрения их строение и состав, закономерности образования, формы залегания и распространение. Литология (седиментология) – учение об осадочных горных породах. 9 Байбатша А. Б. Геотектоника – наука о строении и эволюции земной коры и Земли, изучает глобальные структуры Земли. Геодинамика призвана исследовать процессы, приводящие к тектоническим движениям и изменению структуры верхних оболочек Земли. Структурная геология как раздел геотектоники рассматривает формы залегания горных пород, характер и закономерности размещения и сочетания различных горных пород в земной коре, определяющие ее структуру. Вулканология изучает процессы вулканических извержений, строение, развитие и причины образования вулканов и состав выбрасываемых ими продуктов. Сейсмология – наука о геологических условиях возникновения и проявления землетрясений. Геоморфология – наука об образовании и развитии форм рельефа земной поверхности. Палеонтология на основе изучения остатков вымерших животных и растений устанавливает относительный возраст горных пород и делает возможным сопоставление разнородных толщ осадочных образований, возникших одновременно. Стратиграфия рассматривает последовательность напластования слоистых толщ осадочных горных пород и устанавливает их возраст по данным палеонтологии, а в последнее время – и геофизики. Историческая геология изучает историческую последовательность геологических процессов. Это – геологическая летопись, воспроизводящая явлений горообразования, вулканизма, наступлений и отступаний моря, изменения физикогеографических условий и т. д. Палеогеография выявляет физико-географические условия далекого прошлого и воссоздает характер земной поверхности в разные геологические периоды. Региональная геология занимается вопросами геологического строения и развития отдельных регионов. Учение о полезных ископаемых – древнейшая отрасль геологических знаний, она изучает все природные минеральные образования, необходимые в экономике. Разнообразие полезных ископаемых и огромное значение их привели к обособлению 10 Общая геология многих разделов рассматриваемой науки: учение о рудных месторождениях, учение о нерудных месторождениях, геология нефти и газа, геология угля, геология радиоактивных элементов и т. д. Гидрогеология – наука о происхождении, физических и химических свойствах, движении и условиях залегания подземных вод и проявления их на земной поверхности. Инженерная геология – наука о геологических условиях возведения и эксплуатации инженерных сооружений (скважин, магистральных трубопроводов, подземных сооружений и хранилищ, шахт, зданий и др.), т. е. изучает вопросы применения геологии к инженерному делу. Нефтегазопромысловая и горно-промышленная геология – изучает геологическое обеспечение нефтегазопромысла и горного предприятия (шахта, рудник, карьер) при проектировании, строительстве, эксплуатации и ликвидации предприятий. Геоэкология – изучает условия и последствия техногенного (антропогенного) воздействия на геологическую среду для прогноза ее изменений и создания научных основ обеспечения рационального использования и охраны окружающей среде. 1.5. История развития геологии Люди начали изучать Землю на первых этапах своего существования. Уже в глубокой древности появились зачатки знаний о Земле. Древние мыслители в своих представлениях об окружающем их мире шли от очевидного к фантазии. Развитие материальной культуры, рост общественного производства теснейшим образом связаны с изучением и всесторонним освоением Земли. В каменный век (около 2–3 млн лет назад) люди добывали из недр определенные сорта камней, в бронзовый – медь и олово, в железный – железо. Добывать указанные материалы люди могли лишь при тщательном изучении строения земной коры, ее особенностей. Древние представления о строении и развитии Земли. Первые попытки научного объяснения строения Земли и геологических процессов относятся к VI–IV вв. до н.э. Знаменитый древний ученый Пифагор (около 580–500 гг. до н.э.) пришел к 11 Байбатша А. Б. выводу о шарообразности Земли. Его последователь Анаксагор (около 500–428 гг. до н.э.) разработал геоцентрическую концепцию, согласно которой Земля считалась центром мировоздания, вокруг которого вращаются Солнце, звезды и планеты. Научное доказательство шарообразности Земли впервые привел известный древнегреческий ученый Аристотель (384–322 гг. до н.э.). Проживавший в Александрии древнегреческий ученый Эратосфен Киренский (около 276–194 гг. до н.э.) впервые сравнительно точно определил средний радиус земного шара. Аристарх Самосский (конец IV–первая половина III века до н.э.) выдвинул первую гелиоцентрическую гипотезу строения Солнечной системы. Он высказал идею вращения Земли вокруг Солнца и собственной оси. Во II веке н.э. Птолемей Клавдий – автор первой карты известного в то время мира – развил геоцентрическую систему мира, которая господствовала в Европе до середины XVI века. Сведения о том, что Земля круглая, даже яйцеобразная (эллипсоид вращения), имеются в древних казахских преданиях, сказках и показаны на наскальных изображениях времен каменного века в Казахской степи. В древние века были поставлены многие проблемы, ставшие впоследствии предметом изучения геологии. Однако прогрессивные идеи, высказанные античными учеными, не получили развития в Европе и были забыты. В течение последующих полутора тысяч лет господствовало учение Птолемея, считавшее Землю средоточием Вселенной. Даже учение о шарообразности Земли было отвергнуто и преследовалось до конца XVII века. Геологические знания XI–XVII вв. (средневековье). В средние века в Европе официальное признание получило геоцентрическая концепция Птолемея. В основе ее лежало представление о том, что центром Вселенной является плоская Земля. А на окружающих ее хрустальных сферах размещаются Луна, Меркурий, Венера, Солнце, Марс, Юпитер, Сатурн. В VIII–XIII вв. геологические знания накапливались в Средней Азии и странах арабского Востока, где развивались идеи античного мира, изучалась природа Земли, геологических явлений, а также минералов и руд. Сведения о минеральном составе Земли встречаются в трудах великого ученого, названного 12 Общая геология вторым Аристотелем, выходца из древнего города Отрара в Южным Казахстане, Абу-Насра аль-Фараби (870–950). На рубеже I–II тысячелетий великий философ Средней Азии АбуАли-Ибн-Сина, известный под именем Авиценны, составил научную классификацию минералов, подразделив их на четыре класса: камни, горючие ископаемые, соли и металлы. Эта классификация просуществовала до начала XIX в. Знаменитый ученый из Хорезма Аль-Бируни (972–1048) в труде “Собрание сведений для познания драгоценностей” привел многочисленные данные об известных в то время минералах и их месторождениях в Средней Азии, Китае, Индии и других районах. Аль-Бируни выдвинул идею о гелиоцентрической системе мира и шарообразности Земли, определил длину окружности земного шара. В Европе геологические знания продолжали долгое время оставаться в зачаточном состоянии. В 1490 г. Мартен Бехайм создал первую модель Земли – земной глобус, но он был осмеян за нехристианскую гипотезу. В 1492 г. Христофор Колумб открывает Америку. Васко да Гама в 1497 г. огибает мыс Доброй Надежды и открывает морской путь в Индию. А в 1519–1522 гг. Магеллан совершает первое путешествие вокруг Земли. Оно увенчает все достижения эпохи великих путешествий, раз и навсегда устанавливая факт шарообразности Земли. Крушение птолемеевской системы связано с именем великого польского ученого Николая Коперника (1473–1543). В своем гениальном труде “Об обращении небесных кругов” он доказал, что Земля является не центром Вселенной, а всего лишь небольшой и постоянно движущейся вокруг Солнца планетой. В эпоху Возрождения были заново высказаны некоторые идеи ученых античного периода. В начале XV в. великий итальянский ученый Леонардо да Винчи (1452–1519), датский натуралист Николаус Стено (1638–1687) и другие доказали, что геологическая история намного продолжительнее библейских 6 000 лет. Несмотря на отмеченные достижения, большинство ученых в XV–XVII вв. в области геологии по-прежнему увлекались умозрительными рассуждениями, нередко стараясь увязать свои воззрения с религией. 13 Байбатша А. Б. Развитие геологических идей в XVIII–XX вв. Геология как самостоятельная отрасль естествознания оформляется в середине XVIII века. Первые попытки создать научную геологию связаны с именем трех крупнейших ученых того времени – М. В. Ломоносова в России, А. Г. Вернера в Саксонии и Д. Геттона в Шотландии. М. В. Ломоносов (1711–1765) в своих сочинениях “Слово о рождении металлов от трясения Земли” (1757), “О слоях земных” и других выдвинул гениальные идеи о формировании рельефа Земли, о поднятиях и опусканиях земной поверхности, смещении берегов, появлении и исчезновении гор, островов и континентов. Он рассматривал историю Земли как длительный исторический процесс. Немецкий ученый, профессор Фрайбергской горной академии Абраам Готтлиб Вернер (1749–1817) оказал очень большое влияние на развитие геологических и минералогических наук во всем мире. А. Г. Вернер был “отцом нептунистов”, которые утверждали, что во всех геологических процессах главная роль принадлежит воде, и все горные породы земной коры образовались на дне водных бассейнов. Главой “плутонистов”, противоборствующих с “нептунистами” течения, был шотландский ученый Джеймс Геттон (1726–1797) – автор книги “Теория Земли”. Он считал первопричиной происхождения вулканов и образований магматических горных пород “подземный жар”. Во второй половине XVIII в. появились важные работы космогонического характера Ж. Л. Бюффона, Иммануила Канта (1724–1804). Они создали гипотезы о происхождении Земли и Солнечной системы. Одним из крупнейших достижений геологической мысли конца XVIII–начала XIX вв. была разработка шкалы геологического времени. А. Г. Вернер, английский землемер Вильям Смит (1769–1839), французский палеонтолог Жорж Кювье (1769–1832) построили шкалу последовательности осадочных образований на основе стратиграфических («принцип последовательности напластования») и палеонтологических («принцип фаунистической последовательности») исследований. Первая в мире рукописная геологическая карта была составлена во вто14 Общая геология рой половине XVIII в. Д. Лебедевым и М. Ивановым для Восточного Забайкалья. Ж. Кювье считал, что вся история Земли подразделяется на ряд спокойных эпох, в течение которых существовал свой особый органический мир. Но каждая такая эпоха заканчивалась внезапной геологической катастрофой, частично уничтожавшей присущий эпохе органический мир. Последователи Кювье назывались “катастрофистами”. Представлениям “катастрофистов” противостояла концепция эволюционистов. Огромная заслуга в развитии эволюционных идей в геологии принадлежит английскому ученому Чарльзу Лайелю (1797–1875). Он в 30-х годах XIX в. опубликовал капитальный труд “Основные начала геологии, или новейшие изменения Земли и ее обитателей”. Чарльз Дарвин (1809–1882), назвавший себя учеником Ч. Лайеля, в 1859 г. опубликовал свой основной труд “Происхождение видов путем естественного отбора…”. В нем впервые убедительно доказывалось, что все живое на Земле – растения, животные и сам человек – появилось в процессе длительного непрерывного и направленного эволюционного развития организмов от простого к сложному, от низкого к высшему, в тесной связи с изменениями геологической среды. Поворотным пунктом в развитии общегеологической теории явилась разработанная в 1830–1852 гг. французским ученым Эли де Бомоном (1798–1874) контракционная гипотеза, опирающаяся на космологическую концепцию Канта-Лапласа. В середине XIX в. Д. Пратт и Дж. Эра положили начало использованию в геологии геофизических данных. Одним из наиболее значительных завоеваний теоретической геологии в рассматриваемый период было создание учения о геосинклиналях (американские геологи Дж. Холл (1859) и Джеймс Дана (1873) и платформах (академик А.П. Карпинский). В конце XIX в. знаменитый австрийский геолог Эдуард Зюсс (1831–1914) в своем капитальном трехтомном труде “Лик Земли” подвел итог всему развитии геологии вплоть до XX в. Развитие геологии в XX веке. Значительных успехов добилась геология в XX веке. В самом начале века было открыто явление радиоактивности. Использование его в геологии привело 15 Байбатша А. Б. к созданию геохронологического метода – метода абсолютного исчисления возраста горных пород. Важное значение имело создание сейсмографа – прибора для улавливания и фиксации упругих сейсмических волн, излучаемых от очагов естественных землетрясений. В XX в. произошла дальнейшая дифференциация геологических наук. Успешно развивались такие разделы геологии, как стратиграфия, литология, геохимия, геофизика, тектоника и др. Исключительно большое значение приобрело учение о полезных ископаемых, невиданный размах получили практические геологические исследования, направленные на изучение геологии отдельных регионов, расширение минерально-сырьевой базы добывающих отраслей. В то же время геология объединялась с пограничными науками – геохимией и геофизикой для совместного познания глубинных зон земной коры и мантии. Начало современного этапа развития обычно относят к 50-м годам XX века. В период интенсивного научнотехнического развития глубокие преобразования коснулись и геологической науки. Появились новые технические средства и методы: морское и глубокое (сверхглубокое) бурение, океанографические исследования, изучение Земли с помощью искусственных спутников и пилотируемых космических кораблей, новая аппаратура для петролого-минералогических экспериментов и определения физических свойств минералов в условиях сверхвысоких давлений и температур, характерных для глубоких недр Земли. На первую половину 60-х годов XX в. приходятся важные открытия в области изучения структуры дна океанов и природы срединно-океанических хребтов. В это время были заложены основы гипотезы «новой глобальной тектоники» или «тектоники литосферных плит». За последние десятилетия науками о Земле получен принципиально новый фактический материал и еще более остро встал вопрос о построении целостной геологической теории. 16 Общая геология 1.6. Значение геологии Огромное значение, которое имеет геология, может быть рассмотрено в двух аспектах – общенаучном и экономическом. Общенаучное значение геологии заключается в ее неоценимой роли в формировании объективного мировоззрения в понимании природы. Данные геологии играют важную роль в диалектическом обосновании философских принципов, отражающих материальное единство мира и его развитие. Экономическое значение геологии заключается в обеспечении минерально-сырьевыми ресурсами различных отраслей экономики, инженерно-геологическом обосновании строительства разнообразных гражданских и промышленных объектов, решении проблем питьевого и технического водоснабжения. Особенно велико значение геологии для горной науки, промышленности, энергетики и нефтегазовой индустрии. В связи с интенсификацией горного производства, растущей тенденции снижения качества минерального сырья и усложнения горно-геологических условий разработки месторождений, актуальной становится задача прогнозирования этих условий, что возможно только на базе детальных геологических исследований объектов. В настоящее время месторождения полезных ископаемых в приповерхностных частях земной коры уже выявлены и интенсивно вырабатываются. Поэтому ведущей задачей прикладной геологии становится детальное изучение более глубоких зон на основании глубинной комплексной геологической съемки, картирования и разведки. Невосполнимость запасов извлекаемого из недр минерального сырья ставит проблему его добычи с наименьшими потерями. Для изыскания рациональных схем вскрытия и разработки месторождения требуется проведение детальных геологических исследований. Остро стоит проблема комплексного использования полезных ископаемых, которая может быть решена только на основе глубокого изучения вещественного состава месторождения. Наконец, внедрение новых прогрессивных методов добычи полезных ископаемых, к которым относятся подземное выщела17 Байбатша А. Б. чивание руд (урана, меди, золота), калийных и каменных солей, подземная выплавка серы и подземная газификация углей, добыча полезных ископаемых со дна морей и океанов, практически невозможно без четкого представления о геологическом строении разрабатываемых объектов, их вещественном составе, а также о тех геологических и физико-химических процессах, которые в них протекают. Интенсификация горного производства приводит к значительной концентрации и перемещению огромных масс горных пород. Это вызывает существенные нарушения природных равновесий, создавшихся в течение миллионов лет. Сам процесс добычи минерального сырья выступает как один из мощнейших техногенных факторов воздействия на земную кору, последствия которого сопоставимы с воздействием экзогенных геологических процессов. В этой связи перед геологами (всеми недропользователями) в настоящее время встает еще одна важнейшая проблема – проблема геоэкологии (охраны) и рационального использования недр, являющаяся важнейшим звеном общей проблемы охраны природы. Контрольные вопросы: 1. Что является предметом и объектами геологии? 2. Какие задачи стоят перед геологией? 3. Какие науки входят в геологический цикл и их характеристики? 4. Какие основные методы исследования в геологии известны? 5. В чем заключается сущность метода актуализма? 6. Как зарождаются геологические процессы? 7. Какова связь геологии с другими науками? 8. Какие этапы можно выделить в истории развития геологии? 9. Каково научное значение геологии? 10. Каково практическое значение геологии? 18 Общая геология 2. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ЗЕМЛЕ 2.1. Земля в мировом пространстве Геология как наука, изучающая, прежде всего нашу планету и ее верхнюю каменную оболочку, не оставляет без внимания и окружающий материальный мир – Вселенную и Солнечную систему. Это обусловлено тем, что в строении и развитии Земли имеются определенные черты сходства и различия с другими планетами, а некоторые геологические процессы непосредственно связаны с космическими явлениями. Характеристика Вселенной. Весь материальный мир, окружающий нас, называется Вселенной, или космосом (от греч. космос – мир, Вселенная). Вселенная бесконечна как в пространстве, так и во времени. Материя во Вселенной распределена неравномерно и представлена звездами, планетами, пылью, метеоритами, кометами, газами. Доступная для изучения часть Вселенной называется метагалактикой, включающей свыше миллиарда звездных скоплений, или галактик (от греч. галактика – молочный, млечный), среди которых расположена наша Галактика. Еще в 20-х годах ХХ в. стало очевидным, что галактики – это не туманности (не облака газа и пыли), а огромные звездные миры. Наша Галактика, или Галактика Млечного Пути, – это серебристое скопление, в пределах которого сосредоточено около 100 млрд звезд. Во Вселенной известно огромное количество галактик, астрофизики полагают, что их порядка миллиарда. Э. Хаббл разделил галактики на несколько классов (рис. 2.1). Рис. 2.1. Классификация галактик по Э. Хабблу (П. Мур, 1999). Звездочкой помечен класс галактик, к которому относится наша Галактика 19 Байбатша А. Б. Спираль класса Sa имеет хорошо сформированные, плотно закрученные рукава, отходящие от четкого ядра; у спирали класса Sb, к которому относится наша Галактика, рукава более растянуты, а ядро менее плотное. Спирали класса Sc имеют выраженные ядра и далеко отстоящие друг от друга рукава. У спирально-линейных галактик рукава отходят от конусов «поперечины», проходящей через ядро. Они подразделяются на SBa, SBb, SBc. Эллиптические галактики не проявляют признаков спирального строения. Они варьируют от класса Е7 (сильно уплощенные) до Е0 (почти сферические и очень похожие на шаровые скопления). И, наконец, существуют асимметричные галактики, не имеющие определенной формы. Полагают, что примерно 30 % галактик – спиральные, 60 % – эллиптические и 10 % асимметричные. По имеющимся сегодня представлениям, наиболее отдаленные системы находятся на расстоянии 143 млрд световых лет от нас и удаляются со скоростью, составляющей более 90 % скорости света. Три основных типа галактик были изучены в 20–30-х годах ХХ в. Э. Хабблом и другими учеными. Но в последующие 70–80 лет стали известны галактики и других типов. В первую очередь это касается галактик с активными ядрами и значительным радиоизлучением. Среди них особо выделяются открытые в 60-е годы ХХ в. квазары. Звездная составляющая в них не обнаружена, по крайней мере, она незаметна на фоне огромной светимости плотного ядра, доходящей до 1030–1040 Вт, что в десятки тысяч раз больше светимости Галактики. Интересно, что эта энергия исходит из областей размером 1030–1040 см, что в сотни раз меньше Галактики. Радиоизлучение квазаров сравнимо по интенсивности с их оптическим излучением, а инфракрасное – еще больше. Наиболее удаленные объекты, наблюдаемые с помощью самых современных приборов, – квазары. Мы видим квазары на больших расстояниях потому, что они обладают суперсветимостью. С их помощью как бы очерчиваются границы Метагалактики – наблюдаемой области Вселенной. Причем расстояние до наиболее 20 Общая геология далеких из них составляет тысячи мегапарсеков. Свет от квазаров идет к нам миллиарды лет. Наша Галактика или Млечный путь, в состав которой входит Солнечная система, относится к типу спиральных и включает свыше 150 млрд звезд. Наша Галактика имеет дисковидную форму. В плане она представляет собой яркое сгущение звезд – Млечный путь, в ядре со спиралевидными звездными потоками, на периферии одного из которых располагается Солнце. Диаметр Млечного пути около 120 тыс. световых лет. (1 световой год равен 1013 км), а толщина диска – 1600 световых лет. Период обращения Солнца и звезд вокруг центра Млечного пути около 250 млн лет. Расстояния между небесными телами во Вселенной измеряются в парсеках (пс). Парсек представляет собой обратную величину годичного параллакса. 1 пс = 3,26 с.г. = 206265 а.е. = 30,857∙1012 км. Солнечная система. В состав Солнечной системы входят 9 планет, 42 спутника, не менее 50 тыс. мелких астероидов (планетоидов), бесчисленное множество метеоров и сотни комет (рис. 2.2). Солнечная система компланарна, т. е. орбиты планет располагаются в одной плоскости, совпадают с экваториальной плоскостью Солнца и имеют почти круглую форму. Направление обращения планет (кроме Венеры и Урана, у которых обратное вращение) вокруг Солнца совпадает с направлением вращения Солнца вокруг своей оси. Рис. 2.2. Схема строения Солнечной системы 21 Байбатша А. Б. Масса Солнца составляет 99,87 % всей массы системы, а масса крупнейшей из планет – Юпитера – 0,1 %. Поэтому Солнце является центром притяжения всех космических тел, образующих Солнечную систему. Все тела системы связаны силами гравитационного притяжения и поэтому оказывают влияние друг на друга. По физическому состоянию Солнце представляет собой плазматический шар. В составе Солнца установлено около 70 химических элементов, из которых главными являются водород и гелий. Диаметр Солнца в 109 раз больше земного, средняя плотность 1,41 г/м3, средняя температура внешних слоев около 5 600 оС. Возраст Солнца около 6–6,5 млрд лет. Тепловая энергия Солнца обусловлена термоядерными процессами превращения водорода в гелий. За 1 с Солнце излучает 4,2·1026 Дж. Из этого количества лучистой энергии ничтожно малая часть (1/2 млрд часть) попадает на Землю. Тепло и свет, излучаемые Солнцем, оказывают большое влияние на многие геологические процессы. Планеты. По взаиморасположению, массе, плотности и другим параметрам планеты Солнечной системы делят на внутренние (земноподобные) и внешние. Основные сведения о планетах приведены в табл. 2.1. Планеты Земной группы – Меркурий, Венера, Земля и Марс – сравнительно малы по размерам, сложены каменными и металлическими веществами земного типа с высокой плотностью, обладают ничтожной массой атмосферы, характеризуются относительно небольшой скоростью вращения вокруг осей. Собственное вращение Венеры противоположно направлению ее обращения вокруг Солнца. Внешние планеты – Юпитер, Сатурн, Нептун, Плутон – характеризуются огромными размерами, низкой плотностью вещества, плотной атмосферой с преобладанием в ней водорода, гелия и метана, относительно высокой скоростью вращения вокруг осей. Направление вращения Урана обратное, противополжно направлению обращения вокруг Солнца. Из всех планет хуже всего изучен Плутон, у которого только в 1978 году был обнаружен спутник. Для планет-гигантов – Юпитера, Сатурна, Урана – характерны кольца, сложенные метеоритными веществами. 22 Общая геология Таблица 2.1 Характеристика планет Солнечной системы Планеты Радиус Плот- Масса (по (по от- ность, отношеношению г/см3 нию к к земномассе му) Земли) Меркурий 039 5,42 0,04 Венера 0,97 5,11 0,81 Земля 1 5,52 1,0 Марс 0,53 3,95 0,11 Юпитер 10,95 1,33 316,94 Сатурн 9,02 0,69 94,9 Уран 4,00 1,56 14,66 Нептун 3,92 2,27 17,16 Плутон 0,46 1,75 0,7 Атмосфера He CO2 Период Период вращения обращевокруг ния по оси орбите 59 сут 243 сут N, O, 23 ч. 56 CO2, Ar мин. CO2, N, 24 ч 37 Ar мин 29 с NH3, 9 ч 50 мин CH4, Hе NH3, 10 ч 14 CH4 мин CH4 10 ч 49 мин CH4 15 ч 40 мин Ne 6,4 сут 88 сут 224,7 сут 365,3 сут 1,9 года К-во Расстоспут яние от ни- Солнца, ков а.е.* - 0,39 0,72 1 1,00 2 1,52 11,86 лет 15 5,20 29,45 лет 84 года 16 9,54 5 19,19 164,8 года 248 лет 2 30,07 1 39,52 *1 а. е. = 149 500 000 км (а. е. астрономическая единица, равная среднему удалению Земли от Солнца). Земля характеризуется наличием атмосферы, гидросферы, биосферы и внутренних оболочек. При наблюдении из космоса Земля отличается голубизной океанов и зеленовато-желтыми включениями континентов. Она имеет спутник – Луну (расстояние от Земли 384 395 км, период обращения по орбите 27 суток). Сила влияния Луны на Землю в виде приливов и отливов в водной и каменных оболочках нашей планеты обусловлена незначительным расстоянием между ними и соизмеримостью размеров (Луна в 4 раза меньше Земли, масса – в 81 раз меньше массы Земли). Плотность Луны 3,3 г/см3, сила притяжения на Луне в 6 раз меньше, чем на Земле, что объясняется отсутствием у нее атмосферы. Для Луны характерны процессы разрушения пород под действием солнечного излучения (суточный перепад температур 300о), метеоритной бомбардировкой, а также магматическая (пре23 Байбатша А. Б. имущественно вулканическая) деятельность. Мощность лунной коры от 30 до 65 км. Верхняя часть ее сложена реголитом – продуктами разрушения коренных базальтов. Ниже, как предполагается, находится мантия (до глубины 2900 км) и ядро. Астероиды. Между орбитами Марса и Юпитера, отделяя внутренние планеты от внешних, находится пояс астероидов, или малых планет. Открыто около 2000 астероидов, полагается, что их общее число составляет более 100 тыс. при общей массе около 0,001 массы Земли. Наиболее крупные из них: Церера (диаметр 767 км), Паллада (489 км), Веста (386 км), Юнона (190 км). Астероиды имеют железокаменный состав и форму угловатых глыб. Кометы – космические тела вытянутой формы, имеющие состав, близкий к составу атмосфер планет-гигантов. Они движутся по сильно вытянутым эллиптическим орбитам, проходя близко к Солнцу и удаляясь от него за пределы орбиты Плутона. Кометы – не горячие тела, их свет обусловлен солнечным излучением. Обнаружено около 1000 комет. При отклонении комет от орбиты возможны столкновения их с планетами с образованием воронок – кратеров. Полагается, что Тунгусский метеорит, упавший в июне 1908 г. в Сибири, был небольшой кометой (массой около 5 млн т), столкнувшийся с Землей. Комета Галлея относится к так называемым периодическим кометам. Период ее обращения около 76 лет. С 446 г. до н.э. до 1986 г. она появлялась на небе 30 раз. Метеориты – минеральные агрегаты космического происхождения, залетающие из Мирового пространства в атмосферу Земли. Мелкие метеоры сгорают в атмосфере, наиболее крупные достигают поверхности, образуя при ударе взрывные воронки в форме кратера. Самым крупным считается кратер Метеор (штат Аризона, США) диаметром 1,6 км и глубиной 150 м. Общее число наблюдавшихся падений метеоров, по данным Ф. Стейси, более 700. В двух случаях (Пришбрам в Чехии и Лост-Сити в США) падение метеоров удалось сфотографировать, что позволило надежно рассчитать их орбиты. По составу метеориты делят на железные (сидериты), каменные (эвкриты) и железокаменные (хондриты). Сидериты на 95 % состоят из железа и содержат примеси никеля и кобальта; по составу, видимо, они соответствуют ядру Земли. Эвкриты состоят из силикатов с примесью никелистого железа и близки 24 Общая геология по составу к некоторым породам земной коры. Хондриты, наиболее распространенные (93 % из всех находок), приближаются к составу Земли в целом. Земля получает в год около 16 тыс. т метеоритного вещества. Масса метеоритов колеблется от нескольких г до сотен тонн. Самые крупные из найденных метеоритов – Гоба (Африка) массой 59 т, Кейп-Йорк (Гренландия) – 33 т. В России крупными метеоритами считаются Богуславка (1916) массой 257 кг и Сихотэ-Алинский (1947 г.) массой 130 кг. Множество метеоритов обнаружено и на территории Казахстана. Так, в статье «Метеориты» в 3-м томе «Сибирской Советской энциклопедии», изданной в 1932 г. в Новосибирске, приводятся сведения о 5 метеоритах, найденных на территории Казахстана. Они имеют следующие характеристики: 1) Каракол – упал в полдень 9 мая 1840 г. на территорию бывшего Аягозского уезда, белый хондрит, первоначальный вес 3 кг, конусовидной формы; 2) Ямышева – палассит, найден в 1885 г. вблизи деревни Ямышева бывшего Павлодарского уезда, первоначальный вес 4,5 кг, его мелкие куски переданы в различные музеи мира; 3) Бестобе – найден в местности Бестобе вблизи деревни Николаева Торгайской области, октаэдрит крупной структуры, содержание никеля в нем 6,48 %, первоначальный вес трех экземпляров 48,25 кг, главный экземпляр хранится в Горном музее; 4) Майский – хондрит, найден в местности сорок колодцев Мамыра на границе бывших Шымбайского и Кызылординского уездов, местные жители разобрали по кускам, кусочек весом 58,8 г находится в музее Академии наук; 5) Тарбагатайский – время падения неизвестно, обломок массой 101 г передан в музей Академии наук. 2.2. Гипотезы о происхождении Солнечной системы и Земли С возрастом Земли тесно связана одна из важнейших и труднейших проблем естествознания – проблема происхождения планет. Вопросы происхождения Земли и других планет Солнечной системы на протяжении всей истории развития геологической мысли оставались в центре внимания ученых. Было высказано много гипотез. Кратко рассмотрим некоторые из них. 25 Байбатша А. Б. Первые научные представления о происхождении Земли относятся к XVII–XVIII вв. Одна из первых гипотез была высказана в 1745 г. французским естествоиспытателем Ж. Бюффоном. Согласно этой гипотезе, наша планета образовалась в результате остывания одного из сгустков солнечного вещества, выброшенного Солнцем при катастрофическом столкновении его с крупной кометой. Мысль Ж. Бюффона об образовании Земли (и других планет) из солнечной плазмы была использована в целой серии поздних и более совершенных гипотез «горячего» происхождения нашей планеты. Среди них, безусловно, ведущее место занимает небулярная (лат. nebula – туманность) гипотеза, разработанная немецким философом И. Кантом (1755) и французским математиком П. Лапласом (1796), независимо друг от друга. В соответствии с этой гипотезой Солнечная система образовалась из единой раскаленной газовой туманности. Вращение вокруг оси обусловило дискообразную форму туманности; с остыванием размеры ее сокращались, что привело к увеличению скорости вращения и росту центробежной силы. После того, как центробежная сила в экваториальной части туманности превысила силу тяготения, по всей периферии диска начали отделяться газовые кольца. Дальнейшее остывание колец привело к формированию планет и их спутников, а из ядра туманности образовалось Солнце (рис. 2.3). Гипотеза Канта и Лапласа объясняла многие особенности строения Солнечной системы – единое направление вращения Солнца и планет, формы планетарных орбит, близкие к круговым и др. Однако по мере появления новых данных о строении Солнечной системы возник ряд противоречий, объяснить которые небулярная гипотеза оказалась не в состоянии. В частности, было установлено, что некоторые планеты (Венера, Уран) и ряд спутников (например, у Марса, Юпитера и др.) вращаются в сторону, противоположную направлению вращения остальных планет и Солнца. С позиции небулярной гипотезы не удалось объяснить наблюдаемые различия плотности, размеров и масс планет Солнечной системы. И, пожалуй, наиболее трудным для объяснения явилось необычайное распределение моментов количества движения (момент количества движения – произведение количества движения тV (массы на объем) на расстояние r от центра вращения) Солнца и планет. При механизме образо26 Общая геология вания планет, который вытекает из небулярной гипотезы, моменты количества движения планет и Солнца должны быть пропорциональны их массам. Фактически у Солнца, содержащего 749/750 (99,87 %) массы всей системы, момент количества движения составляет всего 2 %, а остальные 98 % момента количества движения системы распределены между планетами. Эти и ряд других противоречий обусловили несостоятельность гипотезы Канта и Лапласа, господствовавшей в науке XIX века. Рис. 2.3. Стадии развития Солнечной системы в соответствии с гипотезой Лапласа 27 Байбатша А. Б. Из катастрофических гипотез, появившихся в начале XX в., особой популярностью пользовались гипотезы Джинса и Мулътона Чемберлена. Несмотря на некоторые отличия в содержании названных гипотез, в их схемах довольно четко просматриваются идеи не только Аррениуса, но и Бюффона. Гипотеза Джинса (1916). Начальные построения повторяют рисунок гипотезы Канта-Лапласа. Подобно Лапласу Джинс начинает построения Солнечной системы с огненного шара, диаметр которого выходит за пределы самой далекой планеты. При прохождении вблизи крупного космического тела шар получает вращение с последующим уплотнением вещества и увеличением скорости вращения. Когда форма сфероида достигла вида «чечевицы», от его экваториальной части начали отделяться кольца. Отделение колец продолжалось и после ухода встречной звезды. Это вещество, согласно Джинсу, послужило исходным материалом для образования планет. В гипотезе Мультона-Чемберлена (1915–1918) суть процесса остается неизменной, как и в представлении Джинса. При близком прохождении от Протосолнца крупного космического тела из двух диаметрально противоположных на экваторе участков, определяемых концами длинного диаметра сфероида Протосолнца, возникают два протуберанца. После ухода возбуждающего тела протуберанцы остаются в поле притяжения Солнца. Истечение прекращается. Протуберанцы сливаются, образуя спираль, ветви которой неравномерно заполнены космической пылью. Сливаясь, мелкие частицы образуют более крупные, названные Чемберленом «планетезималями», рассматриваемые как центры концентрации вещества будущих планет. Гипотезы Джинса и Мультона-Чемберлена не смогли снять фундаментальных вопросов, поставленных наукой Канту и Лапласу. Не совсем убедительно выглядит попытка разорвать единство процесса развития Солнечной системы. Следует также добавить, что факт столкновения крупных космических тел – весьма редкое событие во Вселенной. При громадных расстояниях между звездами и относительно малых размерах самих небесных тел подсчитано, что частота столкновений ничтожно мала (не более одного за 5 млрд лет). 28 Общая геология Принципиально новая идея заложена в гипотезах «холодного» происхождения Земли. Наиболее глубоко разработана метеоритная гипотеза, предложенная советским ученым О. Ю. Шмидтом в 1944 году. Из других гипотез «холодного» происхождения следует назвать гипотезы К. Вейцзекера (1944) и Дж. Койпера (1951), во многом близкие гипотезе О. Ю. Шмидта. Метеоритная гипотеза предполагает образование Солнца и планет из различных источников. На одной из стадий развития Солнце (происхождение которого не рассматривается) захватило холодную газово-пылевую туманность. Вращение ее в сильном гравитационном поле Солнца привело к сложному перераспределению положения метеоритных частиц по массе, плотности и размерам, в результате чего часть метеоритов, центробежная сила вращения которых оказалась слабее силы тяготения, была поглощена Солнцем. Далее, при сталкивании частиц началось их слипание, образование более крупных по массе агрегатов и присоединение к ним – аккреция (увеличение) более мелких частиц, попадающих в сферу их гравитационного влияния. Таким образом, происходил процесс формирования планет и их спутников из первичного метеоритного вещества (рис. 2.4). Рис. 2.4. Формирование Солнечной системы по метеоритной гипотезе О. Ю. Шмидта (1944) 29 Байбатша А. Б. О. Ю. Шмидт, а позднее его ученики дали серьезное физико-математическое обоснование метеоритной модели формирования Солнечной системы. Современная метеоритная гипотеза объясняет не только особенности движения планет (форму орбит, направления вращения и др.), но и фактически наблюдаемое распределение их по массе и плотности, а также соотношение планетарных моментов количества движения с солнечным. К недостаткам метеоритной гипотезы относится малая вероятность захвата Солнцем холодного газово-пылевого (метеоритного) облака и отсутствие объяснения концентрического внутреннего строения Земли. Действительно, возможность захвата Солнцем достаточно крупного метеоритного облака очень мала. Более того, по расчетам, захват возможен только при гравитационном содействии другой, близко находящейся звезды. Вероятность сочетания таких условий настолько незначительна, что это делает возможность захвата Солнцем метеоритного облака событием исключительным. Позже другой советский ученый В. Г. Фесенков (1960) связал происхождение Солнечной системы с общими закономерностями формирования материи в космическом пространстве. По его гипотезе Солнце и планеты образовались в результате сгущения материи в пределах одной из гигантских пылевых (глобул) туманностей. Эти туманности представляли собой весьма разреженную материю (плотностью порядка 10–22 г/см3) и состояли из водорода, гелия и небольшого количества более тяжелых элементов. Сначала в ядре «глобулы» сформировалось Солнце, которое было более горячей, массивной и быстро вращающейся звездой, чем в настоящее время. Эволюция Солнца сопровождалась неоднократными выбросами материи в протопланетное облако, в результате чего оно потеряло часть массы и передало образующимся планетам значительную долю своего момента количества движения. Расчеты показывают, что при нестационарных выбросах материи из недр Солнца могло сложиться фактически наблюдаемое соотношение моментов количества движения Солнца и протопланетного облака (следовательно, и планет). Механизм формирования планет близок к механизму их образования по метеоритной гипотезе; однако первичным материалом здесь служили конденсированные капли (хондры) солнечного вещества. 30 Общая геология Дальнейшая эволюция планет была направлена на радиогенный разогрев их недр и частичное плавление. Значительную роль при этом играли процеcсы радиоактивного распада изотопов 40К, 238U, 235U, 232Th и других, содержание которых тогда было значительно выше. К настоящему времени теоретически рассчитан ряд вариантов радиогенного разогрева недр, наиболее детальный из которых предложен Е. А. Любимовой (1958). В соответствии с этими расчетами через 1 млрд лет температура недр Земли на глубине нескольких сот километров достигла температуры плавления железа. К этому времени, по-видимому, относится начало образования ядра Земли, представленного опустившимися к ее центру тяжелыми металлами – железом и никелем. Позже, при дальнейшем повышении температуры, из мантии началось выплавление найболее легкоплавких силикатов, которые вследствие небольшой плотности поднимались вверх. Этот процесс, теоретически и экспериментально изученный А. П. Виноградовым, объясняет образование земной коры. Большинство опубликованных космогонических гипотез имеют скорее небулярное, нежели катастрофическое содержание. В этом отношении определенный интерес представляет публикация А. Д. Камерона, объясняющая начальный этап процесса эволюции Протосолнца и планет Солнечной системы. В обоих случаях главная роль в динамике процесса отводится аккреции. В процессе формирования Протосолнца выделяются три стадии: 1) образование из протопланетного облака сгущения межзвездного газа, которое еще не является Солнцем; 2) наращивание газом и пылинками возникшего сгущения; 3) протопланетное облако долгое время наращивается за счет аккреции. По современным представлениям, тела Солнечной системы формировались из первично холодной космической твердой и газообразной материи путем уплотнения и сгущения до образования Солнца и протопланет. Астероиды и метеориты считаются исходным материалом планет земной группы, а кометы и метеоры – планет-гигантов. Формирование современного оболочного строения Земли связывается с процессами гравитационной дифференциации первоначально гомогенного (однородного) вещества. 31 Байбатша А. Б. В заключение необходимо отметить, что ни одна из перечисленных гипотез не является теорией, поскольку не вписывается в законы фундаментальных наук. На сегодняшний день в естествознании имеет место ряд вопросов, ответа на которые наука пока еще не дала, в частности вопросы появления жизни на Земле, происхождения человека. Сюда же пока следует отнести и вопрос о происхождении Солнечной системы. Эти и другие вопросы естествознания только ожидают своего решения. Таким образом, гипотезы о происхождении нашей планеты объясняют современные данные о ее строении и положении в Солнечной системе. Первые шаги в освоении космоса, полеты к Луне и другим планетам, предпринимаемые в России, Казахстане и других странах, дают много новых фактов для практической проверки гипотез их дальнейшего совершенствования. 2.3. Параметры Земли Вращение Земли. Характер движения Земли в Солнечной системе влияет на количество солнечного тепла, получаемого различными участками планеты, и отражается на ходе геологических процессов. Эллиптическая орбита Земли близка к круговой. В наиболее удаленной точке орбиты – афелии – Земля на 5 млн км дальше Солнца, чем в перигелии (ближайшей точке). Это небольшое сжатие орбиты определяет сезонные колебания температуры с периодом в 200 тыс. лет. Эксцентриситет (величина сжатия) орбиты меняется. Скорость вращения Земли меняется в течение года и периодически в многолетнем цикле. Ось вращения находится под углом 66о33 и этот наклон с периодом в 19 лет меняется. Такое раскачивание оси называется нутацией. Форма и размеры Земли. Наглядным примером шарообразности Земли служат фотографии земного шара, выполненные из космоса искусственными спутниками Земли. Еще в конце XVII века были получены данные, указывающие на то, что форма Земли отличается от правильного шара. Геодезические измерения показали, что упрощенная форма Земли приближается к эллипсоиду вращения (сфероиду). Полярный радиус Rп = 6 356,8 км, экваториаль32 Общая геология ный R э = 6 378,2 км и разница между радиусами составляет 21,4 км, а величина сжатия а = (Rэ–Rп)/Rэ = 1/298,2 (Ф. Н. Красовский). Средний радиус Земли R = 6 371 км. В действительности поверхность Земли существенно отличается от поверхности идеального эллипсоида вращения. Она характеризуется чередованием приподнятых и опущенных участков. Детальные измерения показали, что Земля имеет свойственную только ей фигуру, которая получила название геоида (И. Люстих). В любой точке геоида вектор силы тяжести перпендикулярен к его поверхности, которая может быть получена мысленным продолжением поверхности Мирового океана (уровневой поверхности) под континенты. Именно уровневая поверхность геоида принимается за базовую при отсчете высот в топографии, геодезии, маркшейдерии. Геоид и сфероид не совпадают, расхождение между положением их поверхностей достигает 160 м (рис. 2.5). Наиболее пониженные участки геоида относительно поверхности сфероида расположены в Индийском океане (от -59 до -140 м), а максимальное превышение отмечается в Атлантическом океане (от +57 до +125 м), на территории СНГ – 100 м. Определение отклонений геоида от сфероида проводится гравиметрически и с помощью методов космических измерений. По наиболее точным последним данным установлено, что Земля имеет грушевидную форму кардиоидального (т. е. сердцевидного) трехосного эллипсоида, или кардиоида (Г. Н. Каттерфельд). Южный полюс расположен на 242 м ближе к экватору, чем северный. Рис. 2.5. Рельеф физической поверхности Земли, сфероида и геоида 33 Байбатша А. Б. Длина окружности земного меридиана составляет 40 008,55 км, длина экватора – 40 075,7 км, общая площадь земной поверхности около 510 млн км2. Масса Земли составляет 5,977·1021 т, объем – 1,083 млрд км3, средняя плотность – 5,52 г/см3. Рельеф Земли. Одной из характерных особенностей Земли является разделение ее поверхности на океаны и моря (Мировой океан), занимающие 361 млн км2 (70,8 %), и континенты, а также острова, на долю которых приходится 149 млн км2 (29,2 %). Мировой океан разделен континентами на четыре соединенных между собой океана: Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый. Суша образована шестью континентами – Евроазиатским, Североамериканским, Южноамериканским, Африканским, Австралийским и Антарктическим и океаническими островами. Акватория Тихого океана значительно превышает площадь всех континентов. Общие закономерности строения земной поверхности отражает схематическая гипсографическая кривая (рис. 2.6). Высочайшая отметка суши (гора Эверест или Джомолунгма в Гималаях) составляет 8 848 м, наиболее низкая – -11 022 м (Марианская впадина в Тихом океане). Разница высотных отметок около 20 км. Средняя высота континентов (суши) составляет 840 м. Средняя глубина океанов 3880 м. Средний уровень земной коры – 2440 м. На континентах выделяются линейно вытянутые горные хребты. Они образуют два меридиональных (ЗападноТихоокеанский и Восточно-Тихоокеанский) и один широтный (Средиземноморской – начинается на западе горами Атлас и продолжается на восток, включая Пиренеи, Альпы, Аппенины, Балканы, Карпаты, Крым, Кавказ, Памир, Гималаи до Малайского архипелага) горные пояса. В океанах выделяются подводные “средние” хребты. Вдоль осевых частей срединноокеанических хребтов тянется глубокая (до 3 км) и широкая (25–50 км) трещина, она получила название рифта (от англ. рифт – ущелье, расщелина). 34 Общая геология Рис. 2.6. Характеристика рельефа твердой оболочки Земли: а – гипсографическая кривая; б – кривые распределения высот суши и глубин океана: 1 – фактического, 2 – случайного; I – горы; II – предгорье: III – равнина; IV – континентальный шельф; V – континентальный склон; VI – континентальное подножие; VII – абиссальная равнина; VIII – глубоководные впадины Контрольные вопросы: 1. Какое положение Земля занимает во Вселенной? 2. Какое строение имеет Солнечная система? 3. В чем измеряются расстояния между телами во Вселенной? 4. Как характеризуются форма, размеры и состав Земли? 5. В чем суть небулярных гипотез о происхождении Земли? 6. В чем суть глобулярных гипотез о происхождении Земли? 7. Что такое геоид? 8. Что характеризует гипсографическая кривая? 35 Байбатша А. Б. 3. СТРОЕНИЕ, СВОЙСТВА И СОСТАВ ЗЕМЛИ Земля как наиболее развитая планета Солнечной системы, характеризуется оболочечным строением с центральной симметрией. Оболочки Земли (геосферы) различаются составом, физическими свойствами, состоянием вещества и подразделяются на внешние и внутренние. Внешние геосферы доступны для непосредственного изучения. Внутренние геосферы исследуются главным образом косвенными методами (геологическими, геофизическими, геохимическими). Внешние и внутренние геосферы Земли тесно связаны между собой и космическим пространством. 3.1. Внешние геосферы К внешним оболочкам Земли относятся атмосфера, гидросфера и биосфера. Эти оболочки проникают одна в другую и находятся в постоянном взаимодействии между собой и с земной корой, выражающемся в обмене материей и энергией. Атмосфера – масса газообразной воздушной оболочки Земли, ее величина оценивается в 5,15∙1015 т, или 0,00009 % массы всей Земли. Большая часть массы атмосферы (90 %) сосредоточена в слое до высоты 16 км, а выше 100 км находится одна миллионная часть массы атмосферного воздуха. Атмосферу подразделяют на три горизонта – тропосферу, стратосферу и ионосферу. Промежуточный слой над тропосферой называют тропопаузой, над стратосферой – стратопаузой (рис. 3.1). Тропосфера содержит около 80 % всей массы воздуха атмосферы и имеет мощность 8–12 км над средними широтами, а над экваторами до 17 км. Воздух нагревается неравномерно. Наиболее теплые слои находятся в приземной части. С высотой температура понижается на 6 оС через каждый км и у верхней границы падает до -85 оС. Стратосфера распространяется до высоты 50–55 км. Воздух стратосферы сильно разрежен и нагрет непосредственно солнечными лучами (температура от -10 до +10 оС). В пределах стратосферы располагается озоновый слой мощностью 25–30 км, который поглощает большую часть ультрафиолетовой радиации 36 Общая геология Солнца, губительной для живых организмов. Тепло, достигающее атмосферы, частично поглощается в слое озона, и озон перерабатывает ультрафиолетовое излучение в тепловое. Второй уровень поглощения – тропосфера, где тепло поглощается парами воды, углекислотой и аэрозолями. Полная энергия Солнца, достигающая Земли, составляет около 173 млрд КВт. Примерно 2/3 этой энергии поглощается атмосферой и поверхностью планеты, а остальная часть ее отражается и рассеивается. Доля теплового излучения, отраженного планетой, называется альбедо. Для Земли альбедо составляет около 0,35. Рис. 3.1. Схема вертикального строения атмосферы: 1 – облака конвекции и перистые; 2 – облака перламутровые; 3 – полярные сияния в нижней ионосфере; 4 – полярные сияния в верхней ионосфере 5 –слой наибольшей концентрации озона 37 Байбатша А. Б. Ионосфера включает три оболочки: мезосферу (мощность 25–30 км, температура падает до -90 оС) с серебристыми облаками, термосферу (температура на высоте 400 км достигает +1000–2000 оС) и экзосферу (температура около 2000 оС) с крайне разреженным воздухом. Вся зона ионосферы состоит из ионизированного под действием ультрафиолетового излучения воздуха, обладающего способностью проводить ток. Верхняя граница атмосферы находится на высоте 1300 км, выше ее состав приближается к составу межпланетного пространства. Главными компонентами атмосферы являются азот (78,09 %), кислород (20,95 %), аргон (0,93 %) и двуокись углерода (0,03 %), составляющие 99,99 % сухого воздуха. К малым составным частям атмосферы относятся озон, водород, инертные газы. Особое место в составе земной атмосферы занимают влага, мелкие коллоидные частицы, пыль различного происхождения (естественная, космическая, антропогенная). Все многообразие явлений в тропосфере определяет погоду и климат. Гидросфера. Верхняя граница гидросферы определяется уровнем поверхности открытых водоемов. Нижняя граница довольно неопределенная и вероятно, соответствует температурному уровню 374 оС, при котором вся вода переходит в парообразное состояние (критическая температура воды). В составе гидросферы выделяют три основных типа природных вод, обладающих различным составом и разными физическими свойствами – это океаносфера (воды морей и океанов), воды суши и ледники. Промежуточное положение занимают подземные воды, сосредоточенные в земной коре, но тесно связанные с водами гидросферы. Общая масса гидросферы составляет 1644∙1015 т, что не превышает 0,025 % общей массы Земли. Количество океанических вод оценивается в 1370 млн км3 (86,5 %), вод суши 0,5 млн км3, объем континентальных льдов около 22 млн км3, подземных вод 196 млн км3. Под влиянием солнечной радиации воды гидросферы Земли находятся в постоянном движении – в непрерывном кругообороте. Влага гидросферы совместно с растворенными в ней веществами активно участвует в химических реакциях, проте38 Общая геология кающих в гидросфере, а также при взаимодействии с атмосферой, земной корой и биосферой. Поэтому гидросфера, как и атмосфера, – действующая сила и среда экзогенных геологических процессов. Биосфера. Эта оболочка охватывает все пространство верхних горизонтов Земли, где существует органическая жизнь. Современная биосфера включает в себя всю гидросферу, верхнюю часть литосферы и нижнюю часть атмосферы (ниже озонового экрана). Живое вещество Земли по своей массе (2,4∙1012 т) составляет ничтожную долю по сравнению с любой из внешних оболочек планеты. Но по своему активному воздействию на окружающую среду оно стоит на первом месте и качественно резко отличается от всех других оболочек. По способу питания и отношению к внешней среде различаются организмы: – автотрофные, потребляющие неорганические минеральные вещества; – гетеротрофные, питающиеся другими организмами и их остатками. Большинство организмов аэробные, т. е. живущие в среде с присутствием воздуха. Значительно меньшая часть, преимущественно микроорганизмы, относятся к анаэробным, обитающим в бескислородной среде. Основу живого вещества составляет углерод, дающий бесконечное количество разнообразных химических соединений. Кроме углерода, наиболее распространены в живой природе кислород, водород и азот. Остальные элементы встречаются в относительно небольших количествах, однако играют важную роль в физиологии организмов. Процесс естественного построения органических веществ с помощью энергии солнечных лучей называется фотосинтез. При гибели организмов происходит процесс, обратный фотосинтезу – разложение вещества путем его окисления и образования продуктов разложения. Этот процесс в пределах земного шара находится в состоянии динамического равновесия с фотосинтезом, поэтому общее количество биомассы на Земле постоянно. 39 Байбатша А. Б. 3.2. Внутренние геосферы Важнейшим открытием начала XX в. является вывод, основанный на данных сейсмологии, вывод о наличии в Земле концентрических оболочек различной плотности – земной коры, мантии и ядра (рис. 3.2, табл. 3.1). Рис. 3.2. Сейсмическая модель Земли Джефриса-Гутенберга: Р – продольные сейсмические волны; S – поперечные сейсмические волны; B, C, D, E, F, G – см. рис. 3.3 и табл. 1; пуктирные линии – уровни изменения производной сейсмических скоростей Земная кора – твердая каменная оболочка Земли. Толщина ее колеблется от 5–10 км в океанах до 70–80 км на континентах, среднее значение 33 км. Границы земной коры определяются: в верхней части между атмосферой и Мировым океаном поверхностью Земли (или дневная поверхность); в нижней – поверхностью Мохоровичича (или граница Мохо) между мантией. В составе земной коры преобладают кремний и алюминий, поэтому геосферу называют «сиал SiAl». 40 Общая геология Таблица 3.1 Характеристика оболочек Земли для модели Гутенберга-Буллена Геосфера Интервал Интервал глубин, км плотности, г/см3 Земная кора (А) 0–33 Мантия внешняя (В) Переходной слой (С) Нижняя (D) 33–410 Доля от объема, % Масса, Доля от Скорость волны, км/с 1025 т массы продоль- поперечЗемли, ной VP ной VS % 2,7–3,0 1,55 5 0,8 5,5–7,4 3,2–4,3 Раздел Мохоровичича 3,32–3,65 16,67 62 10,4 7,9–9,0 4,5–5,0 410–1000 3,65–4,68 21,31 98 16,4 9,0–11,4 1000–2900 4,68–5,69 44,28 245 41,0 11,4–13,6 5,4–7,3 продоль- поперечной VP ной VS 31,4 8,1–10,4 – Ядро 2900–4980 внешнее (Е) Переходная зона 4980–5 120 (F) Внутреннее (G) 5 120–6 370 Раздел Вихерта-Гутенберга 9,4–11,5 15,16 188 5,0–6,4 11,5–12,0 0,28 10,4–9,5 – 12,0–12,3 0,76 11,2–11,3 – Мантия – промежуточная оболочка, ограниченная поверхностями Мохо (вверху) и Вихерта-Гутенберга (внизу). Эта геосфера является самым крупным элементом Земли, занимает 83 % ее объема и составляет около 66 % ее массы. Сейсмологические данные свидетельствуют о достаточно сложном внутреннем строении мантии. В ее составе выделяют ряд границ раздела (см. табл. 3.1.) По значениям физических параметров эта геосфера делится на две оболочки: Рис. 3.3. Внутреннее строение Земли (модель Гутенберга–Буллена) 41 Байбатша А. Б. 1) верхняя мантия (от поверхности Мохоровичича до границы на глубине 950 км); 2) нижняя мантия (от глубины 950 км до поверхности Вихерта-Гутенберга). Верхняя мантия характеризуется наличием вертикальных и горизонтальных неоднородностей, резким нарастанием скорости распространения сейсмических волн с глубиной. На этом фоне выделяются два слоя: верхний – слой Гутенберга (слой В), залегающий от поверхности Мохоровичича до границы на глубине 410 км; и нижний слой – слой Голицына (слой С). Иногда слой Голицына называют средней мантией. Внутри слоя Гутенберга, в интервале глубин 50–150 км отмечается некоторое снижение (около 3 %) скорости распространения сейсмических волн. Оно может быть обусловлено наличием, например, в этом интервале очагов плавления вещества мантии. Этот слой называется сейсмическим волноводом или астеносферой (т. е. геосферой «без прочности»), исходя из повышенной пластичности, размягченности слагающего вещества (Б. Гутенберг, 1926). Средняя глубина астеносферы оценивается порядка 100–200 км (под континентами кровля астеносферы на глубине около 200 км и более, под океанами – 100 км и более), под срединно-океаническими хребтами 30–50 км. Земная кора вместе с твердой частью слоя Гуттенберг образуют единый жесткий слой, лежащий на астеносфере, который называется литосферой (Д. Баррел, 1914). К астеносфере приурочено большинство зарегистрированных очагов промежуточных землетрясений. Полагают, что в ней возникают магматические очаги. Поэтому литосферу, включая астеносферу, объединяют в тектоносферу (В. В. Белоусов). В верхней мантии в целом скорость распространения продольной волны увеличивается от 7,9–9,0 км/с (у поверхности Мохоровичича) до 11,2–11,4 км/с (на глубине около 950 км). Нижняя мантия имеет значительную мощность (почти 2 тыс. км) и характеризуется дальнейшим увеличением скорости распространения продольных (VР) и поперечных (VS) волн с глубиной: для волн Р около 13,8 км/с, для волн S приблизительно 7,3 км/с. Полагают, что равномерное нарастание скорости с глубиной обусловлено в основном ростом давления и свидетель42 Общая геология ствует об относительно однородном строении нижней мантии. Вблизи ее подошвы на глубине 2700–2900 км выделяется переходная оболочка (слой Д), отличающаяся по своим свойствам. Здесь отмечается некоторое снижение скорости распространения продольных волн, что, вероятно, является следствием изменений, обусловленных переходом к внешнему ядру Земли. По расчетам Л. В. Дмитриева, средний состав мантии соответствует следующим соотношениям основных компонентов (массовое содержание, %): SiO2 – 45,5; Al2O3 – 3,8; Fe2O3 – 5,3; TiO2 – 0,3; CaO – 2,1; MgO – 42,2; Na2O – 0,4; K2O – 0,1; MnO – 0,2. В составе мантии преобладают Si и Mg, поэтому эту геосферу называют “сима”. На границе земная кора – мантия температура превышает 1000 оС, давление – 2000 МПа. Ядро Земли – внутренняя (центральная), наиболее плотная оболочка. Эта геосфера занимает около 17 % объема Земли и составляет 34 % ее массы. Такое соотношение долей объема и массы обусловлено резкими различиями физических параметров ядра и мантии. В разрезе ядра выделяют две границы – на глубинах 4980 и 5 120 км, в связи с чем оно подразделяется на три элемента: 1) верхнее ядро (слой Е) – от поверхности ВихертаГутенберга до границы на глубине 4980 км; 2) переходная оболочка (слой F) – в интервале глубин 4980–5120 км; 3) внутренне ядро, или субъядро (слой G) – с поверхности Лемана (на глубине 5 120 км) и глубже. На внешней границе ядра, приуроченной к поверхности Вихерта-Гутенберга, происходит скачкообразное снижение скорости распространения продольных волн от 13,7 до 8,1 км/с, затухание поперечных волн и появление высокой электропроводности. Все это свидетельствует об изменении агрегатного состояния вещества внешнего ядра. Полагают, что внешнее ядро находится в состоянии, приближающемуся к жидкому. На границе мантия–ядро, видимо, температура достигает 2500–3000оС, а давление около – 300 ГПа. В пределах внутреннего ядра скорость продольных волн вновь возрастает, и вещество, по-видимому, находится в твер43 Байбатша А. Б. дом состоянии. Можно предположить, что при столь высоких значениях давления происходит деструкция вещества, которое во внутреннем ядре существует в металлизированном или плазменном состоянии. Химический состав внешнего и внутреннего ядра приблизительно одинаков – железоникелевый, близкий, видимо к составу железных метеоритов. По преобладающим компонентам (Ni-Fe) эту оболочку называют “нифе”. 3.3. Геофизические поля Земли 3.3.1. Гравитационное поле Пространство, в пределах которого проявляются силы притяжения Земли, называется полем силы тяжести или гравитационным полем Земли (от лат. гравитас – тяжесть). Оно отражает характер распределения масс в недрах нашей планеты и тесно связано с формой Земли. Для каждой точки земной поверхности характерна определенная величина силы тяжести. В центре Земли сила тяжести равна нулю. Наука, изучающая земное поле силы тяжести, называется гравиметрией. Измерение ускорения свободного падения производится специальными приборами – гравиметрами. Метод, основанный на изучении поля силы тяжести на поверхности Земли или вблизи от нее – гравитационного поля Земли, называется гравиметрическим методом (или гравиразведкой). Сила тяжести обусловлена массой и плотностью Земли. Плотность Земли была впервые определена И. Ньютоном в 1736 г. в пределах 5–6 г/см3. Последующие более точные определения дали среднюю плотность Земли 5,52 г/см3. Фактически измерение плотности горных пород, слагающих верхнюю оболочку – земную кору, дают значения не более 2,40–2,90 г/см3. Плотность вещества с глубиной возрастает. В центре Земли плотность вещества из-за высокого давления, возможно, превышает 12,5 г/см3 (табл. 3.2, рис. 3.4). 44 Общая геология Таблица 3.2 Распределение давления и ускорения свободного падения в земных недрах Глубина, км Давление, 106 кгс/см2 33 500 1200 2900 (сверху) 2900 (снизу) 6370 0,009 0,173 0,49 1,37 1,36 3,51 Ускорение свободного падения, см/с2 985 1000 991 1037 1037 0 Вещество Земли с глубиной испытывает все большие воздействия давления вышележащих толщ горных пород и в связи с этим все более уплотняется. По В. А. Магницкому, на глубине 1 км давление равно 275 атм; у подошвы земной коры на глубине 50 км – около 13 тыс. атм. На границе мантии и ядра (2900 км) давление составляет около 1,3–1,4 млн атм, а в центре Земли – свыше 3 млн атм (рис. 3.5). Величина силы тяжести выражается в галах (в честь Г. Галилея, впервые измерившего ускорение свободного падения); 1 гал = 1 см/с2. В практике обычно пользуются одной тысячной долей гала – миллигалом. Среднее значение силы тяжести на поверхности Земли равна 979,7 гал. Величина силы тяжести закономерно возрастает от экватора к полюсам – от 978,04 до 983,24 гал. Для каждой точки земной поверхности в предположении однородности масс может быть вычислена теоретическая величина силы тяжести. Однако вследствие неравномерности распределения масс в земной коре измеренное значение ускорения свободного падения отличается от нормального (теоретического). Эти отклонения фактических значений силы тяжести от теоретически рассчитанных, обусловленные неравномерным распределением масс и другими причинами называют гравитационными аномалиями (от греч. “а” – отрицание, “номос” – закон). Они являются основным объектом поиска в гравиразведке. 45 Байбатша А. Б. Рис. 3.4. График изменения плотности σ геосфер с глубиной H: 1, 2 – принятые варианты расчетных моделей Выделяют региональные и локальные аномалии гравитационного поля. Первые занимают площади в десятки и сотни тысяч квадратных километров и отличаются большой интенсивностью (десятки–сотни миллигал). В пределах региональных аномалий проявляются локальные (местные). По результатам гравитационных измерений или гравитационной съемки составляются гравитационные карты. Рис. 3.5. График изменения давления р и ускорения свободного падения g с глубиной H: 1, 2 – принятые варианты расчетных моделей Плотность вещества Земли определяет скорость распределения сейсмических волн в ее недрах. На изучение сейсмических волн в земной коре основан сейсмометрический метод (или сейсморазведка), который в настоящее время занимает ве46 Общая геология дущее место среди других геофизических методов. В сейсморазведке используется искусственный источник возбуждения упругих волн, обычно взрыва в неглубокой скважине (рис. 3.6). Сейсмические волны, достигая границ изменения скорости, отражаются и поступают в систему регистрации, состоящую из серии приборов – сейсмографов. Время движения волны от пункта взрыва до каждого сейсмографа откладывают на графиках в виде кривых, называемых годографами. Рис. 3.6. Схема сейсморазведочных работ методом отраженных волн: а – искусственный взрыв; б – отраженные волны; в – сейсмоприемники В поисково-разведочных работах на нефть и газ перед сейсморазведкой обычно ставится задача поиска структур, благоприятных для образования скоплений углеводородов. Результаты сейсморазведки служат надежным основанием для проведения более дорогостоящих работ – бурения скважин на перспективных участках. 47 Байбатша А. Б. 3.3.2. Радиоактивное поле Распределение и концентрация атомов радиоактивных элементов в земной коре и во всей нашей планете имеют особое значение. При распаде этих элементов выделяется теплота, в значительной степени определяющая тепловой режим Земли. В связи с распадом содержание радиоактивных элементов на Земле неизменно сокращается. В. Г. Хлопин считал, например, что если в настоящее время радиоактивный распад дает 40∙1016 кал/час, то 3 млрд лет назад он давал 228∙1016 кал/час, т. е. в 5 раз больше. Соответственно уменьшилось и количество радиоактивных элементов в земной коре. Радиоактивность горных пород и минералов, слагающих земную кору, изучают с помощью прибора – радиометра. Метод изучения радиоактивности горных пород называется радиометрией. В буровых скважинах радиоактивность горных пород изучается методом гамма-каротажа. Интенсивность радиоактивности горных пород измеряется в мкр/час. 3.3.3. Тепловое поле Тепловое поле или теплота Земли (геотермика или геотермия) образуется за счет внешних и внутренних источников. Главным источником внешней энергии является солнечное излучение. Лучистая энергия Солнца, получаемая земной поверхностью, составляет в среднем 8,4 Дж/(см2·мин). На весь земной шар в год попадает около 5,44∙1024 Дж лучистой энергии. Около 55 % ее поглощается атмосферой, растительным покровом и почвой и после ряда превращений аккумулируется земными растениями. Остальное количество энергии отражается в мировое пространство. Тепловая энергия солнечной радиации приводит в движение воздушные массы атмосферы и определяет круговорот воды на поверхности Земли. В результате непрерывного движения воздушных масс и воды в природе устанавливается атмогидрооборот, который является рабочим механизмом экзогенных геологических процессов. 48 Общая геология Источниками внутреннего тепла Земли являются: 1) радиоактивный распад элементов; энергия гравитационной дифференциации вещества; 2) остаточное тепло, сохранившееся со времен формирования планеты; 3) экзотермический эффект полиморфных, электронных, фазовых переходов и химических реакций; тепло, связанное с действием нейтрона; 4) упругая энергия, высвобождаемая землетрясениями; 5) теплота, обусловленная процессами приливного трения и др. В настоящее время приближенно оценены величины внутренней теплоты Земли и установлено, что наиболее важным из них является радиоактивность химических элементов Земли, основная часть которых сосредоточена в верхней части планеты. При радиоактивном распаде кинетическая энергия -, -частиц ядер и -излучения превращается в тепловую энергию. По данным различных исследований (Г. В. Войткевич и др.), радиоактивная генерация тепла может составлять (9,6–44,5)∙1020 Дж/год, что превышает потерю тепла Землей (в среднем 7,95∙1020 Дж/год). Строение теплового поля. В земной коре по температурным условиям выделяются верхняя (гелиотермическая) и нижняя (геотермическая) зоны. В верхней зоне (до глубины 30–40 м) сказывается влияние проникающего солнечного тепла. Среди колебаний температуры, вызываемых солнечной радиацией, различают суточные, сезонные, годовые и вековые. Чем больше период колебаний поверхностных температур, тем глубже эти колебания проникают в недра. Суточные колебания затухают на глубине около 1,5 м, а годовые (их период в 365 раз больше) – в среднем на глубинах 25–30 м. Ниже зоны переменных температур располагается пояс постоянной температуры, соответствующий среднегодовой температуре данной местности и являющийся границей раздела верхней и нижней зоны. Глубина залегания пояса постоянной температуры меняется с широтой местности и зависит от теплофизических свойств горных пород: в приэкваториальных областях – 10–12 м, в средних географических широтах – 20–30 м (Москва – 20 м, Париж – 28 м), в полярных областях – 40 м. Если среднегодовая температура ниже 0оС, то и температура пояса будет отрицательной. В этом случае атмосферные 49 Байбатша А. Б. осадки, просачиваясь в толщи горных пород, превращаются в лед. В таких условиях и образуется вечная (многолетняя) мерзлота. Вечная мерзлота широко развита на поверхности Земли и занимает около 25 % ее площади. Ниже пояса постоянной температуры наблюдается прогрессивный разогрев недр земной коры, находящейся в прямой зависимости от теплового потока. Последний определяется как произведение температурного (геотермического) градиента на теплопроводность горных пород. Геотермическим градиентом называется величина, выражаемая в оС/м, которая характеризует возрастание температуры горных пород с глубиной. Геотермические градиенты различных областей Земли существенно отличаются друг от друга и варьируют в пределах от 0,1 до 0,01 оС/м. Обратная величина – геотермическая ступень показывает расстояние, на которое нужно углубиться, чтобы температура повысилась на 1оС (рис. 3.7). Рис. 3.7. Кривые изменения геотермического градиента Г и геотермической ступени G с глубиной h в зависимости от теплопроводности горных пород Изменчивость геотермического градиента (или геотермической ступени) обусловлена геолого-тектоническими условиями и различной теплопроводностью горных пород (табл. 3.3). 50 Общая геология В качестве средних для верхней части разреза земной коры приняты значения геотермического градиента 3 оС/100 м, геотермической ступени 33 м/оС. Однако эта величина непостоянная не только по площади, но и по глубине. С глубиной скорость увеличения температуры и значения геотермического градиента убывают, геотермической ступени – растут (табл. 3.4). Таблица 3.3 Скорости нарастания температуры с глубиной Район замера температуры СНГ П-ов Камчатка Аралсорская сверхглубокая скважина Город Ишимбай США Юг п-ова Калифорния Штат Калифорния Штат Алабама Африка Шахта Витватерсранд Австралия Штат Южная Австралия Город Карнарвон Штат Новый Южный Уэльс Г, оС/100 м G, м/оС 32,5 2,18 0,68 3,1 45,9 146 24,79 3,85 0,75 4 26 137 0,58 172,4 10,9 5,33 1,18 9,2 18,8 84,7 Таблица 3.4 Характеристика теплового поля Земли до глубины 200 км (по расчетным данным Е. А. Любимовой) Показатель Температура, оС Геотермический градиент, оС/100 м Геотермическая ступень, м/оС Глубина, км 10 20 50 100 140 200 180 270 620 1250 1650 1950 1,8 0,9 1,2 1,3 1 0,5 55,6 111,1 85,7 79,4 100 200 Изучение теплового поля Земли необходимо для решения вопроса практического использования тепла Земли (энергию геотермики), прогнозирования условий подземной разработки 51 Байбатша А. Б. месторождений полезных ископаемых. Наконец, тепловой режим недр является индикатором месторождений полезных ископаемых и сульфидных руд. Поэтому параметры аномального теплового поля используются при поисково-разведочных работах. 3.3.4. Магнитное поле Вокруг Земного шара и внутри него существует магнитное поле. По данным космических исследований, оно простирается за пределы планеты на расстояние, превышающее десятикратный радиус Земли, образуя магнитосферу. Установлена сложная асимметричная внешняя форма магнитосферы, непрерывно изменяющаяся по конфигурации и силе. Асимметричность магнитосферы обусловлена воздействием солнечного ветра (потока космического излучения). Внешнее магнитное поле Земли по форме силовых линий близко к полю так называемого диполя – электромагнитного бесконечно малого магнита, смещенного относительно центра нашей планеты на 430 км (рис. 3.8 а) и находящегося в Восточном полушарии. Поле диполя имеет вид, представленный на рис. 3.8 б, причем Северный магнитный полюс расположен вблизи Южного географического полюса, и наоборот, поэтому северный конец магнитной стрелки компаса приблизительно указывает на географический север, а южный – на юг. При детальном сравнении оказывается, что ось диполя смещена относительно оси вращения Земли на угол 11о26, в связи с чем магнитные полюса не совпадают с географическими и расположены соответственно: южный магнитный полюс – в Северной Гренландии вблизи обсерватории Туле (74о с.ш. и 100о з.д.), а северный – на северо-восточной оконечности Земли Виктории в Антарктиде (68о ю.ш. и 145о в.д.). 52 Общая геология Рис. 3.8. Соответствие внешнего магнитного поля Земли элементарному диполю: а – взаимное положение осей вращения магнитного поля и магнитного поля, образующих угол 11026'; б – общий характер дипольного поля и ориентация магнитной стрелки Дипольный характер геомагнитного поля определяет еще одну его особенность. Вследствие замкнутого (от одного полюса до другого) характера силовые линии геомагнитного поля образуют систему магнитных ловушек для заряженных частиц, появляющихся в верхних слоях атмосферы под действием излучения Солнца. Таким образом, возникли окружающие Землю пояса космической радиации или зоны Ван-Аллена, заполненные ионами атмосферных газов и элементарными частицами (рис. 3.9). В этой зоне на высоте 100–150 км возникают полярные сияния, обусловленные свечением газов. Магнитное поле Земли влияет на ориентировку ферромагнитных минералов (магнетита, ильменита, титаномагнетита, гематита, пирротита) в горных породах. Это влияние осуществляется, когда твердые ферромагнитные минералы плавают в расплаве при застывании магматических пород или в растворе при образовании осадочных пород. На основании изучения ориентировки ферромагнитных минералов (но только в совершенно не53 Байбатша А. Б. измененных и недислоцированных породах) можно определить направление магнитного поля в период образования соответствующей горной породы. Эти исследования палеомагнетизма, т. е. «ископаемой» намагниченности пород, в настоящее время приобретает большое значение. Рис. 3.9. Форма магнитных силовых линий и положения поясов космической радиации в околоземном пространстве. Радиоциононные поля: 1 – внешний; 2 – внутренний; 3 – магнитные силовые линии Палеомагнитными наблюдениями установлено, что в течение геологической истории происходили инверсии (обращение магнитного поля из положительного в отрицательное и обратно) и перемещение магнитных полюсов. Лучше всего изучены последние инверсии. Современной положительной эпохе, начавшейся 0,7 млн лет назад, предшествовала отрицательная эпоха длительностью 1,7 млн лет, сменившая положительную эпоху (0,9 млн лет) и более раннюю отрицательную (1,2 млн лет). Инверсии установлены и для более древних периодов геологического времени (для всего фанерозоя). В целом указанные изменения геомагнитного поля характеризуются высокой скоростью по сравнению с другими геологическими процессами. Так, скорость миграции полюсов можно оценить в 1 см/год. По-видимому, с высокой скоростью протекают и инверсии геомагнитного поля. 54 Общая геология Согласно теории, ось вращения Земли и средняя ось магнитного поля совпадают. Поэтому перемещение магнитных полюсов означает, вероятно, поворот в пространстве земного шара в целом или его внешних оболочек относительно оси вращения. Это приводит к весьма важному для геологии выводу о том, что смещение магнитных полюсов происходит одновременно со смещением географических полюсов, которому соответствует смещение всех климатических зон. Основными характеристиками геомагнитного поля являются его склонение, наклонение и напряженность. Магнитным склонением называется угол между осью магнитной стрелки (магнитным меридианом) и географическим меридианом. Линии, соединяющие точки с одинаковыми значениями магнитного склонения, называются изогонами. Изогона с нулевым склонением называется агонической кривой. Она разделяет земную поверхность на две части: область Атлантического и Индийского океанов, Африка, значительная часть Европы – с западным склонением; остальная часть поверхности – с восточным склонением. На территории Казахстана магнитное склонение восточное, а значение его различное, например, в районе г. Алматы – порядка 4о 30', а в районе г. Астана – около 9о. Магнитным наклонением называется угол наклона магнитной стрелки (вектора) к горизонту. Различают наклонения северное и южное. Его величина меняется от 0 до 90о. Линии, соединяющие точки с одинаковыми значениями магнитного наклонения, называются изоклинами. Нулевая изоклина называется магнитным экватором. Сила магнитного поля Земли выражается векторной величиной – магнитным напряжением. Единицей измерения магнитной напряженности является одна стотысячная доля эрстеда, называемая гаммой (). Линии, соединяющие точки с одинаковыми значениями магнитного напряжения, называются изодинамами. Магнитная напряженность возрастает от экватора к магнитным полюсам. Около географического экватора проходит линия минимальной магнитной напряженности – динамический или магнитный экватор. 55 Байбатша А. Б. Структура магнитного поля изучается путем построения карт равных значений магнитного склонения, магнитного наклонения и магнитной напряженности. Соответственно строят карты изогон, изоклин и изодинам (рис. 3.10). Рассмотренные выше структурные изменения геомагнитного поля – инверсия и перемещение магнитных полюсов – относятся к периодическим вариациям. Кроме них, существуют непериодические вариации – интенсивные изменения составляющих магнитного поля, обусловленные вспышками солнечной активности. Эти непериодические вариации поля часто сопровождаются полярными сияниями, ухудшением или прекращением коротковолновой радиосвязи и называются магнитными бурями. Последние могут рассматриваться как предвестники землетрясений, поскольку нередко сейсмические точки предваряются сильными возмущениями магнитного поля. Принято считать, что магнитное поле, наблюдаемое в какой-либо точке Земли (Нт) является суммой поля однородной намагниченности Земли (Но – поле земного диполя), мировых или континентальных (Нм), региональных (На) и локальных (Нв) аномалий, а также дополнительного поля (Не), связанного с внешними причинами. Источники поля Но находятся на границе ядра. Видимо, с глубинными факторами связано и поле Нм, поэтому сумму Но + Нм принимают за нормальное поле Земли. Аномалии На (региональные) и Нв (локальные) связаны с особенностями размещения в литосфере горных пород, различающихся по своим магнитным свойствам. Региональные и локальные магнитные аномалии отличаются друг от друга порядками, интенсивностью, градиентами, площадями, протяженностью, очертаниями в плане и вертикальном разрезе. Интенсивность аномалий колеблется от первых сотен до нескольких тысяч гамм. Преобладают аномалии с интенсивностью около 1000 гамм. Аномалии могут быть четко ограничены в плане или, сливаясь между собой, могут образовать сложные аномальные контуры. По форме выделяют аномалии линейные, изометричные, и неправильные (сложные). Протяженность обособленных аномалий составляет единицы, иногда сотни километров, а ширина – единицы, иногда десятки километров. 56 Общая геология Рис. 3.10. Карты элементов магнитного поля Земли в градусах: а – вертикальной составляющей; б – магнитного склонения; М. П. – магнитные полюса С появлением возможности восстанавливать элементы древнего магнитного поля (положение полюсов и напряженность) было положено начало новой отрасли геологии – палеомагнетизма. 57 Байбатша А. Б. Первые попытки измерения элементов древнего магнитного поля, предпринятые в XX в. французскими исследователями Е. и О. Телье, показали, что за 2500 лет на территории древнего Карфагена угол магнитного склонения изменился от 58 до 640, а напряженность поля снизилась более чем в 1,5 раза. Многочисленные палеомагнитные исследования, проведенные в последние годы на образцах намагниченных горных пород, убедительно показали, что в минувшие геологические эпохи положение магнитных полюсов не соответствовало современному. Более того, установлено, что магнитные полюса, по крайней мере в течение последнего полумиллиарда лет, непрерывно перемещались, описывая сложную кривую. Перемещение полюсов во времени получило название миграции магнитных полюсов (рис. 3.11). Рис. 3.11. Кривая миграции магнитного полюса в северном полушарии. Цифры – миллионы лет назад; черный цвет кривой соответствует эпохам прямой полярности поля, а полые участки – обратной полярности Однако изменчивость геомагнитного поля не исчерпывается миграцией полюсов. Еще одним феноменом магнитного поля Земли является его способность к относительно быстрой смене полярности, т. е. к инверсии полюсов. Например, в течение последних 70 млн лет инверсии происходили не менее 1–2 раза за каждый миллион лет. Сам процесс инверсии протекает сравнительно быстро, в течение нескольких тысяч лет, а интервалы существования прямой и обратной полярности продолжаются от 1 тыс. до 0,5 млн лет. 58 Общая геология В целом указанные изменения геомагнитного поля характеризуются высокой скоростью по сравнению с другими геологическими процессами. Так, скорость миграции полюсов можно оценить в см/год. По-видимому, с высокой скоростью протекает и инверсии геомагнитного поля. Поиски полезных ископаемых на основе изучения магнитного поля осуществляются довольно хорошо разработанной отраслью геофизических методов – магнитной разведкой (магниторазведкой). Составляющие магнитного поля (или полной напряженности) измеряют специальными приборами – магнитометрами. При детальных работах производится наземная съемка, а при региональных – аэромагнитная (с борта специально оборудованного самолета), обладающая большой производительностью. 3.3.5. Электрическое поле С магнетизмом Земли тесно связано ее естественное электрическое поле. Оно проявляется, в частности, в виде теллурических токов; локальные электрические поля возникают на границах сульфидных рудных тел, при циркуляции минерализованных вод и т. д. Распространение электрического тока в земной коре в значительной степени связано с особенностями ее геологического строения, обусловливающими распределение электрических свойств горных пород. Основным таким свойством является их удельное электрическое сопротивление, измеряемое в Ом·м (табл. 3.5). В настоящее время на основе использования естественного электрического поля Земли разработаны геофизические методы изучения внутренней структуры земной коры, поисков и разведки месторождений полезных ископаемых. С этой целью применяются методы электрической разведки (электроразведки), которые основаны на использовании естественных или искусственных (вызванных) электрических полей постоянного или переменного тока в полевых условиях или в буровых скважинах (электрокаротаж). 59 Байбатша А. Б. Таблица 3.5 Удельное электрическое сопротивление некоторых минералов и горных пород Минерал, горная порода Алмаз Сера Кварц Гранит Удельное электрическое сопротивление, Ом∙м 1014 1012-1015 106-108 103-105 Горная порода Известняк Песчаник Глина Антрацит Удельное электрическое сопротивление, Ом∙м 102-103 10-103 1-103 10-2-102 3.4. Геохимия Земли Нет единого мнения о химическом составе оболочек и ядра Земли. По последним данным, на Земле существует 285 химических элементов и их изотопов. Академик А. Е. Ферсман состояние наших знаний о химических компонентах Земли охарактеризовал так: известно хорошо – 1,1 %, частично известно – 3,6 %; неизвестно вовсе – 95,3 %. Первые цифры (1,1 и 3,6 %) относятся к верхним горизонтам земной коры. Изучением их химического состава до глубины 16 км занимался американский геохимик Кларк Франк Уиглсуорт (1847–1931), посвятивший этой проблеме 40 лет жизни и опубликовавший первые результаты подсчета в 1889 г. В честь него А.Е. Ферсман в 1923 г. предложил назвать кларками средние содержания химических элементов в земной коре, рассчитанные на весь ее объем и выраженные в весовых или объемных процентах. В 1922 г. норвежский геохимик В. М. Гольдшмидт, учитывая данные сейсмологии, предполагал, что границы разделов соответствуют изменениям химического состава вещества Земли в результате его гравитационного расслоения еще в то время, когда планета находилась в расплавленном состоянии. Другие взгляды высказаны в 1939 г. проф. В. Н. Лодочниковым, предположившим, что изменение физических свойств материи в недрах Земли вызвано не изменением химического состава, а разрушением части наружных электронных оболочек атомов. 60 Общая геология Несколько лет спустя, появился ряд работ В. Х. Рамсея с расчетами, подтверждающими возможность потери атомами части электронов под воздействием огромных давлений в недрах Земли и перехода, таким образом, силикатной материи, слагающей нижние горизонты планеты, в особое «металлические» состояние с резким увеличением плотности. В последнее время вместе с развитием техники оказалось возможным постановка экспериментов с природными и синтетическими веществами при высоких температурах и давлениях, соответствующих существующим в глубоких зонах земной коры и в верхней мантии. Это, а также находки ксенолитов пород верхней мантии, значительно пополнили наши знания о строении и составе подкоровой мантии. С учетом состава и свойств ксенолитов, метеоритов и образцов с Луны, а также геофизических (сейсмологических) данных о внутреннем строении Земли рассчитаны модели химического состава Земли в целом (табл. 3.6). Сравнение состава Земли в целом с составом ее верхней оболочки земной коры показывает резкое увеличение в первом доли тяжелых элементов – железа и никеля (соответственно в Земле – 35–40 % и в земной коре – 2,4–3,5 %), обусловленное влиянием ядра. Приведенные в табл. 3.6 элементы распространены в основном в виде химических соединений, в самородном состоянии они встречаются редко. Таблица 3.6 Распространение химических элементов в Земле Химический состав Земли O Fe Si Mg S Ni Ca Al Прочие Массовая доля, % по А. Е. Ферсману по Б. Мейсону 27,71 29,5 39,76 34,6 14,53 15,2 8,69 12,7 0,64 1,92 3,46 2,38 2,32 1,13 1,79 1,09 1,1 1,48 61 Байбатша А. Б. По современным представлениям ядро Земли имеет, по всей вероятности, железоникелевый состав, близкий к составу сидеролитов (железокаменных метеоритов). Эксперименты по ударному сжатию металлов позволяют считать, что внешнее ядро (зона Е) находится в жидком состоянии и кроме железа и никеля содержит оксиды железа, причем содержание железоникелевого сплава не превышает 84–92 %. Переходной слой в интервале глубин 4980–5120 км (зона F), по мнению исследователей, состоит из сернистого железа – троилита FeS, характерного соединения сидеролитов (рис. 3.12). Меньше всего данных имеется по субъядру (зона G). Повидимому, оно сложено железоникелевым сплавом и находится в твердом состоянии. Рис. 3.12. Разрез Земли с выделением областей различного химического состава Мантия Земли представляет собой самую большую по объему и массе геосферу и имеет достаточно сложный состав, о чем можно судить исходя из современных представлений об образовании геосфер. Согласно этим представлениям, геосферы являются результатом дифференциации (расслоения) первичного вещества Земли в результате разогрева ее недр. На первой стадии дифференциации из первичного вещества выплавились тяжелые 62 Общая геология металлы – железо и никель, опустившиеся вниз и образовавшие современное ядро Земли. Оставшееся после выплавления тяжелых металлов вещество – пиролит (по названиям главных слагающих минералов – пироксена и оливина) и составляет современную мантию. Процесс дифференциации вещества мантии продолжается и в настоящее время. Дифференциация, повидимому, затрагивает слой Гутенберга и нижележащий слой Голицына, в котором возможно возникновение отдельных очагов плавления и с которым связаны самые глубокофокусные землетрясения. Земная кора, по современным представлениям, является результатом дифференциации вещества. Она сложена соединениями элементов, образовавшимися в термодинамических условиях, характерных для горизонтов коры. Эти соединения называются минералами и входят в состав горных пород. Сопоставление химического состава внутренних геосфер и внешних оболочек Земли приведено в табл. 3.7. Таблица 3.7 Химический состав внешних и внутренних геосфер Оболочки, геосферы N Атмосфера 74,5 Биосфера 2,2 Гидросфера Следы Земная кора – Мантия – Земли Ядро Земли – H 0,14 9,1 10,7 0,14 Следы Следы Массовая доля, % C O Si 0,01 24,1 – 14 73 Следы 0,28 86 Следы 0,15 46,7 27,7 Следы 40 16 – Следы Металлы – 1 1,28 25,4 43 Следы 99 Контрольные вопросы: 1. Что такое геосферы, и на какие виды они делятся? 2. Характеристика внешних геосфер. 3. Характеристика внутренних геосфер. 4. Каково строение и состав атмосферы? 5. Что такое озоновый слой и альбедо Земли? 63 Байбатша А. Б. 6. Какова характеристика земной коры, литосферы и тектоносферы? 7. Какие границы оболочек и слоев Земли известны? 8. Каковы границы распространения биосферы? 9. Каковы характеристики гидросферы? 10. Каково научное значение гравитационного поля Земли? 11. Каково научное значение радиоактивного поля Земли? 12. Каково научное значение теплового поля (геотермики) Земли? 13. Каково научное значение магнитного поля Земли? 14. Каково научное значение электрического поля Земли? 15. Характеристика вещественного состава Земли. 64 Общая геология 4. ЗЕМНАЯ КОРА Верхняя оболочка Земли – земная кора рассматривается отдельно по той причине, что это геосфера является главным объектом геологии и средой производственной деятельности человека. 4.1. Строение земной коры Важнейшей особенностью строения земной коры является отчетливо выраженная неоднородность, проявляющаяся как в вертикальном, так и горизонтальном направлении. Вертикальная неоднородность. Сейсмическими исследованиями в строении земной коры выделены три оболочки (или слоя), сложенные различными по составу, свойствам и происхождению горными породами: стратисфера (осадочная оболочка), гранитная и базальтовая (рис. 4.1). Рис. 4.1. Строение и типы земной коры Стратисфера (от лат. “стратум” – слой) сложена осадочными и вулканогенно-осадочными породами, (%): глинами и глинистыми сланцами (42), песчаными (20), вулканогенными (19) и карбонатными (19) породами. Слой покрывает почти всю поверхность Земли и в глубоких впадинах, например в Прикаспийской впадине, достигает мощности 23 км (в среднем по стратисфере – 3 км). 65 Байбатша А. Б. Для пород осадочного чехла характерны: слабая дислоцированность, сравнительно низкие плотности и небольшие изменения, соответствующие диагенетическим. Вулканогенные породы имеют ограниченное распространение. Средняя плотность пород всего осадочного чехла составляет 2,5 г/см3, пределы ее изменения 2,28–2,80 г/см3. Скорость распространения упругих волн (Vp) в осадочном чехле связана с вещественным составом пород, степенью их уплотнения и изменяются от 1,8 до 5,0 км/с и более. Состав пород, слагающих стратисферу, свидетельствует об их образовании в водной среде около 4,0 млрд лет назад. В то время атмосфера была более тяжелой и разогретой, видимо, близкой к современной венерианской. Поэтому первичные магматические породы, слагавшие земную поверхность, соприкасаясь с горячей насыщенной парами сильных кислот атмосферой, подвергались интенсивному разложению. Продукты разложения со временем переоткладывались в водной среде. Гранитная оболочка, названная так по сходству свойств образующих ее пород со свойствами гранитов, сложена (%): гнейсами (37,6), гранодиоритами и диоритами (19,9), гранитами (18,1), амфиболитами (9,8), кристаллическими сланцами (9,0), а также габбро, мраморами, сиенитами и др. Горные породы, слагающие гранитный слой, весьма разнообразны по вещественному составу и степени их дислоцированности. Они представлены как неизмененными, так и метаморфизованными породами. В зависимости от строения и состава плотность гранитного слоя изменяется от 2,6 до 2,8 г/см3, составляя в среднем 2,7 г/см3. Резкой сейсмической границей гранитная оболочка отделена от осадочной (скачек скоростей 0,7 км/с). Пластовая скорость распространения упругих волн в гранитном слое изменяется от 5,0 до 6,5 км/с, при среднем значении около 6 км/с. Мощность гранитного слоя на территории СНГ от 6 до 40 км. Возможно иногда полное отсутствие гранитного слоя в разрезе. Нижней границей гранитного слоя является сейсмический раздел (граница) Конрада. Базальтовая оболочка – третий слой земной коры – состоит из более тяжелых кристаллических пород, которые по своим свойствам близки земным базальтам – магматическим породам. Слой сложен магматическими породами различной степени ме66 Общая геология таморфизма. В отдельных местах между базальтовым слоем и мантией залегает так называемый эклогитовый слой с более высокой плотностью, чем породы базальтового слоя. Средняя плотность пород базальтового слоя 2,9 г/см3, а интервал изменения плотности 2,8–3,2 г/см3. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) от 6 до 7,5 км/с. При этом особенности распространения волн связаны с характером распределения в вертикальном разрезе базальтового слоя петрографически разнородных комплексов. Средняя мощность базальтового слоя в пределах континентальной части территории СНГ около 20 км. Однако в отдельных районах (под горными хребтами) она может достигать 30–40 км. Есть такие участки (Прикаспийская синеклиза, Днепровско-Донецкая впадина и др.), где мощность базальтового слоя снижается до 12–13 и даже 5–7 км. Средняя мощность земной коры нашей планеты 33 км, а в пределах Казахстана 35–45 км. В отдельных частях планеты отмечаются существенные отклонения от средней мощности. Так, минимальная мощность земной коры (7–12 км) характерна для океанов, а максимальная (70–80 км) – для высокогорных областей континентов. Нижняя граница земной коры как бы зеркально повторяет поверхность Земли. Под континентами она глубоко опускается в мантию, под океанами приближается к поверхности Земли, подчиняясь принципу “изостазии”. Земная кора отделяется от мантии границей Мохоровичича (раздел или поверхность Мохо). Горизонтальная неоднородность. Площадная неоднородность строения земной коры проявляется, прежде всего, в различном строении ее на континентах и в пределах океанических впадин. Это обстоятельство было впервые установлено по сейсмическим данным Б. Гутенбергом. Участки коры, размещающиеся типом геологического строения, называются структурными элементами. С точки зрения закономерностей пространственного развития океаны и континенты являются структурами I (планетарного) порядка, существенно отличаются геологическим строением и характером развития. В пределах структурных элементов I порядка по особенностям геологического строения и развития выделяются структуры II порядка: на континентах – платформенные и геосин67 Байбатша А. Б. клинальные (горно-складчатые) области, на океанической коре – платформы и срединно-океанические хребты. В свою очередь названные структуры II порядка могут быть разделены по особенностям строения на более мелкие структурные элементы (более высоких порядков): глобальные (III порядка), региональные (IV порядка) и локальные (V порядка). Минимальная мощность коры наблюдается на платформах, максимальная – в горно-складчатых областях (геосинклиналях). Платформы (от фр. “плат” – плоский, “форме” – форма) – это обширные тектонически стабильные области. Они характеризуются: средними и устойчивыми значениями мощности земной коры; горизонтальным или почти горизонтальным залеганием осадочных пород; равнинным рельефом. Платформы имеет двухъярусное строение и состоят из более древнего кристаллического фундамента и перекрывающего его осадочного чехла. На территории СНГ находятся Восточно-Европейская и Сибирская платформы. Геосинклиналями (греч. “ге” – Земля, “син” – вместе, “клин” – наклон) называются линейно вытянутые тектонические подвижные зоны. Они характеризуются значительной до 70–80 км мощностью земной коры и ее резкими колебаниями; нарушенным складчато-разрывным залеганием горных пород; горным рельефом. В геоморфологическом плане геосинклинали представлены линейными горно-складчатыми сооружениями. Таковы, например, Урал, Кавказ, Памир и т. д. 4.2. Типы земной коры По составу и мощности выделяют три: континентальный, океанический и переходные типы земной коры (см. рис. 4.1). Кора континентального типа состоит из трех слоев: осадочного, гранитного и базальтового, суммарная мощность которых достигает 70–80 км. Мощность осадочного слоя обычно не превышает 10–15 км, скорость распространения продольных сейсмических волн в этих породах 1,5–5 км/с. Ниже залегает гранитный слой мощностью 10–20 км, скорость распространения волн в породах слоя 6,0–7,4 км/с. Границы раздела слоев обычно прослеживаются по отраженным и преломленным сейсмическим волнам. Границей между гра68 Общая геология нитным и базальтовым слоями является поверхность Конрада, прослеживающаяся на глубине 10–30 км. К особенностям континентальной коры относятся наличие корней гор – резкого увеличения мощности земной коры под крупными горными системами. Под Гималаями, например, мощность коры достигает 70–80 км. Кора океанического типа состоит только из двух слоев: осадочного и базальтового; характеризуется небольшой мощностью, снижающейся до 5–10 км. Верхний – осадочный слой представлен рыхлыми глубоководными осадками, мощность которых обычно не превышает нескольких сот метров. Нижний – базальтовый слой образован в основном продуктами подводных извержений вулканов с редкими прослоями уплотненных осадков общей мощностью 1,5–2,0 км. Основание слоя сложено основными и ультраосновными породами мощностью 3–5 км. Таким образом, главным отличаем океанической коры от континентальной является не только резко сокращенная мощность, но и отсутствие гранитного слоя. Кора переходных областей (промежуточного типа) обычно характерна для периферии крупных континентов, где развиты окраинные моря, имеются архипелаги островов. Здесь происходит смена континентальной коры океанической. По строению, мощности, плотности пород и скорости распространения упругих волн кора переходных областей занимает промежуточное положение между двумя названными выше главными типами кор. 4.3. Вещественный состав земной коры Земная кора образована различными по составу и происхождению горными породами. Любая горная порода представляет собой естественную парагенетическую ассоциацию минералов. Минералы в свою очередь являются химическими элементами или их природными соединениями. Вещество земной коры в порядке усложнения степени его организации образует такой последовательный ряд: химический элемент – минерал – горная порода – комплекс (формация) горных пород. Проблемами химического состава земной коры, закономерностями его изменения в пространстве и во времени занимается наука геохимия. 69 Байбатша А. Б. По данным геохимии в земной коре установлено 93 химических элемента (в космосе – 97). Большинство из них являются сложными, т. е. представлены смесью различных изотопов. В земной коре известно более 360 изотопов. Лишь 22 химических элемента, например натрий, фтор, фосфор, марганец, золото не имеют изотопов и поэтому называются простыми. 4.3.1. Химический состав По А. П. Виноградову в земной коре распространены следующие химические элементы, %: O – 47,2; Si – 27,6; Al – 8,3; Fe – 5,1; Ca – 3,6; Na – 2,64; K – 2,6; Mg – 2,1; Ti – 0,6; H – 0,15; C – 0,1. Таким образом, из 93 химических элементов, установленных в земной коре, на 11 элементов приходится 99,99 % ее массы, а на остальные 82 элемента – лишь 0,01 %. Средние содержания отдельных элементов в земной коре называют кларками. Анализ кларковых содержаний различных химических элементов позволил установить некоторые закономерности их распределения в земной коре. Свойства всех химических элементов находятся в известной функциональной зависимости от положения их в периодической системе. Элементы, близкие по своему положению в пределах определенных полей периодической таблицы, близки по своим геохимическим и физическим свойствам, следовательно, и по своим геохимическим особенностям, встречаясь в земной коре совместно и, таким образом, давая определенные естественные ассоциации химических элементов. Приведенные особенности определяют различную способность химических элементов к образованию значительных концентрации и рассеянию в земной коре. Существует целый ряд геохимических классификаций элементов. Более простой и общий имеет разделение элементов периодической системы, предложенной Г. Вашингтоном. Он разделил все элементы горизонтальной ломаной линией так, что часть из них оказалась выше, а часть – ниже этой линии. Элементы, которые попадают в верхнюю часть таблицы, были названы петрогенными (Si, O, Ca, K, Na, Mg, Al). Они слагают основную массу земной коры – массивы горных пород и месторождения неметаллических полезных ископаемых. 70 Общая геология Элементы, находящиеся в нижней части таблицы, было предложено назвать металлогенными. Эти элементы содержаться в земной коре в крайне ограниченных количествах и слагают главным образом рудные месторождения (Cu, Pb, Zn, Mo и др.). Часть элементов, располагающихся на границе между двумя группами (Fe, Mn и др.), играют в природе двойственную роль: с одной стороны, они участвуют в образовании минералов, входящих в состав горных пород, как петрогенные элементы, с другой – дают типичные соединения тяжелых металлов, как металлогенные элементы. В основе такого разделения элементов лежат резкие различия в их химических свойствах, обусловленные разным строением электронных оболочек их атомов. Петрогенные элементы образуют ионы с 8-миэлектронной внешней оболочкой и конфигурацией типа инертных газов. Для типичных металлогенных элементов характерны ионы с 18-электронной внешней оболочкой. По механизму своего образования земная кора есть не что иное, как продукт дифференциации мантии. Одновременно с выплавлением легкоплавких соединений из вещества мантии происходило выделение паров и газов. В результате дегазации мантийного вещества образовалась основная масса газов и воды, имеющихся на Земле. В настоящее время можно считать установленным, что единственным источником паров воды, при конденсации которых могли образоваться огромные массы Мирового океана, было вещество мантии Земли. Подсчитано, что до сих пор количество воды на поверхности Земли не превышает 1 % общих запасов ее, заключенных в мантии. Химический состав земной коры изменяется в течение геологического времени. Причем эта эволюция продолжается по сей день. Основными причинами изменения химического состава являются: 1) процессы радиоактивного распада, приводящие к самопроизвольному превращению одних химических элементов в другие, более устойчивые в условиях земной коры. Согласно расчетам В. И. Вернадского, в современную эпоху только за счет ядерных превращений ежегодно обновляет свой химический состав 106–1010 т вещества земной коры; 2) поступление метеорного вещества в виде метеоритов и космической пыли; 71 Байбатша А. Б. 3) продолжающиеся процессы дифференциации вещества Земли, приводящие к миграции химических элементов из одной геосферы в другую. Атомы химических элементов в земной коре образуют разнообразные сочетания друг с другом, главным образом химические соединения с атомами других элементов. Формы их нахождения достаточно многообразны, однако основной формой существования химических элементов в земной коре является минеральная. При этом в одних случаях они образуют самостоятельные минеральные виды, в других – входят в кристаллические решетки других минералов в виде примесей. 4.3.2. Минеральный состав Минералы (лат. minera – руда) – природные химические соединения, реже самородные элементы, являющиеся естественными продуктами различных физико-химических процессов, совершающихся в земной коре или на ее поверхности. Изучение состава, строения, свойств, условий образования и практического применения минералов является предметом минералогии. Минералогия тесно связана с одной стороны, с достижениями смежных с ней наук (физика, химия и др.), а с другой стороны – с запросами практики (поисково-разведочное дело, техника, промышленность и др.). Минералогия имеет большое экономическое значение в любом государстве. В земной коре в настоящее время (на начало 2015 г.) установлено порядка 5000 минеральных видов. Образование минералов в земной коре может происходить в результате эндогенных и экзогенных геологических процессов несколькими способами, отличающимися друг от друга, главным образом характером среды минералообразования: 1) путем кристаллизации природных силикатных расплавов (магмы) при понижении их температуры ниже точки затвердевания; 2) посредством отложения минерального вещества из истинных или коллоидных водных растворов, они могут быть горячими (гидротермальные растворы, из которых образуются многие рудные минералы) или холодноводные, например, растворы соляных озер; 72 Общая геология 3) путем различных превращений, протекающих в твердом состоянии, благодаря диффузионным процессам; 4) кристаллизация минералов из газообразного состояния, т. е. путем возгонки, например, кристаллизация серы из вулканических газов на стенках кратеров вулканов. Среди большого числа минеральных видов только около 70 являются распространенными, входят они в состав горных пород и называются породообразующими. Минералы, входящие в состав полезных ископаемых, называются рудообразующими. Минералы обладают закономерным внутренним строением, выражающимся в наличии у них кристаллических решеток. Химический состав минералов может изображаться двояким способом: в виде эмпирических формул, например, СаСО3 и в виде структурных (конституционных) формул – Са[СО3]. Основные свойства и поведение минералов определяются их внутренним строением и химическим составом, например: – полиморфизм – явление, когда частицы одинаковых веществ образуют разные структуры, например: алмаз – графит; – изоморфизм – явление, когда разные по химическому составу вещества кристаллизуются в близких в геометрическом отношении структурах: доломит, вольфрамит, плагиоклазы и др.; – псевдоморфизм – минеральные индивиды, обладающие внешней кристаллической формой, чуждой слагающему их веществу, например: лимонит пирит, опал древесина. В природе минералы встречаются в виде скоплений минеральных зерен, называемых минеральными агрегатами, гораздо реже в виде отдельных кристаллов и их сростков различных размеров. По соотношению трех основных измерений, определяющему облик кристаллов, они делятся на изометрические (куб, октаэдр, тетраэдр и др.), вытянутые в одном направлении (призматические, столбчатые, шестоватые, игольчатые, волокнистые) и вытянутые в двух направлениях (таблитчатые, пластинчатые, листоватые, чешуйчатые). Минеральные агрегаты – сросшиеся между собой кристаллические зерна, по составу бывают мономинеральными и полиминеральными. По морфологии различают следующие агрегаты минералов: зернистые, друзы, конкреции, секреции (жеоды), оолиты, натечные формы, землистые массы (сажистые, охристые), налеты, примазки и дендриты. 73 Байбатша А. Б. Все многообразие минералов различается по своим физическим (диагностическим) свойствам, к ним относятся: цвет, цвет черты (черта), блеск, прозрачность, твердость, спайность, излом, удельный вес (плотность), магнитность, растворимость, реакция с кислотой, вкус, радиоактивность, ковкость, хрупкость и др. Примеры распространенных минералов по классам приведены в табл. 4.1. Минералы в природе встречаются обычно в твердом состоянии, т. е. в виде кристаллов. Кристаллография – наука, изучающая процессы образования, формы и физико-химические свойства кристаллов. Кристаллография тесно связана с промышленностью. Кристаллы – твердые тела, образующиеся в природных или лабораторных условиях в виде многогранников. Геометрические элементы кристаллов: грани (Г); ребра (Р); вершины (В). Эти элементы соответствуют элементам внутреннего строения кристаллов, т. е. пространственной решетке, состоящей из узлов (соответствуют вершинам), рядов (ребрам) и плоской сетки (граням). Геометрически правильная форма кристаллов обусловливается прежде всего их строго закономерным внутренним строением. Примеры кристаллов: кварц, алмаз, соль, гранат и др. Кристаллы широко распространены в природе. К важнейшим свойствам кристаллов можно отнести: 1) однородность (изотропность). Однородным называется такое тело, которое во всем своем объеме обнаруживает одинаковые свойства; 2) анизотропность. Анизотропным называется такое тело, которое при одинаковых свойствах по параллельным направлениям обладает в общем случае неодинаковыми свойствами по непараллельным направлениям. Кристаллическая структура неизбежно связана с анизотропностью свойств; 3) самоогранятся, т. е. принимать многогранную форму в результате свободного роста в подходящей среде; 4) симметрия кристаллов; 5) многогранная форма кристаллов. Симметрия кристаллов (симметрия по греч. – соразмерность). Симметричная фигура должна состоять из закономерно повторяющихся равных частей. «Две фигуры называются взаимно равными, если для каждой точки одной фигуры имеется соответственная точка другой фигуры, причем расстояние между любыми 74 Общая геология двумя точками одной фигуры равно расстоянию между двумя соответственными точками другой» (А. Ф. Мебиус). Симметрия кристаллов изучается с помощью элементов симметрии. Элементы симметрии – вспомогательные геометрические образы (точки, прямые, плоскости), с помощью которых обнаруживается симметрия фигур: 1) центр симметрии (С) – особая точка внутри фигуры, характеризующаяся тем, что любая проведенная через нее прямая по обе стороны от нее и на равных расстояниях встречает одинаковые (соответственные) точки фигуры; 2) ось симметрии (L) – прямая линия, при вращении вокруг которой несколько раз повторяются равные части фигуры. В кристаллах возможны оси симметрии 1-, 2-, 3-, 4- и 6-го порядков – это закон симметрии; 3) плоскость симметрии (Р) – плоскость, которая делит фигуру на две зеркально равные части, расположенные относительно друг друга как предмет и его зеркальное отражение. Практические указания: плоскости симметрии проходят через середины граней и ребер перпендикулярно им, или же идут вдоль ребер, образуя равные углы с одинаковыми гранями и ребрами. При подсчете количества плоскостей симметрии в исследуемой фигуре нужно держать ее в одном положении, для того чтобы одну и ту же плоскость симметрии не сосчитать несколько раз. Таблица 4.1 Классификация минералов Типы Классы 1 2 1. Простые вещества (самородные элементы) 2. Сернистые Сульфиды соединения и их и их анааналоги логи Подклассы Примеры минералов Количество от общего числа минералов, % 3 4 Алмаз, золото, медь, графит, сера 5 3,3 Содержание в земной коре, % 6 0,10 Галенит, сфалерит, борнит, халькопирит, пирит, пентландит, арсенопирит, киноварь, молибденит 13 1,15 75 Байбатша А. Б. Продолжение табл. 4.1 1 3. Кислородные соединения 2 Оксиды и гидроксиды 5 12,5 6 17 25 75 4,5 1,70 Кальцит, доломит, магнезит, сидерит, малахит Гипс, ангидрит, барит 9,0 0,50 Фосфаты Апатит 17 0,70 Вольфраматы, молибдаты Хлориды Вольфрамит, шеелит 1,0 0,15 9 3,2 Фториды Флюорит 5,7 0,50 Силикаты и алюмосиликаты Карбонаты Сульфаты 4. Галоиды 3 4 Уранинит, касситерит, кварц, пиролюзит, корунд, ильменит, магнетит, гематит, лимонит Островные Оливин, гранат, дистен, эпидот Кольцевые Берилл Цепочные Пироксены, амфиСлоистые болы Слюды, хлориты, тальк, серпентин Каркасные Полевые шпаты, нефелин Галит, сильвин Карналлит Единичные направления (Е) – единственные, неповторяющиеся в кристалле направления. Симметрично-равные направления – повторяющиеся в кристалле направления, связанные с элементами симметрии. В присутствии единичных направлений возможен центр симметрии, лежащий в середине фигуры. Наличию единичных направлений не препятствуют плоскости симметрии, перпендикулярные или же параллельные им. Наличию единичных направлений не препятствуют оси симметрии, перпендикулярные к ним, или же оси симметрии любых наименований, совмещенные с ними. 76 Общая геология Виды симметрии. Видом симметрии кристаллического многогранника называется полная совокупность его элементов симметрии. В кристаллографии насчитываются 32 вида симметрии, которые выведены строго математически, и поэтому никакие изменения в их числе и составе невозможны (табл. 4.2). Таблица 4.2 Виды симметрии кристаллов Категория Сингония Триклинная Моноклинная Ромбическая Сред- Тригоняя нальная Тетрагональная Примитивный Низшая Высшая Цетраль ный Планальный Вид симметрии Акси- Планаксиальный альный Инверсионнопримитивный Инверсионнопланальный C P L2 L2PC L22P 3L2 3L23PC L3 L3C L33P L33L2 L33L23PC L4 L4PC L44P L44L2 L44L25PC L6PC L66P L66L2 L66L27PC ГексагоL6 нальная Кубиче- 4L33L2 ская 4L33L3 3PC 3Li44L3 3L44L3 6P 6L2 Li4( L2) Li4( 2L2) Li6(=L3P) 2P Li63L23P 3L44L3 6L29PC Сингонии. Сингонией называется группа видов симметрии, обладающих одним или несколькими сходными элементами симметрии (с обязательным учетом осей симметрии порядка выше 2) при одинаковом числе единичных направлений. Сингонии объединяются в следующие три категории, в которые входят соответствующие сингонии: 1) низшая категория – триклинная, моноклинная и ромбическая сингонии; 2) средняя категория – тригональная (обязательный элемент L3), тетрагональная (L4) и гексагональная (L6) сингонии; 3) высшая категория – кубическая сингония (обязательно – 4L3). Формы кристаллов. Простой формой называется совокупность граней (ребер и вершин, слагающих кристаллов), свя77 Байбатша А. Б. занных между собой элементами симметрии. Простые формы состоят из одинаковых и симметрично расположенных граней. Грани одной простой формы должны быть одинаковыми по своим физическим и химическим свойствам, т. е. кристаллы выводятся из одной заданной грани посредством элементов симметрии (рис. 4.2). Рис. 4.2. Монокристаллы: а – каменной соли; б – кварца; в – магнетита; г – граната В кристаллографии имеем всего 47 типов простой формы. Все они выводятся строго математически, исходя из 32 видов симметрии. В низших сингониях 7 типов простых форм, в средних – 25 и в высших – 15. Комбинацией называется совокупность двух или нескольких простых форм. При подсчете простых форм в комбинации следует найти число сортов, составляющих многогранник. Практическое применение кристаллов. Применение кристаллов определяют следующие их свойства: 1) механические свойства – твердость, спайность, упругость; 2) теплопроводность; 3) оптические свойства; 4) электрические свойства – пьезоэлектрические и пироэлектрические; 5) магнитные свойства. Классификация минералов Все природные образования, составляющие предмет минералогии делятся прежде всего на две большие самостоятельные группы: 1) неорганические минералы; 2) органические минералы, представленные разнообразными соединениями углерода (кроме карбонатов и карбидов – они относятся к неорганическим). Классификация неорганических минералов построена на следующих принципах. Так как минералы в основном являются 78 Общая геология кристаллическим продуктом химических реакций, то наиболее рациональной является систематика их по химическому составу и их кристаллической структуре. Именно с этими признаками связаны те важнейшие химические и физические свойства, по которым мы распознаем минералы. Все минералы с химической точки зрения разбивают, прежде всего, на отличающиеся друг от друга по типу химического соединения и типу химических связей между структурными единицами. Дальнейшие подразделения минералов проводятся по типам анионов на классы и подклассы. Внутри последних в определенном порядке выделены группы минералов по признакам сходства кристаллических структур и химических особенностей минералов, обусловливаемых главным образом катионов входящими в их состав. Основной классификационной единицей при систематике минералов является минеральный вид, обладающий обычно определенным химическим составом и определенной кристаллической структурой. Под разновидностями подразумевают такие одинаковые или почти одинаковые по кристаллическому строению минералов, которые лишь несколько отличаются по следующим признакам: 1) химическому составу, например, кобальт-пирит (Fe,Co)S2, разновидность пирита, неотличимая от него без химических реакций; 2) физическим признакам (например, аметист); 3) составу и физическим свойствам, например, ZnS. Самородные элементы (простые вещества). В самородном состоянии в земной коре устанавливается более 30 химических элементов, главным образом металлов. Сюда же относится ряд газов и жидких элементов (Hg, некоторые амальгамы). Общее весовое значение их в земной коре приблизительно составляет 0,1 %. Самородные элементы, встречающиеся в твердом состоянии, обладают различными кристаллическими структурами. По типу сил связей между атомами преобладающие значения имеют атомные структуры плотнейшей упаковки с металлической связью (металлы), иногда с признаками связей, переходных к гетерополярной и вандерваальсовской. Для металлов характерны все свойства металлов (электро-, и теплопроводность, ковкость, блеск и т. д.) Цвет – белый и 79 Байбатша А. Б. желтый. Наибольший удельный вес до 22. Чаще в самородном виде встречаются: Cu, Ag, Au, Pt, S, алмаз, графит. Сульфиды и им подобные соединения. К ним принадлежит весьма значительное количество важных в промышленном отношении минералов, играющих существенную роль в составе многочисленных месторождений металлических полезных ископаемых. По данным рентгенометрических исследований сульфиды и им подобные соединения должны быть отнесены к ионным соединениям, хотя они отличаются от типичных ионных кислородных соединений. Подавляющая масса скоплений сульфидов наблюдается в рудных месторождениях гидротермального происхождения. Тяжелые металлы из магматических очагов выносятся в виде летучих или легкоподвижных соединений и выпадают в условиях пониженных давления и температуры преимущественно в виде сульфидов. Образование сульфидов происходит в экзогенных условиях – в осадочно-глинистых битуминозных и угленосных отложениях. Они образуются в восстановительных условиях при наличии H2S (пирит, марказит FeS2). Сульфиды образуются при процессах выветривания, в зоне окисления рудных (сульфидных) месторождений. Галоидные соединения – соединения с типичной ионной (гетерополярной) связью: фториды, хлориды, бромиды и иодиды. Галоидные соединения образуются в экзогенных условиях из истинных растворов. В гидротермальных образованиях широко представлен флюорит – CaF2. Окислы и гидроокислы – простейшие соединения металлов и металлоидов с кислородом и гидрооксилом. В это соединение входит около 40 элементов. Основная масса разнообразных по составу окислов и гидроокислов сосредоточена в самых верхних слоях земной коры – на границе ее с атмосферой, содержащей свободный кислород. Главная масса гидроокислов образуется в коре выветривания горных пород. При процессах метаморфизма образуются безводные окислы. Безводные простые окислы образуются при эндогенных процессах минералообразования (магматических, пневматолитовых и гидротермальных). Кислородные соли – сложные соединения, с химической точки зрения, представляющие собой соли различных кисло80 Общая геология родных кислот. По числу минералов этот класс является наибольшим. К нему относятся почти две трети всех известных минералов. Господствующее положение среди них занимают силикаты. Характерной особенностью является наличие в их кристаллических структурах комплексных анионов: [CO3]–2, [SO4]–2, [PO4]–3 и т. д. Катионы, располагающиеся в центрах этих групп, обладают малыми размерами ионных радиусов, высокими зарядами и ковалентно связаны с ионами кислорода. Классификация кислородных солей. Систематику солей принято давать по кислотным радикалам или, что то же, по комплексным анионам: карбонаты, сульфаты, вольфраматы, фосфаты и силикаты. Силикаты – составляют примерно одну треть числа известных в природе минеральных видов. Силикаты составляют 75 % земной коры, из них 12 % SiO2. Они образуются в магматических, экзогенных и метаморфических условиях. Большинство силикатов является породообразующими минералами, некоторые из них – драгоценные камни, рудное и нерудное сырье, стройматериалы. Рентгенометрические исследования показали, что группа [SiO4]–4 (кремнекислотный тетраэдр) является основной структурной единицей всех силикатов. По структуре силикаты классифицируются следующим образом: – островные (оливин, гранаты) [SiO4], [Si2O7]–6; – кольцевые (берилл) [Si6O18]–12, [Si3O9]–6; – цепочные (пироксен, амфибол) [SiO3] 2 , [Si4O9] 6 ; – слоистые (тальк, слюды) [Si2O5]–2; – каркасные [(AlxSin-x)O2n]x–. 4.3.3. Петрографический состав Минералы образуют горные породы, т.е. материальную среду, которая называется литосферой (ее верхняя часть – земной корой). Горными породами называются устойчивые парагенетические ассоциации минералов (природный минеральный агрегат) определенного состава и строения, возникающие в результате определенных геологических процессов и образующие в земной коре самостоятельные геологические тела. Всесторонним изучением горных 81 Байбатша А. Б. пород занимается самостоятельная геологическая наука петрография (греч. “петрос” – камень, порода; “графо”– пишу). Следует подчеркнуть, что все искусственные агрегаты, полученные в результате практической деятельности человека (цемент, шлаки, керамика и т.д.), не относятся к горным породам. Нельзя считать горными породами и некоторые современные осадки (ил в руслах рек, на морских берегах), являющиеся продуктами незаконченных, еще совершающихся в настоящее время геологических процессов. Геологические процессы, приводящие к образованию горных пород, называют также процессами петрогенеза. Таких процессов, в сущности, три: 1) кристаллизация природных силикатных расплавов (магм или лав), поступающих из недр Земли; этот процесс носит название магматизма; 2) разрушение ранее существовавших горных пород в поверхностных условиях, отложение продуктов разрушения в различного рода водоемах и на поверхности суши (осадконакопление или седиментация); 3) перекристаллизация горных пород любого происхождения в результате изменения физико-химических условий – повышения температуры и давления (метаморфизм). В соответствии с тремя основными типами процессов породообразования все горные породы, слагающие земную поверхность, делятся на три генетические группы: магматические, осадочные и метаморфические. При этом только магматические породы являются в известном смысле первичными по своему происхождению, а горные породы других генетических групп можно рассматривать как результат тех или иных преобразований ранее существовавших пород. Вещественный состав горных пород. Главной составной частью большинства горных пород являются минералы. Кроме того, вещественными составляющими горных пород различных генетических типов в различных соотношениях могут являться: 1) зерна минералов; 2) вулканическое стекло; 3) обломки ранее существовавших минералов и пород; 4) органические осадки; 5) космическая пыль. 82 Общая геология Минералы, слагающие горные породы (породообразующие минералы), по своей роли в их составе разделяются на главные и второстепенные. Главными считаются минералы, количественно преобладающие в составе горных пород и определяющие ее принадлежность к определенному виду. Несмотря на большое количество известных в природе минералов, к главным породообразующим минералам принадлежит лишь незначительное число их – всего около 20–30 минеральных видов. Причем среди них существенно преобладают представители класса силикатов и алюмосиликатов, подчиненную роль играют карбонаты, сульфаты, хлориды, фосфаты. Второстепенные минералы, которые также называют акцессорными (минералами-примесями), входят в состав горной породы в незначительном количестве и не определяют ее видовой принадлежности. Однако часто по акцессорным минералам проводится выделение отдельных разновидностей горных пород в пределах единого вида. Так, гранит, содержащий помимо биотита мусковит, называют двуслюдяным; гранит, содержащий в качестве акцессорного минерала циркон, – циркониевым гранитом и т. д. В качестве акцессорных в состав многих горных пород входят и рудные минералы (хромит, магнетит, ильменит и др.), при значительном содержании они могут представлять определенный практический интерес. В зависимости от времени образования минералы, входящие в состав горных пород, делят на первичные и вторичные. Первичные минералы образуются при процессах формирования самой горной породы. Вторичные возникают позднее, за счет различных процессов преобразования горных пород путем изменения первичных минералов. В различных по происхождению горных породах одни и те же минералы могут быть как первичными, так и вторичными. Например, карбонаты в магматических породах являются большей частью вторичными, тогда как в осадочных породах – это первичные минералы, слагающие огромные толщи известняков и доломитов. Горные породы по числу слагающих их минералов делятся на мономинеральные, образованные одним минералом (кварцит, мрамор, лабрадорит, доломитит и др.), и полиминеральные, состоящие 83 Байбатша А. Б. из нескольких минералов (гранит, гнейс, габбро и др.). Полиминеральные породы распространены в земной коре более широко. Детальные минералогические исследования горных пород проводятся путем микроскопического изучения их тонких срезов – шлифов. Предварительная оценка минерального состава пород дается макроскопически, что особенно важно в полевых условиях. С минеральным составом горных пород тесно связан их химический состав, изучаемый методами химического анализа. Результаты анализов принято выражать в процентных содержаниях оксидов основных химических элементов, входящих в состав горных пород (SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O и др.). Показатели химизма часто используются для классификации горных пород различных типов. Понятие о фазовом составе. Помимо вещественного состава, для правильной оценки физических свойств горных пород и их массивов необходимо иметь представление об их фазовом составе. Горные породы обычно представляют двух или трехфазные системы и состоят из взаимодействующих между собой твердой (минеральный скелет), жидкой (поровый раствор) и газообразной фаз. Фазовые равновесия в горных породах динамичны. Они постоянно нарушаются вследствие непрерывной миграции поровой влаги и теплообмена в геотермическом поле Земли. Динамический характер межфазовых равновесий может служить механизмом изменения состояния и свойств горных пород. Твердая фаза горных пород представляет минеральный каркас или скелет различной конструкции и пористости. Поры обычно заполняются влагой (жидкостью) и газами. Поровая влага в горных породах находится в свободном состоянии, отмечается высокой подвижностью и химической активностью. Прочно связанная вода (адсорбированная или гигроскопическая) находится под действием мощных сил притяжения к поверхности минеральных частиц. Связанная вода в горных породах может перемещаться только под действием осмотического давления. Газовая фаза находится преимущественно в адсорбированном, растворенном и свободном состояниях. Часть газов находится в поровой влаге в растворенном состоянии. Газы представлены в основном кислородом, углекислым газом, азотом и др. Свободные газы за84 Общая геология полняют поровое пространство породы, не занятое водой, и составляют основную массу газообразной фазы горных пород. Жидкая и газообразная фазы в зависимости от пористости горных пород занимают от 1–5 до 40–50 % их объема. Строение горных пород. Строение горных пород является понятием комплексным, объединяющим строение минерального скелета, порового пространства и характер структурных связей между составляющими породами. Строение минерального скелета характеризуется структурой и текстурой. Под структурой понимается совокупность признаков горных пород, обусловленная степенью кристалличности, абсолютными и относительными размерами, формой, взаимным расположением и способами сочетания минеральных составляющих. Морфологическими единицами структуры являются минеральные зерна, обломочный (кластический) материал, нераскристаллизованное стекло и т. д. В зависимости от генетической принадлежности каждый тип горных пород характеризуется со свойственными только им структурными признаками. По степени кристалличности (в магматических породах) различают структуры полнокристаллические и неполнокристаллические. По относительным размерам выделяют структуры равномернозернистые (слагающие породу зерна обладают приблизительно одинаковыми размерами) и неравномернозернистые. По абсолютному размеру минеральных зерен можно выделить структуры крупнозернистые (более 5 мм), среднезернистые (1–5 мм) и мелкозернистые (менее 1 мм). При размерах зерен менее 0,1 мм выделяют скрытокристаллическую (криптокристаллическую) структуру. Формы зерен и их взаимоотношения характеризуются соответствием кристаллографическому облику минерала. По этому признаку различают идиоморфные (правильно ограниченные зерна минералов) и ксеноморфные (минеральные зерна имеют неправильные очертания, их форма определяется гранями соседних кристаллов). Структура осадочных пород определяется также по величине и форме слагающих их обломочного материала, продуктов разрушения горных пород и минералов, химических, органогенных и вулканогенных продуктов. 85 Байбатша А. Б. Структура метаморфических пород характеризуется особенностями срастания минералов, кристаллизованных в твердой среде. Такой тип срастаний называют бластическим, возникающие при этом структуры называются кристаллобластическими. Текстура определяется ориентировкой, относительным расположением и способом выполнения пространства минеральными массами породы, характеризующими степень ее однородности и сплошности. Морфологическими единицами текстуры являются сочетания минеральных зерен (минеральные агрегаты). В зависимости от характера расположения минеральных агрегатов, степени равномерности их распределения могут быть выделены текстуры однородные и неоднородные. Неоднородные текстуры разделяют на слоистые, сланцеватые, полосчатые, прожилковые, пятнистые и др. В зависимости от плотности упаковки минеральных зерен в объеме породы рассматривают текстуры массивные (плотные), пористые, пузырчатые и др. Количественно этот показатель текстуры может быть охарактеризован величинами пористости, коэффициентами пористости и плотности горной породы. Строение порового пространства определяется морфологическими особенностями пустот (пор), т. е. их размерами, формой и пространственными взаимоотношениями. По времени образования выделяют первичную пустотность, возникшую в процессе формирования самой горной породы (например, межзерновая и межминеральная пористость, наблюдаемая в большинстве горных пород), и вторичную, образовавшуюся в процессе вторичного изменения пород или при тектонических деформациях (трещиноватость, пустотность, выщелачивание и др.) Размер пустот характеризуется диаметром пор и величиной раскрытия трещин. В соответствии с этим выделяют мегапоры (полости), объем которых может достигать нескольких кубометров, макропоры диаметром более 0,1 мм и микропоры диаметром менее 0,1 мм (П.Н. Панюков). Среди микропор выделяют капиллярные (0,002–0,1 мм) и субкапиллярные (<0,002 мм). По степени раскрытости различают трещины сверхкапиллярные (величина раскрытости более 0,25 мм), капиллярные (0,001– 0,25 мм) и субкапиллярные (менее 0,001 мм). 86 Общая геология Поры могут быть закрытыми, если они не сообщаются друг с другом и с внешней средой, и открытыми, если такая связь имеется. Распределение пустот в породе может быть как равномерным, так и неравномерным. Пустотность горных пород может с течением времени увеличиваться, уменьшаться или сохраняться без изменения. Поэтому при петрографической характеристике пород, проводимой для оценки физических свойств, изучение временной изменчивости плотности является необходимым. Формы залегания горных пород. Важной характеристикой горных пород, изучаемой обычно в естественных (полевых) условиях, является форма их залегания. Под формами залегания горных пород понимаются формы геологических тел, образуемых ими в земной коре. Знание форм залегания горных пород имеет важное теоретическое и практическое значение. Геологические тела, сложенные горными породами и их комплексами, являются месторождениями полезных ископаемых или вмещающей их средой. Совокупность форм залегания на каждом конкретном участке определяет геологическое строение массива горных пород, особенности пространственного размещения его свойств, гидрогеологические и инженерно-геологические условия. В земной коре горные породы, так же как и минералы, образуют определенные сообщества друг с другом, называемые геологическими формациями. Н. С. Шатский определяет формации как естественные комплексы, сообщества или ассоциации горных пород, отдельные части которых тесно парагенетически связаны друг с другом, как в возрастном, так и в пространственном отношениях. Формации могут выделяться в зависимости от происхождения пород (магматические, осадочные, метаморфические), их петрографического состава (галогенные, карбонатные, терригенные), преимущественного развития в различных структурных элементах земной коры (геосинклинальные, платформенные), а также по некоторым другим признакам. Контрольные вопросы: 1. Какое строение имеет земная кора? 2. Какие типы земной коры известны? 3. Каков вещественный состав земной коры? 87 Байбатша А. Б. 4. Что такое кристалл и его основные свойства? 5. Сколько простых форм и комбинаций кристаллов существует? 6. Минерал: его определение, изучение и значение. 7. Принципы классификации минералов. 8. Оптические свойства минералов. 9. Механические свойства минералов. 10. Твердость минералов, способы ее определения. 11. Характеристика минералов класса самородные элементы. 12. Характеристика минералов класса сульфиды. 13. Характеристика минералов класса карбонаты. 14. Характеристика минералов класса сульфаты. 15. Характеристика минералов класса оксиды и гидроксиды. 16. Характеристика минералов класса силикаты. 17. Примеры и особенности породообразующих минералов. 18. Примеры и особенности рудообразующих минералов. 19. Горные породы, их определение, изучение и значение. 20. Генетическая классификация горных пород. 88 Общая геология 5. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ЛЕТОИСЧИСЛЕНИЕ (ВОЗРАСТ ГОРНЫХ ПОРОД) 5.1. Основные этапы эволюции Земли Земля как планета сформировалась около 4,6 млрд лет назад. В истории формирования и развития Земли выделяются два крупные, неравнозначные по своей продолжительности этапа – догеологический и геологический. Догеологический этап охватывает промежуток времени длительностью 0,5–0,6 млрд лет, который скрыт от исследователей, так как возраст древнейших пород не превышает 4,0 млрд лет. Сравнительно недавно на западе Канадского щита, в провинции Слейв, был обнаружен один из районов развития древнейших пород. Это гнейсы Акаста с возрастом 4,03 млрд лет – древнейший из достоверно установленных на Земле [11]. Основным содержанием догеологической эволюции Земли являются расслоение первичного однородного вещества на оболочки (геосферы), завершившееся формирование твердого тела Земли, атмосферы и гидросферы. С моментом возникновения экзогенных процессов связывается вступление Земли в новый геологический этап своего развития. Геологический этап охватывает отрезок от начала формирования земной коры до настоящего времени. Ряд исследователей полагают, что атмосфера и гидросфера формировались одновременно с заключительной стадией аккреции планеты (образования твердой Земли) за счет интенсивной, почти катастрофической или взрывной дегазации ее недр. При этом первичной земной корой было утеряно большинство летучих соединений. Первичная атмосфера могла напоминать современную венерианскую, может быть и марсианскую, и состояла в основном из СО2 с некоторым количеством N и H2O. Возможны примеси NH3, CH4, H2S. Температура была намного выше современной, но не ясно, достигла ли она точки кипения воды. Другие представители ученых считают, что атмосфера и гидросфера формировались постепенно, за счет такой же постепенной дегазации Земли. Наличие гидросферы подтверждается водным происхождением кварцитов в древней89 Байбатша А. Б. шем комплексе Исуа в юго-западной Гренландии (возраст комплекса пород Исуа составляет 3,7–3,8 млрд лет). С этого этапа внутренняя теплота Земли начинает уступать свое место теплоте, получаемой от Солнца. На земной поверхности появляется уже две основные группы процессов – эндогенные и экзогенные. С появлением экзогенных процессов поверхность Земли становится ареной развития процессов разрушения, транспортировки продуктов разрушения и формирования толщ осадочных горных пород. Единство, в котором действуют экзогенные и эндогенные процессы, делает возможным последующее превращение осадочных пород, т. е. явление метаморфоза и магматизма, что постепенно и постоянно усложняет строение земной коры. В результате формируется сложно построенная, неоднородная по составу земная кора современного облика. Для того чтобы восстановить общий ход геологических процессов, т. е. выяснить историю земной коры, необходимо знать последовательность образования слагающих ее горных пород. Иными словами, необходимо выяснить какие из горных пород более древние, а какие более молодые, т. е. время их образования. Геологическое летоисчисление оказалось возможным на основе определения последовательности образования горных пород, слагающих верхние горизонты земной коры, и объединения их в условные группы по признаку однородности и сходства встреченных в них остатков вымерших животных и растений. Каждой группе объединенных таким образом осадочных горных пород соответствует некоторый условный отрезок времени ее образования. Этот отрезок времени образования горных пород является их возрастом. 5.2. Методы определения относительного возраста горных пород Зная последовательность образования толщ горных пород, можно установить и их относительный возраст, т. е. сказать, какая из них появилась раньше, какая позже; какая моложе, какая древнее. Такое определение возраста горных пород получило название относительной геохронологии (геологического летоисчисления). 90 Общая геология Методы определения относительного возраста горных пород основаны на их сравнительном анализе и выявлении более древних и более молодых пород. Эти методы не позволяют установить продолжительность геологического времени (например, накопление слоя осадков) в абсолютных единицах времени, но с высокой точностью определяют относительный возраст совместно залегающих пород. В настоящее время разработано и успешно применяется несколько таких методов, основными из которых являются стратиграфический, петрографический и палеонтологический. Стратиграфический метод основан на изучении последовательности напластования осадочных горных пород. Он использует принцип суперпозиции, сформулированный в 1669 г. Н. Стено (Стенсен): “При ненарушенном залегании каждый нижележащий слой древнее покрывающего слоя”. Если в геологических разрезах встречаются секущие тела магматических горных пород, то действует правило: секущее тело моложе тех, которые оно пересекает. Так, на рис. 5.1 секущее тело моложе слоев Б и В, но древнее слоя А. Секущее тело является самым молодым, так как пересекает все слои и тело . Главный недостаток этого метода заключается в том, что с его помощью затруднительно сопоставлять сильно удаленные друг от друга разрезы горных пород, а также породы, залегание которых осложнено тектоническими нарушениями. Рис. 5.1. Определение относительного возраста горных пород стратиграфическим методом (объяснение в тексте) Петрографический метод основан на изучении сравнения состава пород, например, в соседних скважинах. Сопоставление одновозрастных пород в разрезах скважин обычно проводят с помощью линий корреляции, позволяющих проследить измене91 Байбатша А. Б. ния мощности изучаемых пород. Однако в случае быстрой изменчивости в пространстве пластов одного и того же возраста, их удаленности друг от друга или частой повторяемости аналогичных по составу пород применение этого метода ограничено. Тем не менее, при сравнении метаморфических и магматических пород петрографический метод является едва ли не единственно возможным. Палеонтологический метод основан на изучении остатков древних вымерших организмов (животных и растений) и является одним из важнейших и наиболее распространенных методов определения относительного возраста горных пород. Лучше всего сохраняются твердые скелетные части организмов (раковины, панцири, кости), частично или полностью замещающиеся минеральными образованиями, чаще всего – кремнеземом или кальцитом. Такие остатки животных (фауны) и растений (флоры) называются окаменелостями. В основе палеонтологических методов лежит основное положение эволюционной теории о последовательной смене во времени неповторяющихся комплексов флоры и фауны. Органическая жизнь в ходе геологической истории развивалась постепенно – от простейших примитивных форм, остатки которых обычно заключены в наиболее древних породах, слагающих земную кору, до высокоорганизованных организмов, соответствующих по времени новейшим отложениям. Для каждого отрезка геологической истории характерен свой комплекс форм флоры и фауны. Поэтому каждому слою горных пород свойственен только ему присущий комплекс органических остатков, причем чем моложе слой, тем больше в нем остатков высокоорганизованных животных или растений. Этот вывод, впервые сделанный в начале XIX в. английским ученым В. Смитом, и лежит в основе современной геохронологии. Однако далеко не все организмы имеют одинаковые значения в установлении возраста горных пород. Ведущая роль среди них принадлежит так называемым руководящим ископаемым. Для них должны быть характерны: 1) быстрая эволюция во времени и, следовательно, ограниченное вертикальное распространение в геологических разрезах; некоторые виды животных прошли без существенных измене92 Общая геология ний через миллионы лет геологической истории, и остатки их встречаются в самых разнообразных по возрасту слоях горных пород; они, естественно, не могут выполнять роль руководящих ископаемых; 2) широкое распространение по площади, а также обилие особей и их хорошая сохранность. Среди палеонтологических (биостратиграфических) методов важное значение имеют микропалеонтологический, основанный на изучении микроорганизмов, в первую очередь простейших, и палинологический (спорово-пыльцевой), объектом изучения, которого являются микроскопические растительные остатки – наружные оболочки спор споровых растений и зерна цветочной пыльцы семенных растений. Эти растительные образования построены из чрезвычайно стойкого вещества, и поэтому хорошо сохраняются в ископаемом состоянии. 5.3. Методы определения абсолютного возраста горных пород Во многих случаях для решения вопросов теоретической и практической геологии определения относительного возраста недостаточны, и возникает необходимость установления абсолютного возраста пород, выраженного в обычных единицах времени. Исторически первыми для этих целей были применены геологические методы. Геологические методы весьма разнообразны, но большинство из них основано на изучении скорости различных геологических процессов и базируются на предпосылке, что эта скорость неизменна во времени. Так, например, был сделан подсчет возраста земной коры по суммарной мощности морских осадочных пород. При этом подсчете исходя из постулата постоянной скорости накопления осадков – 1 м в 7 тыс. лет. Один из геологических методов основан на изучении продолжительности ряда современных процессов, например, скорости накопления дельтовых отложений, скорости эрозии и седиментации, скорости отступания водопадов и т. д. Другие методы основывались на изменении теплового состояния Земли, на изменении эксцентриситета земной орбиты, на изменении солености Мирового 93 Байбатша А. Б. океана и т. д. Наибольшего внимания заслуживает метод, основанный на изучении ленточных глин, отложенных в ледниковую эпоху четвертичного периода. Таким образом, все геологические методы далеки от точности и не дают надежной основы для установления абсолютной шкалы геологического времени. Кардинальное решение проблемы геологического летоисчисления стало возможным в начале XX в. в связи с использованием для этих целей радиоактивных элементов, содержащихся в минералах и горных породах. Впервые мысль о применении радиологических методов для определения абсолютного возраста геологических образований была высказана Пьером Кюри в 1903 году. Все радиологические методы основаны на явлении самопроизвольного распада радиоактивных элементов и, исходя из предпосылки, что скорость этого процесса (период полураспада Т) для каждого радиоактивного элемента является постоянной величиной. Современные физические представления, основанные на экспериментальных данных, позволяют считать, что скорость радиоактивного распада и в масштабах геологического времени практически постоянна. Очевидно, что в каждом минерале, который содержит тот или иной радиоактивный элемент, распад начинается с момента образования данного минерала. Отсюда, исходя их известной скорости распада, зная содержание элемента и продуктов его распада в исследуемом минерале, можно установить его возраст. Возраст геологических событий и объектов в абсолютных единицах времени (годах, тысячелетиях, миллионах и миллиардах лет) определяют радиологическими (изотопными) методами, основанными на стабильной скорости распада (спонтанного деления) ядер радиоактивных элементов. Как известно, многие химические элементы имеют несколько изотопов, различающихся числом нейтронов в ядре при равном количестве протонов, которое соответствует порядковому номеру элемента в периодической системе Д. И. Менделеева. Сумма протонов и нейтронов составляет массовое число изотопа. Для свинца, например, известно четыре изотопа с массовыми числами 204, 206, 207 и 208, ядра которых содержат соответственно 94 Общая геология 122, 124, 125 и 126 нейтронов и 82 протона. Массовое число каждого изотопа указывается в индексе: 204Pb, 206Pb,207Pb, 208Pb. Некоторые изотопы химических элементов нестабильны (радиоактивны) и распадаются с выделением энергии гаммаизлучения, α- и β-частиц, переходя в стабильные изотопы материнского или других элементов. Скорость распада, а тем самым и ход геохронологических часов, не изменяется под воздействием давления и температуры, то есть можно принять, что радиоактивные часы, которые природа подарила геологам, идут с постоянной скоростью, не зависящей от каких-либо внешних факторов. Скорость радиоактивного распада конкретного изотопа выражается либо через константу распада X, либо через период полураспада Т – отрезок времени, в течение которого распадается половина атомов исходного (материнского) изотопа. Зная скорость распада радиоактивного элемента и определив с помощью специального прибора – массспектрометра содержание начальных и конечных продуктов распада, можно судить о возрасте геологических объектов – пород, метеоритов, минералов и т. д. Для расчета возраста используется уравнение известного закона радиоактивного распада: Nt = N0е–λt, где Nt – число сохранившихся атомов материнского изотопа; N0 – первичное число атомов материнского изотопа; t – время, прошедшее с начала процесса распада атомов, λ – константа распада данного материнского изотопа; е – основание натурального логарифма. Из уравнения легко определить время t, соответствующее возрасту геологического объекта: t = (1/ λ)ln(N0/N). В связи с тем, что невозможно точно оценить первичное количество атомов материнского изотопа, для расчетов возраста обычно используются отношения содержаний материнского и дочернего изотопов. В начальный момент времени t = 0 в системе присутствуют только материнские радиоактивные атомы, число которых равно N0; через t лет останется М материнских атомов и накопится D дочерних атомов. Следовательно, М + D = N0, Nt = М и t = (1/λ)ln(1 + D/M). После того как пройдет время, равное периоду полураспада, число радиоактивных атомов уменьшится ровно наполовину, уравняясь с числом дочерних атомов, т. е. М = D. 95 Байбатша А. Б. Таким образом, из последнего уравнения выводится соотношение между периодом полураспада Т и константой λ: Т = ln2/λ, = 0,693/ λ. Основные методы изотопного датирования и лежащие в их основе процессы радиоактивного распада приведены в табл. 5.1. Таблица 5.1 Основные методы изотопного датирования и лежащие в их основе процессы радиоактивного распада № Метод изотопного п/п датирования Процесс радиоактивного распада U 206Pb с λ = 1,55125∙10-10 лет-1 и Т = 4,47∙109 лет 235 207 U Pb с λ = 9,8485∙10-1() лет-1 и Т = 0,704∙109 лет 232 208 Tl Pb с λ = 4,9475∙10-11 лет и Т = 14,01∙109 лет 1 Уран-свинцовый 238 2 Рубидийстронциевый Самарийнеодимовый 87 4 Калий-аргоновый 40 5 Радиоуглеродный 14 3 Rb 87Sr с λ 1,42∙10 -11 лет-1 и Т = 4,88∙1010 лет Sm 143Nd с λ = 6,54∙10 -12 лет-1 и Т = 10,6∙1010 лет 147 К 40Са (89 % ядер) с λ = 0,581∙10-10 лет-1 и Т = 1,19∙1010 лет 40 40 К Аr (11 % ядер) с λ = 4,962∙10 -11лет-1, Т = 0,14∙1010 лет C 14N с λ = l,205∙l0-4 лeт-1 и Т = 5730 лет Различия в периодах полураспада материнских изотопов позволяют датировать различные по продолжительности временные интервалы. В каждом конкретном случае выбор метода геохронологических исследований зависит от его возможностей и ограничений. Так, для определения возраста наиболее молодых геологических образований (в интервале 2000–60 000 лет) обычно применяют радиоуглеродный метод, для датирования самых ранних этапов развития Земли наиболее пригоден Sm-Nd-метод. Практическое использование радиологических методов существенно осложнено необходимостью учета возможности нарушения изотопной системы датируемого объекта – привноса 96 Общая геология или выноса части продуктов распада или материнских изотопов, приводящих к получению искаженных значений возраста (к его удревлению или омоложению). Одним из подходов к проблеме определения реальных значений возраста являются выявление и датирование пород и минералов с ненарушенной в результате более поздних процессов изотопной системой, что предъявляет дополнительные требования к отбору проб. Другой подход заключается в применении специальных графических методов для коррекции искаженных возрастных данных. Но любая реконструкция возможна лишь в случае сохранения какой-то части изотопной информации после более позднего (наложенного) процесса. Наиболее надежные часы для измерения геологического времени предоставляют U-Pb, Rb-Sr и Sm-Nd методы. Уран-свинцовый метод – основан на превращениях урана, в результате который образуется радиогенный свинец: Изотопный состав свинца и других радиоактивных элементов определяется с помощью специальных приборов – массспектрометров. Метод достаточно надежен, однако минералы, пригодные для анализа, сравнительно редки. Кроме того, приходится учитывать возможность нахождения в них свинца нерадиогенного происхождения. Для определения возраста этим методом обычно используется циркон (рис. 5.2) – весьма стабильный минерал, наиболее подходящий для радиологического датирования. Он устойчив к термическому, химическому и механическому воздействию, сохраняется в процессах выветривания, седиментации и часто выдерживает даже метаморфизм высоких ступеней. Рис. 5.2. Акцессорные цирконы из метаморфических пород Алданского щита 97 Байбатша А. Б. Калий-аргоновый метод – является универсальным, поскольку калий относится к числу распространенных элементов земной коры и дает большое число минералов. Он основан на том, что изотоп калия с атомной массой 40 в результате захвата ядром электрона с ближайшего к нему К-уровня превращается в аргон 40К + е40Ar. Возраст соответствующих минеральных образований обычно определяют по величине отношения 40Ar/40К. Чем больше это соотношение, тем древнее определенный объект. Основные сложности использования калий-аргонового метода обусловлены летучими свойствами основного продукта распада – аргона, который плохо сохраняется в сильно метаморфизованных и выветриваемых породах. Рубидий-стронциевый метод – основан на превращении изотопа рубидия с атомной массой 87 в стронций с тем же, атомным номером. Применяется для определения абсолютного возраста слюд, широко распространенных в составе магматических и метаморфических пород, и некоторых других силикатов. Радиоуглеродный метод – используется для определения возраста наиболее молодых отложений и в археологии. Это связано с тем, что период полураспада радиоактивного изотопа углерода 14С, на превращениях которого основан этот метод, составляет всего 5 750 лет. Поэтому метод позволяет определять возраст таких пород, время образования которых не превышает 50–70 тыс. лет. Радиоактивный изотоп 14С образуется в атмосфере под действием космических лучей, хорошо усваивается растениями и после их отмирания переходит в состав горных пород. Применение радиологических методов позволило, определит абсолютный возраст многих древнейших пород земной коры и придти к выводу, что формирование земной коры началось около 4,0 млрд лет назад. Возраст древних пород Луны достигает 4,5 млрд лет. Если допустить общность процессов образования планет земной группы, то приходится констатировать, что на Земле пока не установлены породы, имеющие возраст 4,0–4,5 млрд лет. 98 Общая геология 5.4. Геохронологическая шкала Радиологические методы позволили выразить в годах продолжительность наиболее крупных отрезков в истории земной коры. Разработанная на основе методов относительной и абсолютной геохронологии шкала геохронологического времени приведена в табл. 5.2. В ходе изучения земной коры геологами была разработана периодизация ее истории, создана единая для всего земного шара стратиграфическая и соответствующая ей геохронологическая шкала. Наименование стратиграфических и геохронологических единиц является международным. Они последний раз были уточнены в 2000 г. на XXXI сессии Международного геологического конгресса в Бразилии. До этого пользовались стратиграфическим кодексом Межведомственного стратиграфического комитета 1992 г., который в геохронологической шкале архей и протерозой выделял в особую единицу – акротему (акрон). Ниже приведены стратиграфические и соответствующие им геохронологические подразделения: Стратиграфические Эонотема Эратема (группа) Система Отдел Ярус Геохронологические Эон Эра Период Эпоха Век Стратиграфические подразделения применяются для обозначения комплексов слоев горных пород, а соответствующие им геохронологические подразделения – для обозначения времени, в течение которого эти комплексы слоев накопились. 99 Байбатша А. Б. Таблица 5.2 Общая геохронологическая шкала Четвертичный период (Q) Период Раздел – млн лет** Голоцен QH – 0,0117 Четвертичный (квартер) Плейстоцен QP – 2,576 Q – 2,588 млн лет Звено современное Q ІV позднее Q ІІІ – 0,1143 среднеее Q ІІ – 0,655 (раннее Q І) калабрий Qk – 1,025 гелазий Qg – 0,782 Тектоническая фаза Алматинская Жонгарская Бакинская Койбынская Хоргосская Фанерозой (Ф) 100 ранний палеозой PZ1 Кайнозой Мезозой MZ – 186,6 KZ – 66,0 млн млн лет лет средний палео- поздний палезой PZ2 озой PZ3 Эра П а л е о з о й PZ – 288,4 млн лет Ф а н е р о з о й Ф – 541 млн лет Эон Период – млн лет** Неоген N – 20,442 23,03 Палеоген E (Р*) – 42,97 66,0 Мел К – 79,0 145,0 Юра J – 56,3 201,3 Триас Т – 51,3 252,6 Пермь Р – 46,3 298,9 Карбон (каменноугольный) С – 60,0 358,9 Девон D – 60,3 419,2 Силур S – 24,2 443,4 Ордовик О – 42,0 485,4 Кембрий (Є*) – 55,6 541,0 1,0 Эпоха – млн лет** плиоцен N2 – 2,745 миоцен N1 – 17,697 олигоцен Е3 – 10,87 эоцен Е2 – 22,1 палеоцен Е1 – 10,0 поздняя K2 – 34,5 ранняя K1 – 44,5 поздняя J3 – 18,5 средняя J2 – 10,6 ранняя J1 – 27,2 поздняя T3 – 33,7 средняя T2 – 12,2 ранняя T1 – 5,4 лопин (татарская) Р3 – 7,3 гваделуп (биармийская) Р2 – 12,4 приуральская P1 – 26,6 поздняя С3 – 8,1 средняя C2 – 16,2 ранняя C1 – 35,7 поздняя D3 – 23,8 средняя D2 – 10,6 ранняя D1 – 25,9 поздняя S2 – 8,2 ранняя S1 – 16,0 поздняя O3 – 15,0 средняя O2 – 11,6 ранняя O1 – 15,4 поздняя 3 – 11,6 средняя 2 – 12,0 ранняя 1 – 32,0 Общая геология Продолжение табл. 5.2 Прекембрий (PЄ) Эон (акрон*) Эра (эон*) млн лет** Период Индекс неопротерозой 542 Венд V NP3 600 850 1000 Каратавий NP2 NP Протерозой PR Рифей R мезопротерозой МP палеопротерозой РР 1600 1800 2050 мезоархей МА 2300 2500 2800 2500 2800 3200 палеоархей РА 3600 эоархей ЕА 4000 неоархей NA Архей AR 1200 1400 Гадей NP1 Юрматиний MP3 MP2 Бурзяний MP1 Суйсарий Ятулий РР4 РР3 Сариолий РP2 Сумий РP1 Лопий Саамий 4600 *Индексы и названия использованы на картах, изданных до 2004 г.; **По материалам Международной комиссии по стратиграфии, 2012 г. Наряду с международной шкалой широко используются местные стратиграфические подразделения – комплекс, серия, свита и региональные – горизонт, лона; а также вспомогательные – толща, пачка, пласт (слой) и маркирующий горизонт. На геологических картах горные породы различного возраста окрашиваются в соответствующие им общепринятые цвета и обозначаются определенным индексом. 101 Байбатша А. Б. 5.5. Зарождение и развитие жизни на Земле Зарождение жизни на нашей планете, по-видимому, предшествовала химическая эволюция, происходившая в водной среде, где органические соединения были защищены слоем воды от ультрафиолетового излучения Солнца. Экспериментально доказана возможность образования в таких условиях соединений синильной кислоты, альдегидов и аминокислот – основного «строительного материала» живых организмов. Химическая эволюция на Земле привела к образованию первых, примитивных форм жизни около 3,0 млрд лет назад. Наиболее ранние организмы были представлены бактериями. В течение раннего протерозоя развитие органического мира выразилось в широком распространении сине-зеленых водорослей. Фотосинтезирующая деятельность этих водорослей привела к изменению состава атмосферы, с появлением в ней все более заметных количеств свободного кислорода. Это в свою очередь стимулировало дальнейший расцвет органического мира. Около 1,0–1,5 млрд лет назад, наряду с прокариотами – бактериями и сине-зелеными водорослями, появились эукариоты, представленные простейшими одноклеточными организмами. В позднем рифее развитие органического мира ознаменовалось массовым появлением многоклеточных организмов, пока еще бесскелетных. На рубеже венда и кембрия произошло появление скелетных организмов – трилобитов (рис. 5.3), моллюсков и др. Этот перелом и дал основание для разграничения протерозойского и фанерозойского эонов (рис. 5.4). Рис. 5.3. Реконструкция трилобита: а – вид сверху; б – процесс линьки у трилобитов (животное, наподобие современного речного рака, выползает из своего лопнувшего панциря); в – реконструкция восьмирукого моллюска аммонита 102 Общая геология Рис. 5.4. Диаграмма химической и биологической эволюции в истории Земли Органический мир претерпел в палеозое серьезные изменения. В ордовике-силуре появились первые позвоночные (рыбы – рис. 5.5), в карбоне – амфибии, т.е. начался выход животных на сушу. Еще раньше это произошло с растениями – в силуредевоне, а в позднем девоне-карбоне возник уже мощный растительный покров, и началось широкое углеобразование (рис. 5.6). Рис. 5.5. Один из представителей девонских панцирных рыб 103 Байбатша А. Б. Рис. 5.6. Реконструкция лепидодендронов (высота 30–40 м), сигиллярий (20–30 м), каламитов (10 м) и кордаитов карбонового леса Мезозой является эрой расцвета и господства растений, приспособленных к наземному и воздушному образу жизни. Появились первые карликовые млекопитающие и первые настоящие птицы. Среди растений господствовали голосеменные, в конце эры появились первые представители цветковых, быстро завоевавших господствующее положение. Юрские динозавры были развиты почти повсеместно. На рубеже мезозоя и кайнозоя животный мир претерпел самый крупный кризис с начала кембрия. Многие крупные животные – от огромных динозавров до мелких фораминифер – исчезли на этом рубеже, и их место заняли другие организмы, прежде всего млекопитающие (рис. 5.7). Около 3,0 млн лет назад на Земле появляется человек, положивший начало антропогенового периода. Одним из возможных очагов возникновения и развития человека является Казахстан (хребты Каратау в Южном Казахстане). Основы современной биологической классификации были заложены в XVIII веке шведским ученым К. Линнеем. Согласно этой классификации все организмы составляют два царства – животных (фауна) и растений (флора). Царства последовательно делятся на типы, классы, отряды, семейства, роды и виды. 104 Общая геология Рис. 5.7. Животный мир Казахской степи (Бажанов В. С., Кожамкулова Б. С., 1962). Относительные размеры некоторых млекопитающих, (высота, м): слон трогонтерийевый, южный слон, саванный слон, мамонт, овернский мастодонт, большерогий олень, длиннорогий бизон, махайродус, антилопа трагоцерус, сайгак Царство животных более многочисленно и состоит из 23 типов. Наиболее распространенными являются губки (около 5 000 современных видов), мшанки (2700), плеченогие или брахиоподы (170), иглокожие (6000), членистоногие (более 1 млн) и позвоночные (более 40 тыс.). Позвоночные делятся на шесть классов: бесчелюстные, рыбы (20 тыс.), земноводные и амфибии (2100), птицы (8 600), рептилии (6 тыс.) и млекопитающие (4500). Довольно распространенным является тип моллюски или мягкотелые, которые делятся на три класса: пелециподы, гастроподы и цефалоподы. Царство растений включает двенадцать типов, в их числе семь типов водорослей (11 500 современных типов), бактерии (3 тыс.), плесени, грибы (70 тыс.), мохообразные (23 тыс.) и сосудистые. Последние, в частности, делятся на шесть классов: псилофиты, плауновые (900 современных видов), хвощевые, папоротники (9 тыс.), голосеменные (640) и цветковые (около 200 тыс.). Изменчивость органического мира, его эволюционное развитие позволили выделить ряд руководящих ископаемых орга105 Байбатша А. Б. низмов, живших в строго определенные отрезки геологической истории. На основании палеонтологических остатков этих организмов построена современная геохронологическая шкала и производится определение возраста горных пород в каком-либо конкретном разрезе. По палеонтологическим остаткам можно сравнительно легко и надежно расчленить монотонную толщу пород на ряд самостоятельных стратиграфических горизонтов. Палеонтологические остатки позволяют надежно сопоставлять отдельные разрезы с международным геохронологическим эталоном, открывая возможность для региональных сопоставлений и обобщений. Контрольные вопросы: 1. В чем суть догеологического этапа развития Земли? 2. В чем суть геологического этапа развития Земли? 3. Что такое относительный возраст горных пород? 4. В чем сущность стратиграфического метода определения относительного возраста горных пород? 5. На чем основан палеонтологический метод определения возраста горных пород? 6. Каким условиям должны удовлетворять руководящие ископаемые? 7. Какими методами определяют абсолютный возраст горных пород? 8. Какова сущность зарождения и развития жизни на Земле? 9. Какими особенностями характеризуется архейский эон? 10. Какими особенностями характеризуется протерозойский эон? 11. Какими особенностями характеризуется фанерозойский эон? 12. Палеозой, его подразделения и геологические особенности. 13. Мезозой, его подразделения и геологические особенности. 14. Кайнозой, его подразделения и геологические особенности. 15. Квартер, его подразделения и геологические особенности. 16. Стратиграфические и геохронологические подразделения шкалы. 17. Особенности зарождения и развития жизни на Земле. 106 Общая геология 6. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ 6.1. Взаимосвязь и взаимообусловленность геологических процессов При взаимодействии внешних и внутренних геосфер между собой возникают геологические (или геодинамические) процессы. Процессы, происходящие внутри Земли за счет энергии, выделяющейся в результате развития материи в глубоких недрах, называются внутренними или эндогенными. Процессы взаимодействия земной коры с наружными оболочками планеты получили название внешних или экзогенных. Источником энергии эндогенных процессов служит внутренняя теплота Земли, а экзогенных – тепло Солнца. Эндогенные процессы проявляются в форме магматизма, метаморфизма, тектонических движений и сводятся к движению и перераспределению материи, слагающей Землю, к переходу ее из одного состояния в другое, из одних форм в другие. Судить о характере и интенсивности этих процессов можно непосредственно, наблюдая их проявление в виде вулканических извержений, землетрясений, образования трещин и других деформаций земной поверхности. О них можно судить также по результатам их проявления в геологическом прошлом, выраженном в образовании основных форм рельефа, различных деформациях и дислокациях земной коры, наличии характерного комплекса горных пород, возникших при застывании магмы на глубине или вулканических извержениях на поверхности. Перераспределение материи и энергии при эндогенных процессах сопровождается образованием очень важной группы полезных ископаемых (руды большинства металлов, драгоценные камни и др.), а также грозными стихийными явлениями (землетрясения, цунами, извержения вулканов), которые необходимо изучать для предупреждения связанных с ними бедствий. Поэтому изучение эндогенных процессов имеет не только познавательное, но и практическое значение. Эндогенные процессы меняют состав земной коры и рельеф поверхности Земли за счет поступающей из глубоких недр энергии, магмы и формирования возвышенностей и впадин. И 107 Байбатша А. Б. рельеф, и глубинные магматические породы совершенно не устойчивы в условиях земной поверхности. Они быстро разрушаются под действием экзогенных процессов – колебаний температуры, механического и химического воздействия воды, воздуха и живых организмов. В результате образуется другое, новое вещество, устойчивое в поверхностных условиях. Возникают новые горные породы, которые называются вторичными, поскольку они произошли за счет ранее существовавших образований – первичных магматических горных пород. Под действием экзогенных процессов рельеф сглаживается, возвышенности непрестанно разрушаются, а продукты их разрушения заполняют низменности. Продукты разрушения горных пород перерабатываются и перемешиваются, накапливаются в новых местах в виде осадков и осадочных горных пород. Например, магматическая порода – гранит на поверхности разрушается и превращается в конечном счете в песок и глину. В дальнейшем из песка может образоваться песчаник, а из глины – аргиллит. Перераспределение вещества при образовании осадочных горных пород также может привести к возникновению месторождений полезных ископаемых, которые называют экзогенными. В соответствии с характером природных процессов они образуются разными путями: механическим (россыпи золота, платины, олова, алмазов и др.), химическим (месторождения бокситов, минеральных солей) и органическим (месторождения углей, горючих сланцев, нефти и др.). Разрушаются и изменяются не только породы, попавшие из недр на поверхность. Аналогичные преобразования происходят и тогда, когда образовавшиеся на поверхности породы попадают в условия, характерные для более глубоких зон. Например, когда осадочные породы соприкасаются с поступившей из недр магмой, т. е. попадают в условия высоких температур и давления, или когда под действием эндогенных процессов деформируется земная кора (образуются складки, разрывы, перемещаются блоки и пр.) и в связи с этим резко повышаются давление и температура. В подобных случаях поверхностные образования оказываются неустойчивыми. Происходит новое перераспределение вещества, в результате которого появляются породы, со108 Общая геология вершенно не похожие на исходные. Эти породы называют метаморфическими, а процесс их изменения – метаморфизмом. При метаморфизме также могут образовываться месторождения полезных ископаемых, например, месторождения мрамора, талька, многих металлов и др. Таким образом, эндогенные и экзогенные геологические процессы строго взаимосвязаны и взаимообусловлены. Внешние агенты постоянно разрушают то, что создается эндогенными процессами, и одновременно создает новое вещество, устойчивое в новой среде. А вещество, образованное на поверхности, становится неустойчивой в недрах и, если попадает туда, преобразуется. В этом наглядно проявлен диалектический закон борьбы и единства противоположностей. Благодаря этому происходит непрерывное перераспределение материи с образованием новых ее форм и разновидностей, заставляющие течь реки, двигающие горы и моря, поддерживающие жизнь за счет поступления из недр новых материалов. Из всех геологических процессов первичным считается магматизм, так как Земля до достижения современного состояния прошла через стадию общего магматизма. 6.2. Магматизм Магматизмом называют процесс, связанный с образованием, развитием и становлением магмы в недрах и на поверхности Земли. Магма (от греч. магма – густая мазь, тесто) – природный высокотемпературный силикатный расплав, насыщенный газообразными продуктами и образующийся в виде отдельных очагов в литосфере (главным образом в астеносфере). Внутри Земли устанавливается определенное для разных глубин термодинамическое равновесие, обеспечивающее твердое состояние вещества. Любое нарушение этого равновесия (повышение температуры или уменьшение давления) обычно сопровождается переходом твердого вещества в жидкое. Повышение температуры может быть связано с радиоактивными явлениями, а уменьшение давления – с тектоническими процессами. Таким образом, магматизм – это глубинный процесс, обусловленный тепловыми и гравитационными полями Земли. 109 Байбатша А. Б. Судя по экспериментальным данным и результатам изучения минерального состава магматических пород, температура магматического расплава находится в пределах 700–1100 оС и выше. В магме в растворенном состоянии присутствуют летучие компоненты (пары воды и газы – H2S, H2, CO2, HCl и др.), обеспечивающие ее вязкое и подвижное состояние на больших глубинах при довольно низкой температуре. В условиях высоких давлений содержание летучих компонентов может достигать 12 %, они являются химически очень активными и подвижными веществами. В зависимости от характера движения магмы различают два вида магматизма: интрузивный (глубинный) и эффузивный (поверхностный). В обоих случаях при застывании магматического расплава образуются магматические горные породы и связанные с ними полезные ископаемые. 6.2.1. Интрузивный магматизм (плутонизм) При глубинном магматизме перемещение магмы заканчивается внутри гранитного или осадочного слоя. Процесс внедрения магматического расплава в толщу пород земной коры называется интрузией (от лат. интрузио – вталкивание, внедрение). Магма, застывая, образует магматические тела, называемые также интрузиями. По мере продвижения магмы из глубин (по экспериментальным данным области магмообразования располагаютя в интервале глубин от 15 до 250 км) в верхние горизонты земной коры, она попадает в условия с относительно низкой температурой и давлением. При понижении давления и температуры из магматического расплава в определенной последовательности выпадают различные минералы. До 700 оС первыми начинают кристаллизоваться наиболее тугоплавкие безводные минералы (оливин, пироксены, нефелин, апатит, полевые шпаты и др.), а также рудные минералы (пирротин, магнетит, пентланит, ильменит, самородная платина и др.). В интервале температур 600–400 оС образуются специфические породы – пегматиты. По данным А. Е. Ферсмана, в гранитных пегматитах присутствует более 280 минералов. Часть из 110 Общая геология них представляет большой практический интерес, так как содержит такие элементы как ниобий, тантал, литий, бериллий, рубидий, цезий, группу редкоземельных элементов и др. В конце магматического процесса, после того как значительная часть расплава уже кристаллизуется, при понижении температуры расплава до 500–350 оС могут одновременно существовать газ и жидкость. Такие растворы называются газоводными, или пневматолито-гидротермальными (от греч. пневма – газ, гидро – вода). В них содержится много летучих компонентов, таких как H2O, F, Cl, CO2 и др., являющиеся переносчиками минералообразующих и рудообразующих веществ и оттого называющихся минерализаторами. В результате раскристаллизации магмы образуются интрузивные магматические породы, характеризующиеся химическим и минеральным составом, структурой и текстурой, формами тел. Химический и минеральный состав. В химическом составе интрузивных магматических пород существенное участие принимают не все, только некоторые элементы, прежде всего SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MnO, MgO, CaO, Na2O, K2O, H2O, P2O5. Они присутствуют в различных породах в количествах от нуля до некоторого максимума. Особое значение имеют растворенные в магматическом расплаве летучие вещества. Минералы магматических горных пород подразделяются следующим образом: 1) главные породообразующие минералы – к ним относятся минералы группы силикатов (оливин, полевые шпаты, амфиболы, пироксены, слюды) и кварц. Все главные породообразующие минералы делятся на светлоокрашенные (салические) и темноокрашенные (фемические). Салические минералы преобладают в составе лейкократовых (от греч. лейкос – светлый), фемические – меланократовых (от греч. меланос – темный) пород; 2) акцессорные минералы (минералы-примеси) – присутствуют в очень малых количествах, к ним относятся апатит, циркон, рутил, сфен, магнетит, ильменит, флюорит и др.; 3) вторичные минералы, которые образуются при разложении главных породообразующих минералов. К ним относятся серицит, хлорит, серпентин, эпидот и др. 111 Байбатша А. Б. Глубина застывания, структуры и текстуры. Интрузивные породы образуются на различных глубинах земной коры в условиях повышенного давления и медленного охлаждения. В зависимости от глубины застывания среди них выделяют глубинные (абиссальные – сформированные на глубинах, достигающих нескольких километров и глубже) и полуглубинные (гипабиссальные). Различные условия образования отражаются на структуре и текстуре интрузивных пород. В условиях медленного охлаждения у пород формируется в целом полнокристаллическая структура, которая в зависимости от конкретных условий может характеризоваться различной степенью кристалличности, размерами и формами зерен минералов (табл. 6.1). Таблица 6.1 Структура интрузивных магматических пород По степени кристалличности Равномерно зернистая Неравномерно зернистая (порфировидная) Пегматитовая (графическая) По размерам зерен, По форме зерен мм Крупнозернистая –> 5 Идиоморфная (правильная) Среднезернистая – 1–5 Гипидиоморфная (полуправильная) Мелкозернистая – < 5 Аллотриоморфная (неправильная) Текстура интрузивных пород отличается значительно меньшим разнообразием. Породы в целом плотные, компактные – это подчеркивает их формирование в условиях повышенного давления. Среди них выделяют однородную (массивную), шлировую (пятнистую или такситовую) и полосчатую. Наиболее распространена компактная массивная текстура. Формы интрузивных массивов различны (рис. 6.1, 6.2 и 6.3). 112 Общая геология Рис. 6.1. Формы залегания магматических горных пород Рис. 6.2. Согласные интрузивные тела: а – силл; б – лакколит; в – лополит; г – факолиты Рис. 6.3. Несогласные интрузивные тела: а – дайка; б – жила; в – шток; г – батолит Сокращенный вид классификации интрузивных тел американского геолога Р. О. Дэли, принятая академиком А. Н. Заварицким (1965): А. Инъекционные (от лат инъекция – вбрасывание) массивы. I. Согласные (конкордантные) инъекции (по плоскостям наслоения): 113 Байбатша А. Б. 1) пластообразные интрузивные залежи или силлы (от англ. силл – порог). 2) лакколиты (от греч. лакос – яма, подземелье); 3) факолиты (от греч. факос – чечевица); 4) лополиты (от греч. лопас – чаша, блюдо); II. Несогласные инъекции (приуроченные к секущим трещинам): 1) дайки, жилы (от шотл. дайке – стена); 2) жерловины и некки (от англ. некк – шея); 3) кольцевые и конусные тела; 4) бисмалиты (от греч. бисма – пробка); 5) хонолиты (от греч. хонево – отливаю). Б. Несогласные (дискордантные) глубинные массивы: 1) штоки (от нем. шток – полка, ствол); 2) батолиты (от греч. батос – глубина). Интрузивные тела имеют различные размеры. Наиболее крупные из них – батолиты. Они занимают площадь сотни тысяч квадратных километров, имеют в плане удлиненноовальную форму. Как правило, батолиты приурочены к центральным частям горноскладчатых сооружений и сложены породами гранитного состава. Вертикальные размеры (мощность) многих батолитов не превышают 5–10 км. Залегая среди вмещающих пород различного состава (или пород рамы интрузива), они имеют разнообразную, чаще всего неправильную форму, ограничиваясь с боков контактами интрузива, сверху – кровлей, или апикальной поверхностью (рис. 6.4). Рис. 6.4. Строение интрузивных тел: 1 – интрузивный массив (плутон); 2 – рама интрузива (вмещающие породы); 3 – боковой контакт; 4 – кровля (апикальная поверхность) 114 Общая геология Штоки – интрузивные тела неправильной формы, площадь сечения которых не превышает 100 км2. Нередко штоки являются ответвлениями более крупных батолитов, но часто образуют и приповерхностные тела (см. рис. 6.1). Дайки – представляют собой плоские плитообразные тела, возникающие в результате заполнения магмой вертикальных и наклонных трещин в земной коре. Дайки слагаются породами самого различного состава и обычно располагаются группами. Размеры даек изменяются в очень широких пределах. Многие дайки имеют длину сотни метров (иногда первые километры), мощность несколько метров. Магматические жилы отличаются от даек неровными извилистыми контактами, имеют часто ветвящуюся в плане и вертикальном сечении форму. Среди конкордантных интрузивных тел наиболее крупными являются силлы – пластообразные интрузивные тела с субпараллельными ограничивающими поверхностями, залегающие в толщах горизонтально лежащих или слабодислоцированных отложений (часто сложены породами основного состава), лакколиты – тела грибо- и караваеобразной формы, лополиты – тела блюдцеобразной формы. Размеры их по площади достигают сотен квадратных километров, а некоторых нескольких – первых тысяч квадратных километров. Вертикальная мощность колеблется от нескольких метров (в силлах) до многих сотен метров (в лакколитах и лополитах). Формирование наиболее крупных интрузивных массивов происходит в несколько стадий: ортомагматическую, пегматитовую, пневматолитовую, гидротермалъную. С каждой из них связано образование месторождений рудных полезных ископаемых. Ортомагматическая стадия характеризуется подъемом из магматического очага основной массы магматического расплава и образованием интрузивного массива. При остывании расплава возможны три варианта. Во-первых, магма может распадаться на две несмешивающиеся жидкости (ликвация) с выделением рудной части, состоящей из минералов меди и никеля. Вовторых, внутри массива может произойти расслоение еще до полного отвердения оставшейся части расплава за счет обособления минералов ранней кристаллизации (кристаллизационная 115 Байбатша А. Б. дифференциация) (рис. 6.5). И в первом, и во втором случаях образуются расслоенные интрузивные тела. Рис. 6.5. Схема формирования расслоенных плутонов (по А. Бэтману): 1 – ранняя стадия с выделением кристаллов силикатов; 2 – последующая стадия с выделением железо-магнезиальных минералов и погружением их на дно; 3 – проникновение рудного расплава книзу; 4 – всплывание более легких силикатных минералов и образование согласных рудных тел; 5 – отжатие рудного расплава и образование секущих рудных тел В-третьих, магматический расплав может поступать по подводящему каналу многократно с образованием многофазовых плутонов, распадающихся на отдельные составные части – фазы, образование каждой из которых связано с подъемом определенной части расплава. В ортомагматическую стадию, в зависимости от состава магмы и процессов, протекающих в магматическом очаге и интрузивном массиве, образуются различные полнокристаллические разнозернистые породы, такие как дуниты, перидотиты, габбро, диориты, сиениты, гранодиориты, граниты и др. Температурный обжиг вмещающих пород внедряющимися раскаленными магматическими массами, сопровождающийся часто комбинированным действием тепла интрузий и горячих минерализованных газоводных растворов, приводит к образованию вокруг интрузива контактового ореола роговиков и скарнов. С ортомагматической стадией связано образование магматических месторождений (ликвационных, ранне- и позднемагматических) меди, никеля, хрома, платиноидов, титана, железа, ниобия, циркона, редких земель, апатита. 116 Общая геология Пегматитовая стадия. В завершающие моменты отвердевания интрузивов либо отдельных фаз, вблизи кровли интрузивных массивов, в зонах эндо- и экзоконтакта образуются небольшие тела жило- и гнездообразной формы, сложенные своеобразными интрузивными породами – пегматитами, обладающими часто зональным строением, неравномерными полнокристаллическими структурами, крупными размерами части слагающих их минералов. Пегматиты свойственны глубинным массивам любого состава. Однако среди них преобладают гранитные пегматиты. Их образование связано с отделением высокоминерализованного летучими соединениями остаточного магматического расплава с начальной температурой 700–800 °С. Остывание магматического расплава завершается выделением газоводного раствора, состав которого находится в химическом равновесии с составом породообразующих минералов. В пегматитовую стадию образуются месторождения комплексного керамического сырья, мусковита, горного хрусталя, драгоценных камней, флюорита, а также Li, Be, Rb, Cs, Sn, W, Th, U, Nb, Та. Пневматолитовая стадия связана с отделением от магматического очага и воздействием на апикальную часть интрузивного массива горячих химически активных постмагматических летучих компонентов. Значительную роль в этой стадии играет газовая фаза, которая по мере снижения температуры переходит в высокотемпературные гидротермальные растворы. В результате воздействия пневматолитовых газов на породы интрузива и рамы образуются грейзены – агрегат слюды, кварца, иногда турмалина, топаза, флюорита и сопровождающих их рудных минералов. В пневматолитовую стадию происходит образование месторождений Sn, W, Li, Be, Mo. Гидротермальная стадия. Становление крупных плутонов завершается отделением от магматического очага газово-жидких растворов (гидротерм) и образованием гидротермальных жил, связанных как с отложением в пустотах горных пород минерального вещества, так и с метасоматическим замещением боковых пород. Наиболее часто встречаются кварцевые, сульфидные и карбонатные гидротермальные жилы. 117 Байбатша А. Б. Основным компонентом гидротерм является вода с содержащимися в ней минеральными солями и газами. Это могут быть как взвеси, так и коллоидные и молекулярные растворы. Начальная температура гидротермального минералообразования близка к 600–700 °С. Постепенно понижаясь, она опускается до 25–50 °С. Гидротермальные жилы и соответственно связанные с ними месторождения подразделяются на высокотемпературные (500–300 °С), формирующиеся на больших глубинах, среднетемпературные (300–200 °С) и низкотемпературные (200–50 °С). С гидротермальной стадией связано образование месторождений горного хрусталя, Sn, W, As, Bi, Au, Cu, Zn, Pb, Ag, Sb, Hg. Среди интрузивных образований наибольшим распространением пользуются породы кислой группы (граниты и гранодиориты), в меньшей степени – средние (сиениты и диориты), основные (габбро и пироксениты), ультраосновные (перидотиты и дуниты). Все породы, за исключением сиенитов, относятся по щелочности к нормальнощелочным. 6.2.2. Эффузивный магматизм (вулканизм) При дроблении земной коры и образовании разломов над магматическим очагом, магма по ним стремительно поднимается и изливается на поверхность Земли. Наиболее ярким проявлением поверхностного магматизма является вулканизм (Вулкан – бог огня у римлян). При вулканических извержениях магма зачастую освобождается от основной массы растворенных в ней летучих компонентов (паров воды и газов) и называется лавой (от итал. лава – затопляю). При излиянии магмы на поверхности образуются вулканы – конусообразные или куполовидные возвышенности. Процесс извержения может протекать спокойно, но чаще всего он сопровождается мощными взрывами. Образование вулканов происходит в результате многократных периодических извержений, реже в результате одного спокойного излияния лавы или взрыва. Вулканы бывают: наземные и подводные; древние и современные; потухшие и действующие. В настоящее время на суше насчитывается около 700 действующих вулканов и несколько 118 Общая геология тысяч потухших, действовавших в минувшие геологические эпохи. Число подводных вулканов практически не поддается подсчету – только в Тихом океане возможно не менее 10 тысяч. Типы вулканических аппаратов. По характеру пространства, занимаемого поднимающейся магмой, вулканы подразделяются на площадные, трещинные и центральные. Площадные вулканы существовали только на самых ранних этапах истории Земли, когда земная кора была тонкой (и на отдельных участках могла целиком расплавиться) и излияния магм происходили на обширных площадях. Практически площадные вулканы – это моря расплавленной лавы. Трещинные вулканы представляют собой излияния лав по протяженным трещинам. Вулканизм трещинного типа в отдельные отрезки времени достигал очень широких масштабов, в результате чего на поверхность Земли выносилось огромное количество вулканического материала. Например, в девонском периоде почти вся территория Центрального Казахстана была залита лавой трещинного излияния. На современном этапе трещинные вулканы распространенны ограниченно, хотя и встречаются в отдельных районах, например, вулкан Лаки в Исландии, Толбачинский на Камчатке и др. В вулканах трещинного типа центральное выводное отверстие отсутствует и лава изливается на поверхность через глубокие, протяженные трещины в земной коре. В результате образуются мощные лавоносные покровы (рис. 6.6). В вулканах центрального типа, представляющих собой геологические постройки в виде конусовидных гор, извержения происходят через центральные выводные отверстия. Каждый вулкан обладает жерлом, т. е. выводным каналом, по которому поднимаются от магматического очага продукты извержений, и кратером – чашеобразным углублением, располагающимся на вершине горы и являющимся верхним окончанием жерла. У многих крупных вулканов от основного жерла ответвляются побочные выводные отверстия, называемые, паразитическими вулканами. При разрушении вершин конусов вследствие вулканических взрывов или провалов на их месте могут образоваться обширные впадины (до 15 км в диаметре) округлых очертаний, которые называются кальдерами. Внутри такого кратера может 119 Байбатша А. Б. возникнуть один или несколько молодых конусов. Форма геологических тел, образуемых продуктами извержений вулканов центрального типа, представлены главным образом потоками реже куполами. Рис. 6.6. Лавовые покровы, образованные при трещинных излияниях в разрезе (а) и в плане (б): 1 – вмещающие породы; 2 – лавовый покров Продукты вулканической деятельности. В целом при извержениях продукты вулканической деятельности могут быть газообразными, жидкими и твердыми. Газообразные продукты выделяются из жерла, побочных кратеров и многочисленных трещин на различных стадиях вулканической деятельности. Примерно на 60–90 % состоят из водяного пара, а также в различных количествах присутствуют H2S, SO2, CO, CO2, HCl, HF, NH4, Cl, H2BO3 и другие газы. Состав газовых выделений меняется в зависимости от температуры. При температурах выше 180 оС выделяются так называемые фумарольные газы (от лат. фума – дым) со сложным хлористосернисто-углекислым составом. В зависимости от температуры выделяются сухие, кислые и щелочные фумаролы. Сухие фумаролы отличаются температурой порядка 500 оС. Обычно они не содержат водяных паров, но зато насыщены хлористыми соединениями (хлористый натрий, хлористый калий, хлористое железо и др.). Кислые фумаролы обладают температурой 300–400 оС, содержат водяные пары, хлористый водород и сернистый ан120 Общая геология гидрид. Щелочные фумаролы характеризуются средними температурами, немного выше 180 оС, и содержат хлористый аммоний, при разложении которого выделяется свободный аммиак. Газовые выделения с температурой 100–180 оС называются сольфатарами (от итал. сольфатара – серная копь). Они состоят преимущественно из водяных паров и сероводорода. Газообразные смеси с температурой менее 100 оС называются мофетами (от итал. мофета – места зловонных испарений на Земле), они представлены главным образом углекислым газом и водяными парами. В ряде случаев выделение вулканических газов достигает грандиозных масштабов. Наличие газов в магме замедляет ее остывание, а их потеря приводит к быстрому затвердеванию жидких продуктов извержения. При сублимации вулканических газов нередко возникают минеральные образования, являющиеся объектами добычи. Так, в Италии вблизи г. Лордорело ежегодно добывают тысячи тонн борной кислоты, буры, аммиачной соли и других продуктов возгона, и перегретый пар широко используется для выработки электроэнергии. Жидкие продукты вулканических извержений представлены лавой. По химическому составу лавы могут быть кислыми, средними, основными и ультраосновными. Химический состав лав определяет их важнейшие физические свойства – вязкость и подвижность, от которых во многом зависит характер извержений. Так, лавы ультраосновного и основного состава (соответственно пикритовые и базальтовые) имеющие у выхода на поверхность температуру около 1200 оС, характеризуются малой вязкостью и высокой подвижностью. В связи с этим они легко растекаются на значительные расстояния, образуя покровы и потоки с волнистой поверхностью. Лавы кислого и среднего состава (липаритовые, андезитовые), температура которых обычно не превышает 750–1000 оС, обладают более высокой вязкостью и малой подвижностью. При выходе из кратера они быстро затвердевают, образуя короткие потоки с глыбоватой поверхностью, купола, обелиски. При застывании лавы возникают эффузивные или излившиеся магматические горные породы, которые в условиях быстрого застывания приобретают характерное строение, т. е. структуру и текстуру. 121 Байбатша А. Б. Наиболее часто эффузивы имеют неравномерно-зернистую порфировую структуру, характеризующуюся наличием двух генераций минералов. Минералы первой генерации называются порфировыми вкраплениями (фенокристаллами). Фенокристаллы включены в плотную мелкозернистую основную массу. В этом случае структуры основной массы называют скрытокристаллической. Нередко лава застывает в виде стекловатой массы. В таких случаях структуру называют витрофировой (от лат. витро – стекло). Вследствие интенсивного выделения газов при застывании магмы на земной поверхности эффузивные породы часто имеют пористые ячеистые и ноздреватые или в связи с выполнением пустот вторичными минералами миндалекаменные текстуры. Твердые продукты вулканической деятельности иначе называются пирокластическими (от греч. пир – огонь, кластикос – раздробление, обломок), поскольку они состоят из обломочного материала, возникшего при вулканических взрывах. При этом в атмосферу выбрасывается огромная масса распыленной лавы, а также обломки горных пород взорванных частей кратеров. В зависимости от величины обломков среди них выделяют вулканические бомбы с размерами от 5–10 см до нескольких метров, лапилли (от итал. лапиллис – камешек) – от 1 до 5 см, вулканический песок – от 1 до 10 мм и вулканический пепел – менее 1 мм. После падения на поверхность Земли рыхлые продукты вулканических выбросов (пирокластический материал) быстро уплотняются и превращаются в вулканические брекчии (за счет грубообломочных частиц) и вулканические туфы (за счет пепла). Типы вулканических извержений. Характер извержений весьма различный и зависит от температуры лавы и ее химического состава. Эти свойства определяют качество и количество продуктов извержения, наличие и силу сопровождающих землетрясений и т. д. По таким признакам установлено несколько четко выраженных типов извержений: гавайский, стромболианский, этно-везувианский, пелейский и кракатауский (рис. 6.7). 122 Общая геология Рис. 6.7. Типы вулканических извержений: а – гавайский; б – стромболианский; в – везувианский; г – пелейский; 1 – застывшая лава; 2 – расплавленная лава; 3 – подводящий канал (жерло); 4 – облако газов и пепла; 5 – пепел и бомбы; 6 – черная туча пепла; 7 – «палящая» туча; 8 – обелиск вязкой лавы Гавайский тип извержений характерен для вулканов Мауна-Лоа и Килауэа на острове Гавайи. Извергаются лавы основного (базальтового) состава с температурами около 1200 оС, которые, периодически переливаясь через края кратера, стекают по склонам со скоростью до 8–10 м/с, образуя лавовые потоки длиной 40–50 и даже 80 км. Лава сравнительно бедна газами, взрывов почти не наблюдается. Стромболианский тип характеризует извержения вулканов Стромболи в Средиземном море и Ключевского на Камчатке. Лава, изливающаяся из этих вулканов, менее подвижна, заключенные в ней газы выделяются из кратера спорадически, в виде взрывов. При этом комки лавы, часто раскаленной, выбрасываются из кратера, образуя бомбы и лапилли. Извержение сопровождается грохотом и многочисленными толчками землетрясений. Этно-везувианский тип. К нему следует отнести извержения таких вулканов, как Везувий, Этна, Вулькано и др., которые расположены в Средиземном море. Для этого типа характерны чрезвычайно мощные выбросы магмы, насыщенной газом. Продукты извержения выбрасывают ливни пепла и грязевые потоки. Лава изливается из боковых трещин и устремляется по склонам конуса. 123 Байбатша А. Б. Пелейский тип извержения вулкана Мон-Пеле, расположенного на острове Мартиника. Извержениям этого типа предшествуют сильные подземные толчки. Магма вулканов чрезвычайно вязкая и содержит много газов. Извержения сопровождаются сильными взрывами, а магма пробивает себе путь через боковые трещины, так как жерло перекрыто куполом. При выходе на поверхность лава вследствие значительной вязкости выдавливается вверх в виде огромной пробки, образующей обелиск. При этом из-под пробки вырываются нагретые газы, капельки лавы и пепла, образующие “палящую” тучу раскаленных продуктов извержения. Кракатауский (бандайсанский) тип – характеризуется исключительно разрушительной силой взрыва без проявления лавы. Извержение вулкана Бандай-Сан (Япония) в 1888 г., последовавшее после тысячелетнего покоя, сопровождалось взрывом, которым была снесена вершина и часть одной стороны конуса общим объемом до 1,2 км3. Обломки загромоздили площадь свыше 70 км2. Извержение продолжалось всего 2 часа и закончилось несколькими более слабыми взрывами без появления лавы. Еще более катастрофично было извержение вулкана Кракатау в 1883 г (о. Кракатау между островами Явой и Суматрой). После серии мощных взрывов вулкан был снесен до основания и провалилась большая часть острова. Большая масса пирокластического материала была извергнута вулканом Катмай (Аляска) в 1912 г. В результате извержения была снесена вершина вулкана, на месте которой образовался гигантский кратер, и выброшено до 20 км3 пирокластического материала, покрывающего окружающую местность слоем пепла толщиной от 0,25 до 5 м. Как показали наблюдения, характер извержения одного и того же вулкана со временем может измениться. Обычно это бывает связано с изменением химического состава магм, питающих вулкан. Извержения вулканов – грозные явления природы, часто сопровождаются человеческими жертвами и значительными разрушениями. Одно из сильнейших извержений произошло в 1815 г. на острове Сумбава в Индонезии, когда взорвался вулкан Тамбора. Из кратера было выброшено около 100 км3 пепла на высоту до 20 км. При этом на удалении до 40 км были разбросаны бомбы диаметром до 13 м, а в 150 км от 124 Общая геология вулкана толщина слоя выпавшего пепла достигала 0,5 м. При взрыве и от его последствия погибло 100 тыс. человек. Подобных примеров много. Географическое распространение вулканов. Изучение распространения действующих вулканов показывает, что вулканическая деятельность приурочена к тектонически активным участкам земного шара – областям современного горообразования и развития глубинных разломов (рис. 6.8). Рис. 6.8. Схема размещения областей активной тектонической деятельности: а – действующие вулканы; б – основные области землетрясений. Вулканы: 1 – Килауэа; 2 – Мауна-Лоа; 3 – Долина Десяти Тысяч Дымов; 4 – Катмай; 5 – Парикутин; 6 – Мон-Пеле; 7 – Суртсей; 8 – Вулькано; 9 – Везувий; 10 – Стромболи; 11 – Этна; 12 – Килиманджаро; 13 – Тристан-да-Кунья; 14 – Безымянный; 15 – Фудзияма; 16 – Тааль; 17 – Кракатау Из анализа приведенной карты следует, что большая часть действующих в настоящее время вулканов (около 60 %) сосредоточена на побережье Тихого океана, в зоне так называемого Тихоокеанического «огненного» кольца. Другой зоной повышенной интенсивности вулканической деятельности является Средиземноморско-Гималайский пояс. Эта зона прослеживается в широтном направлении. Менее обширной зоной распространения вулканов является субмеридиональная Атлантическая зона, которая прослежива125 Байбатша А. Б. ется от Исландии через Азорские и Канарские острова до островов Зеленого Мыса. Небольшая группа вулканов приурочена к ВосточноАфриканской зоне разломов. Здесь расположены вулканы Кения и Килиманджаро. 6.2.3. Магматические горные породы Основным результатом магматизма являются магматические (изверженные) горные породы и связанные с ними полезные ископаемые. Магматические породы – самые распространенные породы земной коры, слагающие более 60 % ее объема и около 95 % массы. В основу классификации магматических горных пород положено два основных принципа: 1) генетический (условия образования); 2) учета химического состава (табл. 6.2). Таблица 6.2 Классификация магматических горных пород Химический тип породы (содержание SiO2, %) Ультраосновные (менее 45 %, сильно недосыщенные кремнеземом) Интрузивные породы абиссальные гипабиссаль(собственно ные (полуглуглубинные) бинные и жильные) Дунит, перидотит, – пироксенит, горнблендит Эффузивные породы Главные породообразующие минералы Кимберлит Коматиит Оливин, пироксены (реже роговая обманка и биотит) Основные (45–52 %) недосыщенные кремнеземом Габбро Габбропорфирит, диабаз Базальт Средние (52–65 %), насыщенные кремнеземом Диорит Диоритпорфирит Андезит Сиенит Сиенитпорфир Трахит 126 Основные плагиоклазы, пироксен (реже оливин, биотит, роговая обманка) Средние плагиоклазы, калиевый полевой шпат, роговая обманка (реже биотит, пироксены) Общая геология Продолжение табл. 6.2 Химический тип породы (содержание SiO2, %) Кислые (более 65 %), перенасыщенные кремнеземом Щелочные (около 55 %) повышенные содержания K2O, Na2O Интрузивные породы Эффузивные породы абиссальные гипабиссальные (собственно (полуглубинглубинные) ные и жильные) Гранит ГранитЛипарит порфир (риолит) Аплит Пегматит Гранодиорит Гранодиоритпорфир Дацит Нефелиновый сиенит Нефелинсиенитовые порфиры и пегматиты Фонолит Главные породообразующие минералы Кварц, кислые плагиоклазы, калиевый полевой шпат, биотит (реже мусковит, роговая обманка, пироксены) Калиевый полевой шпат, нефелин, щелочные пироксены и амфиболы В настоящее время отсутствуют полные данные о распространенности различных типов магматических пород в пределах всего земного шара. Однако на территории СНГ и США произведен подсчет площадей, занятых различными магматическими породами (табл. 6.3). Таблица 6.3 Распространенность (%) главнейших типов изверженных пород на территории СНГ и США (по А. Н. Заварицкому) Типы пород Кислые интрузии Основные интрузии Кислые эффузивы Основные эффузивы Щелочные породы СНГ 48,7 2,3 13,5 35,1 0,4 США 35,0 5,0 12,5 45,0 – По данным А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского, граниты, гранодиориты и дориты занимают 21,6 %; базальты, габбро и другие породы основного состава – 42,5 %; сиениты и нефелиновые сиениты – 0,4 %; дуниты и перидотиты – 0,2 %. 127 Байбатша А. Б. 6.2.4. Связь полезных ископаемых с магматизмом Процессы магматизма, особенно интрузивного, необычайно продуктивны в смысле образования месторождений полезных ископаемых. Все месторождения, формирования которых связано с деятельностью магмы, называются магматогенными. Месторождения полезных ископаемых могут создаваться практически на всех стадиях эволюции магматических расплавов. На стадии кристаллизации самого магматического расплава образуются собственно магматические месторождения, связанные обычно с магмами, а соответственно и с горными породами ультраосновного, основного и щелочного составов. Примерами их могут служить месторождения хромитов, алмазов, титаномагнетитовых, сульфидных медно-никелевых руд, металлов группы платины, а также месторождения апатитов, широко используемых для производства фосфорных удобрений, и нефелиновых сиенитов, где нефелин применяется в настоящее время для извлечения алюминия. На стадии кристаллизации остаточных магматических расплавов, богатых летучими компонентами, образуются пегматитовые месторождения таких важных полезных ископаемых, как слюды (мусковит), драгоценные камни, олово, вольфрам, молибден, литий, бериллий, уран, торий, тантал, ниобий и др. Формирование крупнейших месторождений многих металлических полезных ископаемых связано с деятельностью гидротермальных растворов. Это – месторождения меди, золота, серебра, свинца, цинка, ртути, сурьмы, молибдена, вольфрама, урана и др. Большинство гидротермальных месторождений имеет жильную форму. При процессах, развивающихся в приконтактовых зонах интрузивов, образуются месторождения железных, медных, свинцово-цинковых и вольфрамово-молибденовых руд. Проявление многих полезных ископаемых связано также с вулканической деятельностью. Например, выделяющиеся при извержении вулканов газообразные продукты способствуют образованию повышенных концентраций серы, борной кислоты, аммониевых солей, хлоридов натрия, железа, меди, цинка, окислов железа и меди, сернистого мышьяка, киновари и других ми128 Общая геология нералов. Некоторые из них образуют крупные скопления, например, месторождения серы на Курильских островах, Камчатке, в Японии, Чили. Извержения сопровождаются выделением огромного количества тепла. Если бы удалось использовать эту энергию, она решила бы многие энергетические проблемы. Уже сегодня многие явления и продукты вулканизма служат человеку. Горячие газы и пары применяются для выработки электроэнергии, отопления квартир и оранжерей. Твердые продукты вулканизма также используются человеком. В частности, вулканическая брекчия – кимберлиты трубок взрыва в Восточной Сибири (Республика Саха) и Южной Африке содержат алмазы. Вулканический пепел применяется как адсорбент при обработке нефти, а туфы – для изготовления цемента и в качестве строительного и дорожного материала, а базальтовая лава употребляется для изготовления литых и кислотоупорных изделий, а также как строительный и дорожный материал. Формы рудных тел магматогенных месторождений необычайно разнообразны и нередко сложны. Это – жильные тела, гнезда, штокверки, трубы, реже плито- и линзообразные залежи. Особенностью многих магматогенных месторождений является также комплексность руд, сложность их минерального и химического составов. Многообразие и сложность морфологии тел полезных ископаемых, комплексность состава руд необходимо учитывать при выборе технологических схем разработки и переработки минерального сырья, добываемого их месторождений магматогенного происхождения. Необходимо отметить, что сами магматические горные породы широко используются в качестве штучного строительного камня, материала для изготовления высококачественной брусчатки и шашки, облицовочного камня, в цементной и камнелитейной промышленности. Контрольные вопросы: 1. Геологические процессы их взаимосвязь и взаимообусловленность. 2. Эндогенные геологические процессы, их виды и источник энергии. 129 Байбатша А. Б. 3. 4. 5. 6. Магматизм, его виды; понятие о магме и лаве. Интрузивный магматизм, его продукты. Эффузивный магматизм, его продукты. Форма залегания и размеры интрузивных магматических тел. 7. Какова характеристика газообразных продуктов вулканизма? 8. Что такое пирокласты? 9. Каковы типы вулканов, их географическая распространенность? 10. Классификация магматических пород и их распространенность. 130 Общая геология 7. ЭКЗОГЕННЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ Экзогенные процессы по сравнению с магматизмом (и другими некоторыми эндогенными процессами) вторичны и начали проявляться в геологический этап развития Земли. Их энергетической основой является энергия солнечной радиации и сил гравитации. Экзогенные процессы протекают при нормальных значениях температуры и давления по эндотермической схеме с поглощением тепла и направлены на дифференциацию вещества земной коры. К экзогенным процессам относятся: 1) выветривание; 2) денудация; 3) аккумуляция (седиментация). 7.1. Выветривание Совокупность процессов разрушения и разложения минералов и горных пород на земной поверхности и вблизи от нее называется выветриванием (от нем. веттер – погода). Изменение состояния и состава горных пород происходит на месте их залегания в результате физического, химического и биологического воздействия воды, кислорода, углекислого газа, различных кислот, живых организмов и колебаний температур. Приповерхностная часть земной коры, где происходит выветривание, называется зоной выветривания. Отложения, образованные в результате выветривания и оставшиеся на месте их образования, называются элювием. А. Е. Ферсман зону выветривания называет зоной гипергенеза (от греч. гипер – над, сверху), а процессы, протекающие в этой зоне, – гипергенными. В едином и сложном процессе выветривания выделяют два его вида: физическое и химическое, которое тесно взаимосвязаны и могут протекать одновременно. 7.1.1. Физическое выветривание Процессы физического выветривания приводят к механическому разрушению горных пород – их измельчению и превращению исходной породы в зоне выветривания без изменения состава в щебень, дресву, песок или пыль. 131 Байбатша А. Б. Основными факторами, приводящими к разрушению горных пород в зоне выветривания, являются: – колебания температуры, вызванные изменениями солнечной активности; – воздействие воды при ее замерзании в трещинах и порах горных пород, кристаллизации солей; – клинообразное действие развивающейся корневой системы растений; – жизнедеятельность роющих животных. В зависимости от природы воздействующего фактора выделяют две группы разновидности физического выветривания: температурное и морозное. Температурное выветривание. Этот вид физического выветривания происходит в результате колебания суточных и сезонных температур, вызывающих поперечное нагревание и охлаждение горных пород, что приводит то к расширению и увеличению, то к сжатию и уменьшению их объема. В результате многократно повторяющихся растягивающих и сжимающих напряжений горные породы растрескиваются и дробятся на обломки различных размеров. Особенно интенсивно при температурном выветривании разрушаются полиминеральные горные породы (граниты, гнейсы, песчаники) вследствие различных теплофизических свойств, слагающих их минералов. Так как изменение объемов различных минералов при нагревании и охлаждении происходит весьма неравномерно, в породе возникают внутренние напряжения, ослабляющие силу сцепления между минеральными зернами, и порода разрушается. Мономинеральные породы (мрамор, кварцит, известняк) также подвержены температурному выветриванию, так как минералы обладают анизотропией теплофизических свойств по разным кристаллографическим направлениям. Поскольку в любой породе ориентировка зерен обычно весьма разнообразна, при температурном выветривании в мономинеральных агрегатах возникают местные давления, приводящие, в конечном счете, к их разрушению. Темноцветные минералы нагреваются сильнее и быстрее, чем светлоокрашенные, а охлаждаются и те и другие примерно 132 Общая геология одинаково. Так как интенсивность физического выветривания прямо пропорциональна амплитуде колебания температуры, темные минералы быстрее разрушаются. Например, габбро, в составе которого до 50 % темноцветных минералов, разрушается значительно быстрее гранита при одних и тех же температурных колебаниях. Горные породы с равномернозернистой структурой выветриваются медленнее пород с порфировой структурой, а крупнозернистые разности – значительно быстрее мелкозернистых или стекловатых. Породы с массивной текстурой более устойчивы к перепадам температур, чем породы со слоистой, сланцеватой или пористой текстурой. Кроме того, в породах со слоистой и сланцеватой текстурой нагревание и охлаждение по этим направлениям происходит в два–три раза быстрее, чем в перпендикулярном сланцеватом направлении. Механические свойства горных пород, связанные с их структурой и текстурой, также влияют на интенсивность температурного выветривания. Хрупкие породы разрушаются намного быстрее вязких, а трещиноватые – плотных. Выветривание горных пород под влиянием колебания температур начинается с их поверхности, постепенно проникая вглубь вплоть до пояса постоянных температур. Однако внешние нагреваемые Солнцем поверхности горных пород расширяются значительно больше внутренних частей. В результате между поверхностными и глубинными участками породы возникают трещины, идущие вдоль поверхности. Породы по этим трещинам начинают шелушиться и отслаиваться. Подобный процесс отслаивания поверхностных участков горных пород называется десквамацией (от лат. десквамаре – снимать чешую). Наиболее интенсивное разрушение горных пород при температурном выветривании протекает в тех климатических областях, где происходят частые и резкие смены температур. Такими областями на земной поверхности являются пустыни, где амплитуда колебания суточных температур достигает 50–60о, а сезонных – почти 100о, и склоны высоких гор, где благодаря прозрачности воздуха солнечная радиация гораздо сильнее проявляется, чем на соседних равнинах. Интенсивному физическому разрушению горных пород способствует выпадение на их 133 Байбатша А. Б. разогретую солнцем поверхность холодных дождей и града в условиях жаркого влажного климата, лесные и степные пожары. Морозное выветривание происходит под действием периодически проявляющихся расширений и сжатий, которые сопровождают процесс замерзания и оттаивания воды в трещинах и поровых пространствах горных пород при колебаниях температуры около точки замерзания воды. Так как при замерзании и превращении в лед вода расширяется примерно на 9 % своего первоначального объема, то образовавшийся лед давит (до 1000 кг на 1 см2) на стенки трещин, разрывая даже самые твердые породы. Наиболее подвержены морозному выветриванию микропористые влагоемкие осадочные породы (глины, суглинки, мергель, мел и мелкозернистые песчаники) и интенсивно трещиноватые горные породы любого происхождения. Невлагоемкие породы, такие как гравий, крупнозернистые пески, которые хорошо пропускают воду, слабо подвержены процессам морозного выветривания. При морозном выветривании горная порода разрушается силами кристаллизации льда. Аналогичные процессы раздробления пород происходят под влиянием роста кристаллов кальция, галита, сильвина и других минералов. Растущие кристаллы, выпадая из водного раствора в капиллярных трещинах и порах горных пород, создают давление на стенки трещин, достаточные для раскалывания породы. Процессы разрушения горных пород в результате роста кристаллов наиболее характерны для зон с аридным климатом. В сухих и жарких областях влага по капиллярным трещинам подтягивается к поверхности породы и испаряется, а соли, содержащиеся в ней в результате перенасыщения остаточного раствора, кристаллизуются. Органическая жизнь нашей планеты в немалой степени способствует разрушению горных пород. Простейшие растения – лишайники и мхи, в процессе своей жизнедеятельности активно разрушают горные породы. Так, следы разрушения хорошо видны на поверхности мраморной колонны в замке Амбраз (Австрия), простоявшей свыше 200 лет. Простейшие растения подготавливают почву для поселения на поверхности или в трещинах горных пород более высокоорганизованных растений. 134 Общая геология Древесные растения благодаря развивающейся корневой системе могут не только разрыхлять почвенный слой, но и способны производить значительные разрушения очень плотных пород. Установлено, что давление, развивающееся в клетках тканей корней, может достигать 19 МПа. Даже погибшие растения играют большую роль в разрушении пород. Органические соединения и кислоты оказывают химические воздействия на горные породы, разлагая их. Определенную механическую работу по разрушению горных пород производят земляные черви, муравьи, термиты и землеройные животные. Общей особенностью всех видов физического выветривания является относительно небольшая глубина его проявления, обусловленная глубиной, на которой сказываются колебания температуры, на которую проникают воды и т. п. 7.1.2. Химическое выветривание Химическое выветривание обычно обладает более глубокой проникающей способностью и часто приводит к коренным преобразованиям породы. Химическое выветривание заключается в химическом разложении породы под действием атмосферных факторов. Интенсивность и направленность химического выветривания главным образом связаны с химическим составом исходных пород, их строением, а также климатическими условиями, рельефом и обводненностью территории. Немаловажную роль при химическом выветривании играет жизнедеятельность органического мира. Все химические реакции в зоне выветривания протекают по экзотермической схеме, т. е. с выделением тепла и подразделяются на четыре группы: окисление, гидратация, растворение и гидролиз. В природной обстановке эти группы химических реакций нередко протекают одновременно. Окисление выражается в переходе химических соединений с присоединением кислорода. Особенно быстро протекает этот процесс у сульфидов. В результате образуются оксиды, например: FeS2 + nH2O + mO2 Fe2(SO4)3 Fe2O3·nH2O. пирит лимонит 135 Байбатша А. Б. Химическая активность кислорода резко возрастает при его действии в водной среде. При этом способность атмосферного кислорода растворяться в холодных водах (при 0 оС) почти в два раза превышает таковую в теплых (при 25–30 оС), что увеличивает окислительную способность холодных природных вод. Процессы окисления протекают как на земной поверхности, так и в зоне просачивания атмосферных осадков в глубь земной коры до определенной границы, ниже которой окислительные процессы полностью прекращаются. Глубина залегания этой границы зависит от водопроницаемости горных пород, глубины залегания подземных вод, расчлененности рельефа местности и других условий. В горных областях с резко расчлененным рельефом окислительно-восстановительная граница находится на глубине до 1000 м. В заболоченных равнинных пространствах она почти совпадает с земной поверхностью. В большинстве сульфидных месторождений наиболее распространенными минералами являются сульфиды железа. Поэтому в зоне окисления этих месторождений образуются скопления оксидов и гидроксидов железа, получившие название железные шляпы. Мощность этих отложений колеблется от 1–2 м до нескольких десятков метров. Процессы окисления горных пород макроскопически легко распознаются по изменению их окраски. В результате окисления железа породы становятся желтыми, бурыми или красными; меди – сине-зелеными; углистые породы утрачивают свой черный цвет и становятся светлыми, а в присутствии железа приобретают бурую окраску. В процессе окисления выветрелые породы значительно уменьшаются в объеме по сравнению с исходными за счет выноса из них легкорастворимых и летучих новообразованных соединений и развития за их счет пористости. Так, залежи бурых железняков, образовавшиеся в процессе окисления железосодержащих горных пород и сульфидных руд, по объему почти в полтора раза меньше исходных пород и руд, что выражается в наличии у них рыхлых, пористых текстур. Гидратация – образование новых минералов, содержащих гидратную или кристаллизационную воду. В процессе гидратации, который нередко сопровождает процесс окисления, проис136 Общая геология ходит перестройка внутренней структуры минерала за счет присоединения к нему молекул воды. Например: CaSO4 + 2H2O CaSO4∙2H2O, ангидрит гипс FeO3 + nH2O Fe2O3∙nH2O. гематит лимонит Гидратация сопровождается значительным увеличением объема, если только при этом не происходит выноса каких-либо легкорастворимых компонентов. При гидратации ангидрита увеличение объема образованной гипсовой породы достигается примерно 33 %. Возрастание объема гидратируемых минералов приводит к возникновению внутренних напряжений в породе, которые вызывают местные нарушения первичного залегания в результате образования многочисленных трещин или мелких складок. Растворение или переход минерального вещества в раствор связано с комбинированным действием на материнскую породу воды и углекислоты, но в разной степени. Интенсивность растворения горных пород зависит в первую очередь от химического состава самих пород и от химической активности растворителя. Многие органические кислоты, вырабатываемые растениями и микроорганизмами, настолько сильные, что переводят из горных пород в растворимую форму различные минеральные вещества, не разлагаемые минеральными кислотами. Известны органические кислоты, которые даже при слабой концентрации растворяют кварц, стекло, металлическое олово. Совместное действие углекислоты, растворенной в воде, и органических кислот приводит к выщелачиванию пород и образованию специфических форм проявления карстовых процессов. Растворение горных пород и минералов наиболее интенсивно осуществляется на континентах в условиях жаркого и влажного климата. Однако и в морских условиях также протекает химическое разложение горных пород, получившее название процесса гальмиролиза. Изучение условий протекания и интенсивности проявления природных процессов растворения и окисления минералов и 137 Байбатша А. Б. горных пород позволило использовать полученные результаты для создания новых геотехнологических способов разработки месторождений полезных ископаемых (метод выщелачивания). Гидролиз – это реакция разложения минералов под действием воды с разрушением и перестройкой их кристаллических решеток. Она характерна для соединений сильных оснований и слабых кислот. При этом осуществляется вынос хорошо растворимых соединений сильных оснований (щелочей и щелочных земель), с одной стороны, и присоединение гидроксильных ионов, – с другой, что приводит к образованию малорастворимых в новых условиях продуктов разложения первичных минералов. С явлением гидролиза связано химическое разложение труднорастворимых минералов и в первую очередь силикатов и алюмосиликатов – наиболее распространенных минералов земной коры. Наиболее характерен пример гидролиза полевых шпатов, которые в результате выноса калия, натрия и кальция преобразуются по схеме: полевые шпаты – гидрослюды – каолинит: 2KAlSi3O8 + nH2O + CO2 Al2[Si2O5](OH)4 + K2CO3+SiO2∙nH2O. ортоклаз каолинит 7.1.3. Продукты выветривания В процессе выветривания возникают две группы продуктов: 1) подвижные, которые перемещаются с места разрушения; 2) остаточные, остающиеся на месте первоначального залегания коренных пород (рис. 7.1). Элювий – остаточный продукт выветривания. Он представляет собой горную породу, подвергшуюся в различной степени процессам выветривания и оставшуюся на месте своего первоначального залегания. По свойствам и внешнему виду элювий резко отличается от материнской породы, из которой он образовался. Это прежде всего рыхлые современные континентальные образования, которые прослеживаются на глубину от нескольких миллиметров до десятков метров. Мощность элювия обусловлена рядом факторов, главными из которых являются прочность пород, подвергшихся процессам выветривания и интенсивность этих процессов. 138 Общая геология В дальнейшем отдельные обломки горных пород, слагающих элювий, могут скатываться по склонам к их основанию. Часть их задерживается на склонах. Перемещение продуктов выветривания происходит под действием силы тяжести, дождевых потоков, талых вод. Рис.7.1. Схема образования элювия (1), коллювия (2) и делювия (3): 3а – щебень; 3б – дресва; 3в – супесь; 3г – суглинок Коллювий – обломочный материал, снесенный с водоразделов на склоны под действием силы тяжести. Он обычно образует у подножья водоразделов осыпи, обвалы и т. п. Коллювий слабо сцементированная и плохо отсортированная порода, хорошо впитывающая воду. Делювий – скопления на склонах и у подножья возвышенностей рыхлых продуктов выветривания, сползающих по склону под действием дождевых и талых вод. Для него уже характерна определенная сортировка обломков по размеру. В зависимости от состава коренных пород вниз по склону обычно происходит смена делювия щебнистого, супесчаного суглинками и глинами. Делювий, как правило, залегает в виде шлейфа, выклинивающегося вверх по склону; в его толще отмечается слоистость, параллельная склону. Со временем коллювий и делювий вновь подвергаются процессам как физического, так и химического выветривания. 139 Байбатша А. Б. В этом случае на них образуется элювий, а из последнего формируются новые толщи коллювия, делювия и др. Кора выветривания. Совокупность продуктов разрушения, как остаточных, так и перемещенных, называется корой выветривания. Наиболее благоприятными условиями для формирования мощной коры выветривания являются относительно выровненный рельеф поверхности материнских пород в сочетании с жарким влажным климатом и обилием органических веществ. Процесс формирования коры выветривания сложный и многоступенчатый. По мере развития коры выветривания в глубину наблюдается ряд последовательных переходных зон от свежих неизменных коренных пород к продуктам полного химического разложения. Наиболее характерны четыре зоны (рис. 7.2). Границы между зонами неровные, неотчетливые и могут перемещаться в глубину по мере развития коры выветривания. Рис. 7.2. Схема образования коры выветривания на тектонически неактивных площадях (по Н.М. Страхову): 1 – свежая порода; 2 – зона дресвы, химически малоизмененной; 3 – гидрослюдисто-монтмориллонитово-бейделлитовая зона; 4 – каолинитовая зона; 5 – охры Al2O3; 6 – панцирь Fe2O3 + Аl2O3 В зависимости от климатической обстановки процессы выветривания протекают с различной интенсивностью, в связи с 140 Общая геология чем образуются различные типы кор выветривания: обломочная, глинистая, нонтронитовая и латеритная. По условиям образования и форме коры выветривания подразделяются на площадные и линейные. Площадная кора выветривания развита на больших площадях и чехлом перекрывает материнские породы, за счет которых она образовалась. Пластообразные по форме, зональные по строению площадные коры выветривания по размерам колеблются от нескольких десятков до тысяч метров в поперечнике при мощности от десятков сантиметров до первых десятков метров. Линейные коры выветривания возникают вдоль систем трещин или на контакте разных по составу горных пород и имеют форму жилообразных тел. Такие тела протягиваются по простиранию на сотни метров, а на глубину – несколько десятков метров, реже – на 100–200 м. По времени образования коры выветривания подразделяются на современные и древние (ископаемые). Современная кора выветривания, обнаженная на поверхности Земли, слагается обычно элювием и продуктами его переработки вместе с почвенным слоем. Древняя кора выветривания обычно перекрыта более молодыми породами, предохраняющими ее от размыва. С древними корами выветривания связаны комплексы минералов и полезных ископаемых (бокситы, каолин, гидроксиды никеля и кобальта, железа, марганца и др.). С продуктами разрушения коренных пород связан еще один процесс, имеющий жизненно важное значение – почвообразование, которое протекает под влиянием органических веществ. Верхний слой коры выветривания, рыхлый и способный впитывать воду, благоприятен для жизнедеятельности бактерий и различных растительных организмов. Постепенно происходит обогащение верхнего слоя коры выветривания продуктами жизнедеятельности организмов и их отмирающими остатками. Разложение органических веществ в присутствии кислорода приводит к их гумификации, т. е. к образованию перегноя или гумуса. Этот слой коры выветривания, обогащенный гумусом и называется почвой. Состав почв определяется рядом факторов, к которым относятся климат и рельеф местности, растительный покров, ми141 Байбатша А. Б. неральный состав коренных пород и т. д. Доминирующими факторами являются климат и рельеф, поэтому в равнинных областях характер почв определяется широтной зональностью, а в горных – рельефом. Почву можно рассматривать как современную кору выветривания, существенно измененную биохимическим воздействием растительных и животных организмов. Кроме того, в разрезах четвертичных отложений часто наблюдаются погребенные почвенные горизонты в виде отчетливо выраженных горизонтов перегноя. Древние почвы наблюдаются в составе осадочной оболочки в виде торфа, бурых и каменных углей уже палеозойской эры. 7.1.4. Значение процессов выветривания Процессы выветривания производят преобразования верхних горизонтов земной коры. В ходе выветривания происходит дробление и химическое разложение плотных и крепких магматических, метаморфических и осадочных пород и превращение их в рыхлые, легко разрушаемые образования. Увеличение степени трещиноватости и пористости в процессе физического выветривания, изменение минерального состава, структуры и текстуры материнских пород при химическом выветривании, ведут к изменению физико-механических свойств пород, находящихся в зоне выветривания. Выветрелые горные породы отличаются повышенной пористостью и, как следствие, повышенным водопоглощением. Их прочностные показатели значительно ниже, чем у свежих горных пород. Поэтому выветрелые породы слабо устойчивы в обнажениях подземных горных выработок, в откосах карьеров и естественных обнажениях. Они являются средой зарождения осыпей, обвалов, селей и оползней. Вместе с тем выветрелые породы легче разрабатываются. В практике, учитывая важность физико-механических и в первую очередь прочностных свойств горных пород, применяется показатель – степень выветрелости или коэффициент выветрелости (КВ). Под степенью (коэффициентом) выветрелости понимают отношение плотности выветрелой породы к плотности невыветрелой. Этот показатель характеризует уменьшение 142 Общая геология плотности и прочностных свойств породы под влиянием физического и химического выветривания. Важное значение приобретает правильная оценка свойств выветрелых горных пород при проектировании карьеров, выборе крутизны и конструкции откосов дорожных выемок, строительных котлованов и бортов карьеров, при подсчете запасов кондиционных блоков естественных каменных строительных материалов (мрамора, гранита, кварцита и др.), при установлении мощности зоны съема выветривания пород и глубины заложения фундаментов для возведения инженерных сооружений и т. д. С процессами выветривания связано образование и изменение различных месторождений полезных ископаемых. Рыхлые продукты физического выветривания – щебень, валуны, гравий, песок и отчасти глины, представляют собой ценные строительные материалы, используемые в различных отраслях промышленности. В процессе образования элювия из первичных пород высвобождаются многие стойкие минералы, образующие элювиальные россыпные месторождения золота, платины, касситерита, ильменита, алмазов и др. В результате химического выветривания возникают месторождения каолинов, бокситов, никелевых, железных и марганцевых руд. 7.2. Денудация Денудация (от лат. денудацио – обнажение) – процессы удаления (сноса и переноса) продуктов выветривания с места их образования, приводящие к обнажению коренных пород внешними геологическими агентами. Эти геологические агенты называются агентами денудации и к ним относятся следующие: ветер, поверхностные и подземные воды, ледники и моря. Денудационные агенты, перемещая продукты выветривания с возвышенностей в пониженные участки, приводят к разрушению земной поверхности, транспортировке и переотложению материала разрушения и образованию выровненных форм рельефа и осадконакоплению. 143 Байбатша А. Б. Воздействие экзогенных факторов особенно наглядно проявляется в горных системах, где процессы денудации протекают с высокой скоростью. Целые горные страны под действием денудации превращаются в слабо всхолмленную равнину. Последующее вздымание первичной денудационной поверхности приводит к углублению существующей речной сети и созданию системы глубоких ущелий – каньонов. Таким образом, восходящие эндогенные движения полностью компенсируются процессами денудации. Образовавшаяся при этом плоская возвышенность, сложенная интенсивно дислоцированными породами и изрезанная глубокими каньонами, называется предельной равниной – пенепленом. Одной из характерных форм рельефа, образованных при моноклинальном залегании пород, является куэсты – гряды с резко асимметричными склонами. Пологий склон соответствует углу моноклинального падения слоев, а крутой – образуется на участке их денудационного срезания. Куэстовый рельеф характерен для неоднородных по составу и прочности пород, подвергающихся интенсивной денудации. 7.3. Аккумуляция Аккумуляция – геологические процессы, в результате которых рыхлые продукты выветривания горных пород накапливаются в понижениях рельефа – в речных долинах, озерах, болотах, морях и океанах. Накопление обломочного материала и осаждение растворенного вещества называются седиментацией (осадконакоплением). Области накопления и осаждения материала называются седиментационными бассейнами. Процессы аккумуляции могут протекать как на дне водоемов в водной (субаквальной), так и на суше в воздушной (субаэральной) среде. Осаждение может происходить путем физического оседания материала из движущегося потока, когда силы тяжести переносимого вещества выше давления транспортируемой среды, а также благодаря выпадению растворенных минеральных веществ из истинных или коллоидных растворов при достижении предела концентрации. Важную роль в осадконакоплении играет жизнедеятельность животных и растительных организмов. 144 Общая геология Контрольные вопросы: 1. Экзогенные геологические процессы, их виды и источник энергии. 2. Выветривание и факторы, влияющие на его интенсивность. 3. Физическое выветривание, его виды и результаты. 4. Химическое выветривание, его виды и результаты. 5. Продукты выветривания. 6. Значение процессов выветривания. 7. Денудация, ее значение и агенты. 8. Аккумуляция и ее значение. 145 Байбатша А. Б. 8. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ЭКЗОГЕННЫХ АГЕНТОВ Все экзогенные (денудационные) агенты совершают геологическую работу по общей схеме, в которой можно выделить три этапа. На первом этапе происходит разрушение коренных пород, обнажающихся на поверхности или находящихся под воздействием экзогенных агентов. На втором этапе под действием тех же агентов происходит снос и транспортировка продуктов разрушения, т. е. эти массы перемещаются к бассейнам седиментации. Количественно живая сила транспортирующего агента оценивается по формуле F = mV 2/2, где m – масса агента; V – его скорость. На третьем этапе осуществляется накопление перенесенных продуктов разрушения, т. е. их седиментация, например в виде песчано-глинистых отложений пустынь или осадков в реках, озерах или морях. 8.1. Геологическая деятельность ветра (эоловые процессы) Ветры – воздушные течения в атмосфере. Неравномерный нагрев поверхности Земли, вследствие ее различной отражательной способности и неодинаковых углов падения солнечных лучей, вертикальное распределение температуры в атмосфере и сезонные ее колебания обусловливают как горизонтальные, так и вертикальные перемещения воздуха. Результатом перемещений воздушных масс являются вариации атмосферного давления, составляющего 101 кПа на уровне моря. Так, в Агате (Среднесибирское плоскогорье) было зафиксировано повышение атмосферного давления до 108 кПа. В Тихом океане во время тайфуна “Иди” было отмечено самое низкое давление – 87 кПа. Действие факторов, вызывающих перемещение воздуха, осложняется особенностями формы и вращения Земли, рельефом ее поверхности и т. д. В целом в приземном слое действует целая система постоянных, периодических и непериодических ветров. К постоянным ветрам следует отнести пассаты, дующие вдоль экватора с востока на запад. Они представляют собой планетарные постоянные перемещения воздуха от субтропиков к экватору, однако вращение Земли относит их к западу. Поэтому в се146 Общая геология верном полушарии пассаты направлены с северо-востока, а в южном – с юго-востока. К постоянным также относятся западные ветры умеренных широт, дующие в восточном направлении с сороковых-шестидесятых широтах обоих полушарий (рис. 8.1). Рис. 8.1. Планетарная система воздушных течений: 1 и 5 – западные ветры; 2 и 4 – спокойная зона; 3 – пассаты; стрелка показывает направление вращения Земли Ветры периодического действия обусловлены различиями в скорости нагревания воды и суши. К ним относятся муссоны, связанные с сезонными колебаниями температуры воздуха и направленные летом с моря на сушу, а зимой с суши на море. Суточные колебания температуры способствуют возникновению другого ветра периодического действия – бриза, направленного днем с моря на сушу, а ночью – наоборот. К ветрам периодического действия относятся также горно-долинные ветры, связанные с неодинаковым нагревом и охлаждением гор и долин в течение суток. Разность температур воздуха приводит к возникновению ветра, направленного днем из долины к склонам гор, а ночью – с гор в долину. Например, город Алматы расположен в зоне влияния таких ветров. К непериодическим ветрам относятся бури, смерчи и тропические циклоны. Возникновение этих ветров обычно связано со сложным сочетанием факторов (давления, температуры, влажности воздуха и др.), поэтому их образование, как правило, бывает неожиданным, а прогнозирование представляет исключительную трудность. 147 Байбатша А. Б. По скорости движения воздушных масс, определяющей силу их воздействия на окружающие предметы, выделяют следующие виды состояния атмосферы: штиль (скорость до 0,5 м/с), слабый, умеренный, свежий и сильный ветер (0,5–20 м/с); буря, шторм (20–40 м/с); ураган (более 40 м/с). Кроме того наблюдаются воздушные потоки, совершающие круговое движение вокруг центров высокого и низкого давления. Они представлены так называемыми пылевыми вихрями и смерчами. Бури часто связаны с отдельными районами, где они носят местные названия: афганец – в средней Азии; самум – в Аравии; хамсин – в Сахаре; мистраль – в Южной Франции и др. В прибрежных районах известны новороссийская бора, норд у берегов Каспийского моря, баргузин на Байкале и др. В открытом море бури называются шквалами. Смерчи, или торнадо, представляют собой вращающиеся вихри воронкообразной формы. Высота смерча может достигать 2–3 км, а ширина у поверхности Земли обычно не превышает нескольких сот метров. Скорость вращения воздуха достигает 50–100 м/с, что и обусловливает значительную разрушительную силу смерчей. Возникнув в результате резкого падения атмосферного давления, смерч может пройти от нескольких метров до сотен километров. Скорость перемещения смерча обычно 50–70 км/ч. Однако наиболее грозные явления природы, связанные с ветрами, называются тропическими циклонами (ураганами, тайфунами). Они представляют собой крупные атмосферные вихри диаметром в несколько десятков или даже сотен километров и высотой 10–15 км, возникающие в тропических широтах. Тропический циклон обладает значительной центробежной силой, создающей в центре вихря область отрицательного атмосферного давления. Стенки циклона образованы мощными облаками, перемещенными ураганным ветром, в то время как в центре, или глазе циклона, стоит относительно хорошая безоблачная погода. В плане тропический циклон представляет собой крупный облачный вихрь спиралевидной формы. Особенности вращения Земли обусловливают направление вращения вихря, а также его медленное перемещение с господствующими ветрами (обычно пассатами). Вращение циклона в северном полушарии всегда 148 Общая геология направлено против часовой стрелки, а в южном – в противоположную сторону. Скорость его перемещения обычно не превышает 15–25 км/ч, в то время как скорость ветра на периферии вихря часто достигает 350 км/ч и более. Рекордная скорость ветра 416 км/ч была зафиксирована в апреле 1934 г. в США, следующая рекордная скорость 512 км/ч – в штате Оклахома в мае 1999 года. Ежегодно на планете регистрируется до 70–80 тропических циклонов, но только часть из них достигает разрушительной силы. По данным ЮНЕСКО, от тропических циклонов и связанных с ними наводнений ежегодно в среднем погибает около 15 тыс. человек. Например, тайфун «Хайян», который свирепствовал 9–11 ноября 2013 г., считается самым крупным за последние 100 лет. 30–31 апреля 2005 г. самый мощный за последнее время разрушительный тайфун «Катрина» зарегистрирована в Мексиканском заливе, который разрушил штаты Алабама, Миссисипи, Луизиана, Новый Орлеан (США). Его скорость первышала 240 км/ч. Последствие тайфуна отмечено в виде огромного экономического ущерба, погибло более 15 тыс. человек (по неофифиальным данным гораздо больше), пострадало более 100 тыс. человек. Вышло из строя 30 нефтедобывающих платформ в заливе, были разрушены сотни нефтеперерабатывающих заводов и промышленных предприятий в городах названных штатов. Разрушены сооружения и здания побережья. Общий ущерб, нанесенный тайфуном, превышает 200 млрд долл. В последние годы получены данные о существовании мощных ветров так же и в верхней части тропосферы и в стратосфере. Эти ветры, называемые струйными течениями, изучены пока недостаточно. Установлено, что это огромные воздушные реки шириной в сотни километров, проходящие на высоте 10–20 км и имеющие скорость до 800 км/ч. Все геологические явления, связанные с деятельностью ветра, называются эоловыми процессами (эол – бог ветра в древнегреческой мифологии), и отложения, образовавшиеся при помощи ветра, называются эоловыми. Разрушительная работа ветра. Геологическая работа ветра в значительной степени определяется его большой скоро149 Байбатша А. Б. стью. О силе ветра свидетельствуют примеры значительных разрушений, производимых бурями: мистраль нередко опрокидывает железнодорожные вагоны; смерч может поднимать в воздух и переносить на значительные расстояния не только песок, но и гальку, и камни довольно крупных размеров. Особенно большую работу способны производить тропические тайфуны, опрокидывающие каменные дома и с легкостью выбрасывающие на сушу океанические корабли. Породы, обнажающие на поверхности, разрушаются как за счет силы ветра, так и с помощью переносимых им песка и пыли. Частицы, переносимые ветром, ударяются о поверхность обнаженных горных пород, в результате таких ударов, повторяющихся многократно, мягкие участки коренных пород разрушаются и на поверхности образуются ниши, желоба, борозды, штрихи и т. д. Вытачивание ветром на горных породах различных углублений, а также штриховка и полировка скал называется корразией (лат. корразио – обтачиваю). Формы проявления корразии многообразны. Расширение трещин, возникающих в коренных породах в результате выветривания, приводит к созданию таких своеобразных форм рельефа, как эоловый город, описанный В. А. Обручевым в Жонгарии, или известные как Красноярские столбы. При непосредственном соприкосновении воздушных струй с рыхлыми или слабосцементриванными горными породами происходит выдувание и унос материала. Выдувание, унос и развеивание твердых частиц коренных пород ветром называется дефляцией (от лат. дефляцио – выдувание, развеивание). Скорость дефляции определяется силой ветра, характером залегания, прочностью пород и т. д. Особенно интенсивно протекает дефляция там, где хорошо развиты процессы выветривания. В горных долинах в результате выдувания обнажающихся пластов, сложенных менее прочными породами, образуются различного рода углубления, на равнинах дефляция приводит к сдуванию верхнего рыхлого слоя. В засушливых районах в результате дефляции происходит сдувание слоя соли с поверхности солончаков. 150 Общая геология Транспортирующая работа ветра. Работа ветра особенно заметна при переносе обломочного материала. Дальность переноса, количество и способ переноса материала зависят от крупности переносимых частиц и скорости ветра. Так, при скорости до 6,5 м/с ветер легко переносит пыль, диаметр частиц которой не превышает 0,25 мм. Сильный ветер со скоростью до 10 м/с способен переносит песок с диаметром частиц 1 мм, а штормовой ветер (до 20 м/с) переносит уже мелкие камешки диаметром до 4 мм. Пылевидные частицы размером до 0,05 мм легко переносятся ветром на расстояние в несколько тысяч километров, обломки диаметром 0,5–2 мм могут быть унесены за сотни километров от мест первичного залегания. Имеются свидетельства переноса пассатами пыли из Сахары через Атлантический океан на расстояние 2–2,5 тыс. км. Количество переносимого ветром материала достигает сотен тысяч и даже миллионов тонн. По подсчетам, объем пыли, поднятой средней бурей, достигает 25 км3, что составляет массу в 50 млрд т. Созидательная работа ветра. Ветер совершает большую созидательную работу, формируя своеобразные положительные и отрицательные формы рельефа. В зависимости от рельефа местности, характера покрывающей ее растительности и господствующего ветрового режима начинается аккумуляция переносимых ветром материалов. Образующиеся песчано-глинистые породы называются эоловыми отложениями. Особенно интенсивно образование эоловых отложений протекает в районах с засушливым климатом, с резкими суточными и сезонными колебаниями температур. Такие территории с предельно засушливым климатом, где испарение с открытой поверхности намного превышает количество атмосферных осадков, называют пустынями. В зависимости от рельефа пустыни могут быть гористыми и равнинными. По характеру господствующих процессов и эолового материала пустыни делятся на каменистые (в случае преобладания дефляции), песчаные и лёссовые (в случае преобладания аккумуляции). Пустыни на нашей планете занимают огромные площади. Так, в Азии они составляют 2156 тыс. км2, т. е. 5,4 % площади континента, в Африке – 6550,5 тыс. км2 (21,6 %). В СНГ площадь пустынь около 2 млн км2, четверть из них приходится на долю Туркмении, в которой пустыни составляют 90 % территории (рис. 8.2). 151 Байбатша А. Б. Рис. 8.2. Песчаные массивы пустынь и полупустынь в Средней Азии и Казахстана Наиболее распространены песчаные равнинные пустыни со специфическими формами рельефа. К таким формам относятся барханы – асимметричные песчаные холмы серповидной формы (рис. 8.3). Они образуются при одном господствующем направлении ветра. Рост этой формы рельефа песчаных пустынь обычно начинается у какого-либо препятствия (куст саксаула, камень и т. д.), постепенно формируются наветренный и подветренный склоны. Высота барханов достигает 10–20 м (иногда 200–300 м), а скорость передвижения по направлению господствующих ветров – 200 м/год. Рис. 8.3. Бархан: а – в разрезе; б – вид сверху; 1 – наветренный склон; 2 – подветренний склон 152 Общая геология Дюна – песчаный холм серповидной формы, напоминающий бархан, но в отличие от него у дюны рога направлены навстречу ветру. Дюны образуются на влажном основании, поэтому распространены по берегам крупных рек и морей. В пределах песчаных пустынь барханы обычно объединены в цепи или гряды, состоящие из многих сотен одиночных барханов. Длина такой гряды, ориентированной перпендикулярно к направлению ветра, может достигать 20 км при ширине 1 км. Расстояние между грядами 1,5–2 км. Особенностью отложений песчаных пустынь является их подвижность. Перемещение барханов и дюн по господствующему направлению ветра приводит к засыпанию лесов, лугов, рек, селений. Древние египетские города (Луксор, Корнак и др.) за 4000 лет несколько раз засыпались песчаными отложениями и освобождались от них. Характерной формой рельефа глинистых пустынь являются неглубокие котловины – такыры, покрытые глинистой коркой. При ее растрескивании образуется поверхность, состоящая из многоугольных плиток с линейными размерами 7–12 см. Другая форма рельефа глинистых пустынь – соры, или солончаковые пустыни. Они возникают на месте высохших соляных озер, покрытых рыхлым слоем глины и соли. Лёссовые пустыни образуются на участках аккумуляции самых мелких пылевых частиц, переносимых ветром. Накопление таких частиц (более 50% размером 0,05–0,1 мм) приводит к формированию рыхлой и пористой породы палево-желтого цвета – лёсса. Лёсс покрывает обширные пространства на земном шаре. Так, пояс лёссовых отложений вдоль предгорья Алатау тянется с востока на запад почти на 1500 км. Они хорошо видны по южной стороне Алматы в виде ступенчатой формы рельефа и характерному палево-желтому цвету отложений. На лёссовых отложениях Коктобе сооружена высотная телевышка. Мощность лёссовых отложений в Китае достигает 170 м. В горных равнинах характерно образование одиноких скал причудливой формы, так называемых останцов. В горных долинах в результате выдувания обнажающихся пластов, сложенных менее прочными породами, образуются различного рода углубления. Процессами дефляции, по-видимому, обусловлено 153 Байбатша А. Б. происхождение бессточных впадин – котловин выдувания в Средней Азии, удлиненных долин – ваади в Африке, ноздреватых или сотовых скал и некоторых других отрицательных форм рельефа. Кроме плоского выдувания иногда образуются формы бороздового выдувания. Это способствует углублению дорог, особенно в неплотных, рыхлых породах обусловливает образование глубоких рытвин, называемых хольвегами, глубина которых достигает 5–6, а иногда и 30 м. Общей особенностью эоловых отложений является их невысокая прочность. Эоловые пески, глины и лёсс обычно слабо сцементированы и представлены хорошо окатанными, тонкозернистыми частицами. Для эоловых песков, кроме того, характерна неправильная, косая слоистость, обусловленная многократными изменениями ветрового режима. Контрольные вопросы: 1. Что такое ветер, и какие его виды бывают? 2. Что такое корразия и дефляция? 3. Какие положительные эоловые формы рельефа формируются? 4. Какие отрицательные эоловые формы рельефа формируются? 5. Что такое лёсс и лёссовые пустыни? 6. Что такое барханы и дюны, как они формируются и чем отличаются? 154 Общая геология 9. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОВЕРХНОСТНЫХ ВОД Выпадающие на поверхность суши атмосферные осадки частью испаряется обратно в атмосферу, частью стекает по поверхности в виде дождевых и талых снеговых вод и частью просачивается в почву. Осадки, стекающие по поверхности суши в виде дождевых и снеговых вод, составляют поверхностный сток. Осадки, просачивающиеся в почву, грунты и пополняющие запасы подземных вод, питают подземный сток. Реки, дренирующие континенты, собирают как воды поверхностного, так и подземного стока и сбрасывают их в озера, моря и океаны. Перемещение речных вод в озера и моря называется речным стоком. Речной сток идет на пополнение воды, испаряющейся с поверхности озер и Мирового океана в целом. Замкнутые впадины на поверхности суши, заполненные водой, называются озерами. Озера питаются водами поверхностного, речного, земного и подземного стока и не имеют непосредственной связи с Мировым океаном. На планете существует постоянный круговорот воды по схеме: испарение с поверхности Мирового океана осадки на поверхности суши сток поверхностный и подземный (рис. 9.1). Рис. 9.1. Круговорот воды в природе 155 Байбатша А. Б. Этот круговорот называется большим круговоротом воды в природе, в отличие от малого, при котором испаряющаяся с поверхности Мирового океана вода выпадает в виде осадков на его поверхность. Круговорот воды, совершающийся в пределах суши континентов, называется местным. Следовательно, все поверхностные воды континентов делятся на три вида: 1) поверхностный сток; 2) речной сток; 3) озера и болота. В деятельности поверхностных вод, как и у других экзогенных агентов, можно выделить этапы разрушения (эрозия, денудация) коренных пород, переноса (транспортировка) и накопления (аккумуляция) продуктов их разрушения. 9.1. Работа поверхностного стока Разрушительная работа. Дождевые струи, покрывающие земную поверхность во время ливня сплошной пеленой, обладают минимальной массой. Сливаясь, струи образуют ручейки и временные потоки, обладающие значительной кинематической энергией. Разрушительная деятельность, т. е. эрозия дождевых струй, приводит к растворению некоторых минералов, вымыванию и уносу слабо закрепленных обломков, образовавшихся под действием процессов выветривания, и называется площадным смывом. Эрозионная деятельность воды при площадном смыве носит временный характер и проявляется только во время дождей и таяния снегов или горных ледников. Периодическое выпадение осадков и таяние снега приводят к образованию временных потоков на склонах возвышенностей. Эти мелкие струйки – миниатюрные водные потоки глубиной от 2–3 до 10–25 см – распределяются на склонах более или менее равномерно, образуя сеть мелких плоскодонных безрусловых ложбин – деллей, или эрозионных борозд и рытвин. В пределах склона эрозионная деятельность поверхностных вод практически прекращается, здесь происходит в основном накопление делювия. Еще дальше от уступа располагается педимент – выположенный участок, в пределах которого уклон поверхности обычно не превышает 5–7о. Здесь кинематическая энер156 Общая геология гия водных струй невелика и поэтому на поверхности педимента происходит отложение лишь самых мелких и легких обломков. Длительное воздействие площадного смыва приводит к разрушению уступа и параллельному отступанию склона вверх, к вершине. Площадь, занимаемая обломочным склоном и педиментом, расширяется и происходит педиментация района. Педиментация – сложный и многоступенчатый процесс. Естественно, что он обусловлен воздействием не только площадного смыва. Одновременно разрушению уступа способствуют процессы выветривания и деятельность экзогенных агентов. Конечным результатом педиментации является выравнивание рельефа (рис. 9.2). Скорость водной эрозии существенно зависит также от прочности коренных пород. Этот фактор в значительной мере определяет контрастность морфологических форм рельефа. В районе с выходами прочных пород уступ имеет значительную высоту, а скорость его разрушения невелика. Если обнажаются рыхлые породы, легко подвергающихся размыву, уступ невелик или вообще отсутствует – вершина практически сразу обрамляется обломочным склоном, который, в свою очередь, плавно переходит в педимент. Таким образом, разрушительная деятельность площадного смыва велика. Смыв, как отмечалось выше, производится рассредоточенными струйками дождевых и талых вод. В результате работы сосредоточенных потоков – ручейков возникают основные линейные формы размыва поверхности склона: рытвины и овраги. Струйки и ручейки, способные углублять свои русла, вначале приводит к образованию на склонах коротких размывов – рытвин, при дальнейшем росте которых возникают овраги. В условиях горного рельефа водотоки разрабатывают глубокие ущелья. Оврагами называются удлиненные и крутостенные рытвины, прорытые ручейками. В образовавшиеся овраги устремляются струйки дождевых вод. Таким образом, овраги превращаются в водосборные канавы дождевых и талых вод. По мере роста оврага растет дренирующее влияние оврага и площадь водосбора. Вместе с этим увеличивается и число побочных оврагов, которые размываются ручейками, стекающими в главный овраг. В результате появляется разветвленная сеть овражков, сливающихся в один главный ствол оврага. 157 Байбатша А. Б. Рис. 9.2. Схема разрушения уступа поверхностными текучими водами: 1 – овраги; 2 – обвалы, оползни; 3 – осыпь; 4 – делювий; 5 – осадки; 6 – коренные породы; стрелка показывает направление разрушения уступа; I – уступ; II – склон; III – педимент Транспортировка продуктов размыва при площадном смыве и временными водотоками производится на относительно небольшие расстояния. Перенос обломочного материала струйками и потоками воды сопровождается шлифованием и царапанием русла потока, т.е. явлениями коррозии. Наряду с этим также имеет место химическое растворение омываемых потоком горных пород, т. е. коррозия. Аккумулятивная деятельность вод плоскостного смыва проявляется в формировании в нижней части и у подножья склонов скоплений обломочного материала – делювия (см. рис. 7.1), представляющего собой отложения слабо сорти158 Общая геология рованного мелкообломочного материала с тонкой слоистостью, с характерной плащеобразной формой залегания (делювиальные шлейфы). В составе делювия преобладают суглинки и супеси, обогащенные в разной степени более крупными обломками (песками, дресвой, щебнем). В строении делювия проявлены признаки водной сортированности. Она выражается в уменьшении крупности материала от вершины к основанию делювиального шлейфа, а также снизу вверх по разрезу (рис. 9.3). Вниз по склону в зависимости от состава коренных пород в строении делювиального шлейфа участвует щебнистый, дресвянистый, супесчаный материал до лёссовидных суглинков и глин. В отложениях наблюдается тонкая параллельная склону слоистость, отчетливая в грубых и неявная в тонких разностях. Мощность делювиальных отложений обычно составляет несколько метров, но может достигать 10–15 м. Рис. 9.3. Строение делювиальных покровов у подножий пологих (А) и крутых (Б) склонов (по А. А. Чистякову, М. В. Макаровой, В. И. Макарову): а-в - фации делювия (а – присклонная, б – срединная, в – периферическая):1 – песок; 2 – щебень, галька; 3 – супесь; 4 – суглинок; 5 – коренные породы 159 Байбатша А. Б. Делювиальный процесс ведет к выполаживанию склонов. Однако сглаживание и срезание неровностей происходят очень неравномерно. Прочные породы, разрушающиеся значительно медленнее, образуют выступы на склонах; тогда как на месте легко разрушающихся отложений образуются ложбины. В целом делювиальные склоны отличаются сглаженными выпукло-вогнутыми формами с широким развитием аккумулятивных шлейфов, характерных для равнинных стран. Геологическая деятельность постоянных и временных русловых водных потоков называется флювиальным процессом. Временные водные потоки возникают при выпадении атмосферных осадков или таянии ледников. Флювиальные формы образуют генетический ряд, включающий эрозионные борозды, рытвины, промоины, овраги, балки, речные долины. В строении делювиальных толщ может отмечаться зональность, выраженная в закономерном распределении материала по крупности обломков и плотности относительно поверхности подножия склона. В верхней части делювиального шлейфа мощность колеблется от нескольких сантиметров до 1–2 м. Затем у подножия склона она резко возрастает, достигая 10–15 м, а в низовой части шлейфа уменьшается до нуля. Делювий широко распространен на равнинах и склонах холмов, водоразделах, бортах речных долин, но встречается и в горных, где он приурочен к более пологим склонам. Временные русловые потоки (овражные и долинные) отлагают переносимый ими обломочный материал вблизи устья и образуют его скопления в виде конуса выноса. Особенно больших размеров конусы достигают в предгорных низменностях. Отложения конуса выноса получили название пролювия (от лат. пролюо – промываю). От вершины конуса выноса к его подножию меняется крупность обломочного материала – от гальки и щебня до супесей и суглинков. На самой периферии иногда происходит отложение глинистого материала. Пролювий характеризуется преимущественно плохой отсортированностью материала и слабой окатанностью обломков. Мощность пролювиальных отложений в центральной части конуса выноса колеблется от первых метров до 15–20 м. Также в значительных пределах изменяется длина конусов выноса, достигающая при мощных селевых потоках 1–3 км и более (рис. 9.3). 160 Общая геология Рис. 9.3. Конусы выноса горного потока Сель – временный горный поток с большим содержанием наносов от мельчайших частиц до крупных камней и глыб. Селевые потоки характеризуются внезапностью, масштабностью и огромной разрушительной силой. Они являются грозной стихией гор. Не зря в народе их называют черными драконами или черной смертью. Селевым потокам подвержены все горные регионы мира – Австрия, Франция, Италия, Япония, Китай, Перу, Чили и др. В СНГ к основным селеопасным зонам относятся горные районы Казахстана, Средней Азии, Кавказа, Карпат, Байкала и Камчатки. По мощности и разрушительности селей Казахстан занимает одно из первых мест в СНГ. Основными селеопасными районами республики являются Алматинский, Жонгарский и Таласский и Заилеский Алатау, Кетмень и Казахстанский Алтай. В республики насчитывается более 300 селевых бассейнов, где за период с 1841 г. по 1986 г. зарегистрировано около 780 случаев прохождения селей. Из них 83 % составили сели от выпадения ливневых дождей, 15 % – от прорыва морено-ледниковых озер и 2 % от землетрясений, в результате прорыва временных завальных водоемов, образованных оползнями и обвалами (рис. 9.4). 161 Байбатша А. Б. Рис. 9.4. Распределение случаев прохождения селей в горах Казахстана Горы Алматинского Алатау – классическая арена для проявления катастрофических селей. Здесь располагаются 10 крупных селевых бассейнов, 106 селевых русел, отмечено 450 выбросов селей, или до 60 % от всех случаев, наблюдавшихся на территории Казахстана. Высокая селевая активность гор Заилеского Алатау обусловлено сложными сейсмологическими и гидрометеорологическими условиями. У подножия северного склона живописных гор Алатау на высоте 500–1000 м над уровнем моря на конусах выноса рек Малой и Большой Алматинок расположен г. Алматы – крупный научно-культурный и административно-экономический центр Казахстана. Под угрозой разрушительного воздействия селей находятся многие города Казахстана – Алматы, Иссык, Талгар, Каскелен, Сарканд, Жаркент и Текели с общим числом населения свыше 5 млн человек, а также экономически важные объекты. Поэтому проблема противоселевой защиты в Казахстане приобрела особо важное государственное значение. 162 Общая геология По количеству действующих селевых бассейнов, числу случаев и масштабности происхождения селей на территории Казахстана можно выделить четыре селеопасных района (рис. 9.5). Рис. 9.5. Селеопасные районы Казахстана (по У. К. Караманову, 1992) В настоящее время разработаны региональные схемы противоселевой защиты г. Алматы и других населенных пунктов республики. Первым примером успешной борьбы с селями в нашей стране и в мировой практике стало строительство комплекса противоселевой защиты Алматы. Были сооружены три селезадерживающие плотины: на реке Малая Алматинка 150-метровая плотина Медеу емкостью селехранилища 12,6 млн м3 и 17-метровая плотина Мынжылкы емкостью 0,22 млн м3, а на реке Большая Алматинка – 40-метровая плотина емкостью 8,2 млн м3. Катастрофические сели в районе города Алматы наблюдались в 1841, 1887, 1921, 1973–1977 гг. Все они причинили большие разрушения и значительный материальный ущерб. Особенно значительными были катастрофические ливневые сели 1921 г. (рис. 9.6). Стихия разразилась с 8 на 9 июля. Через г.Алматы селевой поток прошел тремя направлениями: по руслам Малой и 163 Байбатша А. Б. Большой Алматинок и Есенсай (б. Весновка). В течение пяти часов значительная часть города была превращена в руины и залита грязекаменной массой. Еще и сейчас многие огромные валуны и глыбы, вынесенные селем 1921 г., лежат в качестве “памятников” этой разрушительной стихии. Рис. 9.6. Улица Д. А. Кунаева (б. Карла Маркса) после селя 1921 г. 9.2. Работа рек Общие сведения. Всесторонним изучением рек занимается потамология. Реки играют важную роль в геологической жизни континентов. Совместно с временными потоками реки (постоянные или периодические водотоки) образуют так называемые русловый сток, работа которого в отличие от площадного смыва сосредоточена в отдельно узкой долине, называемой руслом. Реки – это непрерывно действующие русловые водотоки, собирающие атмосферные осадки и подземные воды с обширных территорий, называемых водосборными бассейнами. Около 68 % суши планеты дренируется реками, которые стекают в океаны и моря. Около 20 % воды, ежегодно выносимой реками, 164 Общая геология принадлежит Амазонке – величайшей по водности реке нашей планеты. Второе место по водности занимает река Конго. Самая длинная река мира – Нил (6 671 км) – не является самой водообильной, и бассейн у нее далеко не самый большой. Крупнейшие реки мира показаны на рис. 9.7. Крупных рек (длиной более 1000 км) на Земле около полусотни. Общая протяженность их составляет 180 000 км. Рис. 9.7. Крупнейшие реки мира На территории Казахстана известно порядка 85 тыс. различных рек. Реки совершают огромную работу по разрушению горных пород, транспортировке и отложению продуктов их разрушения. Количество продуктов эрозии, переносимых отдельными реками, измеряется многими миллионами тонн и зависит как от мощности речного потока, так и от характера размываемых пород. Так, Миссисипи ежегодно выносит в море более 210 млн м 3 осадков. Реке Хуанхэ принадлежит мировое первенство по количеству переносимых осадков. Если Нил в 1 м3 воды в среднем несет 1 кг взвешенных частиц, Амударья – 4 кг, а Хуанхэ – 34 кг. Максимальное количество частиц в 1 м3 Хуанхэ достигает 165 Байбатша А. Б. 580 кг. Подсчитано, что только Хуанхэ ежегодно уносит в море около миллиарда м3 наносов, приносимых в нее многочисленными притоками, размывающими крупнейшее в мире лёссовой плато. Твердые минеральные массы, переносимые реками во взвешенном или влекомом состоянии, образуют твердый сток рек. Продукты разрушения горных пород выносятся реками не только в твердом, но и в растворимом виде. Растворенные в воде минералы образуют химический сток рек. Твердый сток всех рек СНГ равен 472,3 млн т/год, что составляет около 3,7 % твердого стока всех рек земного шара. Химический сток рек СНГ достигает 374 млн т/год, или около 6 % химического стока всех рек мира. Таким образом, общая масса материала, разрушительного и вынесенного реками в озера, моря и океаны, для СНГ превышает 846 млн т/год. Суммарный твердый и химический сток всех рек континентов равен 16,8 млрд т/год. Таковы размеры разрушения (денудации) континентов. Следствием таких грандиозных по своему масштабу геологических процессов является еще общее снижение уровня поверхности суши. Величина этого снижения в среднем оценивается величиной 1 м в течение 12 тыс. лет. Разумеется, что темп денудации горных стран несравненно более высокий, чем средний темп денудации всех континентов. Горные сооружения и плоскогорья были уничтожены денудацией в течение геологического времени. На их месте сейчас обнаруживаются лишь корни этих сооружений. Примером этому служит Центральный Казахстан. Для зарождения реки необходимы два главных условия – источник питания и рельеф, допускающий движение водной массы. Источниками рек служат три вида стока: поверхностный, обычно аккумулирующий площадной смыв; ледниковый, обусловленный летним таянием ледниковых языков; подземный, связанный с деятельностью источников подземных вод (родников). В зависимости от характера рельефа реки разделяются на равнинные и горные. Равнинные реки текут в неглубоких и широких долинах, заполненных легко размываемыми рыхлыми отложениями. Для них характерны малые уклоны русла и спокойное течение. Горные реки протекают в глубоких и значительно более узких долинах, часто с каменным ложем. Они характери166 Общая геология зуются большим уклоном русла, быстрым течением, частыми порогами и водопадами. Соотношения поверхностного, ледникового и подземного стоков для некоторых горных рек Средней Азии приведены в табл. 9.1. Таблица 9.1 Соотношения стоков рек (по Е. И. Купряновой и др.) Река Большая Кызылту Нарын Дуоба поверхностный 28 31 60 Сток, % ледниковый 45 13 – подземный 27 56 40 Из названных источников питания рек наиболее стабильной и весомой является доля поверхностного стока. Ледниковый сток характерен только для рек, связанных с ледниковыми языками, причем доля этого стока колеблется в зависимости от колебаний среднегодовой температуры. Доля подземного стока обычно выше у равнинных рек и меньше у горных, протекающих среди скальных водонепроницаемых пород. В зависимости от преобладающего источника поверхностного стока реки подразделяются на две группы. К первой группе относятся реки, источником питания которых являются тающие весной снега и отчасти весенние и осенние дожди. Сюда входит большая часть равнинных рек, в том числе реки Центрального Казахстана – Сарысу, Нура, Ишим и др. Ко второй группе относятся реки с дождевым типом питания. Это большинство рек Дальнего Востока, а также Амазонка, Нил и Конго. К рекам, питание которых осуществляется за счет таяния горных ледников, относится большинство рек горных районов Центральной и Средней Азии. Реки перечисленных групп часто дополнительно питаются подземными водами. Доля подземного стока в общем балансе питания рек неодинакова в различных районах. Так, северные реки питаются грунтовыми водами на 30 %, реки средней полосы – на 10–20 %, а реки южной части СНГ – всего на 5–10 %. 167 Байбатша А. Б. Кроме того, некоторые реки характеризуются смешанным типом питания, например, реки Казахстана, Средней Азии, Кавказа, Индии и др. Вторым условием существования рек является наклон поверхности. Совокупность углублений рельефа, сливающихся в единую гидравлическую систему, в пределах которой осуществляется поверхностный сток, называется водосборной площадью реки, или ее бассейном. Площади бассейнов крупных речных систем с многочисленными притоками измеряются миллионами квадратных километров (рис. 9.8). Рис. 9.8. Бассейн реки Волги Естественными границами бассейнов служат возвышения рельефа – от крупных гор до невысоких, едва заметных холмов. Эти границы называются водоразделами. Форма бассейнов целиком определяется рельефом земной поверхности, обеспечивающим течение речной воды. В горных 168 Общая геология районах это вытянутые протяженные области, в равнинных условиях сложная форма русла и многочисленных притоков реки обычно обусловливает изометрические очертания бассейна. Этот же фактор, т. е. наклон поверхности, определяет положение устья реки. Бассейн может раскрываться в направлении моря, но может быть и замкнутым. В последнем случае река питает озеро, расположенное в пределах бассейна, в его наиболее пониженной части. Любая река характеризуется длиной (протяженностью), площадью бассейна (водосбора) и расходом воды в год. Если длина крупнейших рек измеряется тысячами километров, то площади их водосборных бассейнов достигают миллионов км2 (табл. 9.2). Таблица 9.2 Характеристика крупнейших рек мира Река Длина, км Амазонка Нил Миссисипи Янцзы Хуанхэ Конго Лена Волга Инд Дунай 6480 6450 6230 5700 5190 4640 4320 3690 3180 2850 Площадь бассейна, тыс. км2 7 050 2800 3248 1808 745 3690 2418 1380 960 816 Самой мощной рекой мира по расходу воды является Амазонка. Ее среднегодовой расход составляет 120 тыс. м3/с, а Енисея – 17,4 тыс. м3/с. Общая минерализация речных вод колеблется в широких пределах в зависимости от климатических условий. В областях с тропическим и субтропическим климатом средняя минерализация речных вод 0,5–1 г/л, в областях с аридным климатом – 3–5 г/л. Воды большинства рек СНГ слабо минерализованы (от 0,05 до 169 Байбатша А. Б. 0,5 г/л) и по составу растворенных солей относятся к гидрокарбонатному типу. Однако в засушливых областях Прикаспия и Казахстана некоторые реки имеют сульфатно-хлоридный состав вод и минерализацию около 5 г/л. В речных водах содержатся также живые организмы – водоросли, моллюски, рыбы и другие формы. Наиболее богаты органической жизнью реки тропических поясов. Независимо от типа реки в ней выделяют три части: верхнее течение или верховье, примыкающее к истоку; среднее течение (основное русло) и нижнее течение или низовье, заканчивающееся устьем – местом впадения реки в какой-либо водоем. В пределах бассейна у реки выделяют исток, русло и устье, а также приток. Русло реки обычно имеет довольно сложную форму, определяемую изменениями наклона поверхности и конфигурацией в плане. Форма русла в плане оценивается коэффициентом извилистости k, который представляет собой отношение истинной длины реки L (с учетом всех ее извилин) к кратчайшему расстоянию между истоком и устьем l, т. е. k = L/l. Коэффициенты извилистости рек неодинаковы. Например, для Волги и Днепра k = 2,2; для Дона k = 2,5; для Мологи k = 3,2; для Пьяны k = 5,5 и т. д. Среднее значение коэффициента извилистости рек европейской части СНГ составляет 2,25. Протекающая в реке вода расходуется на испарение и увлажнение почв. Участие рек в круговороте воды в природе отражено в уравнении водного баланса: P = S + V + E, где P – атмосферные осадки; S – поверхностный сток; V – подземный сток; E – суммарное испарение. Источники питания формируют режим реки, который определяется количеством воды в реке, ее уровнем и скоростью течения. Все эти факторы подвержены изменениями как в течение одного года, так и на протяжении многих лет. Наиболее высокий уровень, устанавливающийся в период таяния снега, т. е. в период половодья, называется высоким горизонтом; самый низкий уровень, устанавливающийся в период минимального поступления воды в реку (период межени), называется меженным горизонтом. Период резкого подъема воды в реке, вызванный затяжными дождями, называется паводком. В период половодья уровень воды в реке обычно повышается на 2–3 м, а на крупных реках – до 15–20 м. Реки при этом 170 Общая геология выходят из берегов и разливаются до 10–30 км в ширину. Наиболее высокий подъем уровня воды, достигший 60 м, зарегистрирован на р. Янцзы в 1876 г. Колебания уровня воды в реке приводит к изменению живого сечения реки, представляющего собой вертикальный поперечный разрез через реку. Скорость течения в разных точках живого сечения различна (рис. 9.9). Рис. 9.9. Направление и скорость течения v воды в реке. Циркуляция воды: а – во время половодья; б – в период межени; в – живое сечение Дуная у г. Вена с распределением скорости течения, см/с; 1 – живое сечение реки; 2 – стрежень В целом она зависит от уклона дна, массы воды в реке и характера русла. Последние два обстоятельства определяют форму и площадь живого сечения реки. Максимальная скорость обычно наблюдается над самым глубоким участком сечения реки на глубине, составляющей 1/3 максимальной глубины, минималь171 Байбатша А. Б. ная – в самых мелких участках живого сечения реки и в придонной части потока, где сказывается трение воды о дно. Проекция точек с максимальной скоростью течения на поверхность реки называется ее стрежнем. Поскольку живое сечение реки неодинаково в периоды половодья и межени, то скорость течения будет меняться не только в различных участках реки (в зависимости от рельефа дна реки), но и во времени. Минимальной она бывает в меженный период, максимально – в период половодья, когда увеличивается по сравнению с межевым периодом в 2–3 раза. Разрушительная работа рек – эрозия. Протекая по поверхности различных горных пород, потоки воды производят преимущественно механическую работу. Химическое воздействие рек минимально. Речная вода размывает дно русла, постепенно врезаясь в породы, а затем разрушает и берега, промывая их основание. В соответствии с этим различают два вида эрозии: глубинную (донную) и боковую. Практически в каждой реке можно обнаружить результаты проявления обеих форм эрозии. Как глубинная, так и боковая эрозия значительно усиливаются действием переносимых водой обломков горных пород. Чем больше скорость и количество текущей воды, тем более крупные обломки могут переноситься ею и тем выше интенсивность эрозионных процессов. Энергия, необходимая для размыва пород, их нивелирования, может быть определена по формуле E = mgh, где h – перепад высот, подлежащих размыву; g – ускорение свободно падения. С учетом предыдущей формулы (см. стр. 146) h = v2/2g. Следовательно, интенсивность размыва пород пропорциональна квадрату скорости течения реки. В свою очередь, скорость течения определяется уклоном русла. Интенсивность процессов глубинной эрозии обычно ослабевает с приближением к уровню, определяющему региональный уклон русла, – уровню водоема, в который впадает река. Уровень углубления ложа потока, ниже которого прекращается эрозионная деятельность водного потока, называется базисом эрозии. Этот уровень является естественным пределом углубления русла. Базис эрозии делится на абсолютный и местный. Абсолютным базисом эрозии является уровень Мирового океана. Местные базисы эро172 Общая геология зии представляют собой уровни водосборных водоемов. Например, для ручьев и малых рек это может быть уровни реки или озера, в которые они впадают. Выделяются также временные или подвижные базисы эрозии в виде различных препятствий для водных потоков (плотина или выходы прочных пород). Изменение высоты дна реки относительно базиса эрозии на протяжении всего русла отражает общий региональный наклон поверхности и, кроме того, характеризует особенности геологического строения территории, по которой протекает река. Такая кривая изменения высот называется ее продольным профилем. Форма продольного профиля реки определяется рядом факторов. К ним относятся: первичный рельеф земной поверхности по направлению наибольшего ската от истока до ближайшего моря, озера или реки; разность высот между истоком и устьем; число и места впадения притоков; прочность пород, по которым проходит русло реки и т. д. Впадение притока приводит к существенному увеличению количества воды в реке и естественно, сопровождается значительной донной эрозией. Интенсивность донной эрозии в местах распространения плотных пород (известняки, песчаники, граниты) ниже, чем на участках с рыхлыми, непрочными породами (пески, глины, лёссы). Это определяет и различную скорость выработки русла в таких районах, и различные формы речного дна – образование водопадов, перекатов, отмелей (рис. 9.10). Продольный профиль реки непрерывно углубляется. На участках крутого наклона дна происходит более быстрый размыв коренных пород, на пологих участках течение замедляется, начинается выпадение переносимого материала и отложение речных осадков. Как и педиментация, выработка продольного профиля реки подчиняется принципу пятящейся или регрессивной эрозии – это является общей закономерностью развития эрозии. Эту закономерность можно сформулировать так: прорытие склона текучими водами происходит от устья к истоку и начинается от определенной точки, находящейся у подножия склона или же на уровне водосборного бассейна, куда стекают воды данного потока – базиса эрозии. 173 Байбатша А. Б. Рис. 9.10. Продольные профили рек: а – выработка продольного профиля равновесия реки 1/; б – продольные профили рек: 1 – Сены; 2 – Луары; 3 – Рейна; h – высота; Бl – базис эрозии; А – исток; Б – устье Проиллюстрируем это на примере выработки простейшего продольного профиля реки 1II (см. рис. 9.10 а). Допустим, кривая 1I соответствует рельефу участка суши в момент зарождения реки. Точка Б – устье, отвечает положению базиса эрозии. В точках аоI, a1I и a2I в реку впадают притоки. Как отмечалось, глубинная эрозия осуществляется рекой в пределах всего русла, однако работа реки будет тем больше, чем больше масса воды. Естественно, что в точке аоI, где река пополняется водами всех притоков, масса воды будет наибольшей, а, следовательно, и эрозионные процессы будут протекать наиболее интенсивно. На участке aoIбoI река будет усиленно врезаться в породы, ложа и углубит свое русло, которое в конечном итоге займет положение Аa2Ia1IaoIбоIБ. В результате на участке aoIбoI возникает крутой уклон, вследствие чего возрастает скорость течения и усилива174 Общая геология ется глубинная эрозия выше точки aoI по течению. После нового углубления русла на участке a1IaoI дно реки займет положение Аa2Ia1Iб1IбоIБ. Так будет продолжаться до тех пор, пока русло не займет положение Аб2Iб1IбоIб2IБ. В верхнем течении реки эта кривая довольно крутая, в нижнем – почти горизонтальная. Одним из факторов, определяющих характер русла и отложения осадков, является форма течения воды в русле. Как известно, течение воды может быть ламинарным, когда водные струи движутся параллельно друг другу, не перемешиваясь, и турбулентным – с относительным перемешиванием струй, т. е. с завихрением. Практически движение воды в реках носит турбулентный характер, т. е. является вихревым, беспорядочным. Турбулентность потока вызывает перемешивание всей массы воды в реке. Ламинарное движение устанавливается только на отдельных участках реки, характеризующихся незначительными углами наклона русла. Даже на прямолинейных участках русла турбулентные потоки создают довольно сложную систему циркуляции струй, имеющих разный характер во время половодья и в период межени. В соответствии с этой системой в период половодья поверхностные течения способствуют боковой эрозии, подмыву берегов, а в период межени – углублению русла, донной эрозии. Длительное проявление донной эрозии завершается установлением равновесия между эрозионной способностью протекающей в русле воды, с одной стороны, и прочностью пород, слагающих русло, с другой. Естественно, что в верхнем течении реки, где протекает небольшое количество воды, это равновесие будет достигнуто при довольно высокой скорости воды и большом уклоне. В нижнем течении, где река аккумулирует воду почти со всей водосборной площадки, равновесие может наступить только при очень малой скорости течения и незначительном уклоне. Кривая дна реки, на всем протяжении которой установилось равновесие между эрозией, рельефом и прочностью пород, называется продольным профилем равновесия. Реки с выработанным профилем равновесия характеризуются отсутствием донной эрозии практически на всем протяжении русла. Особую роль играет прочность пород, слагающих русло. При чередовании мягких и прочных пород в русле реки образуются пороги. Если река протекает по поверхности с расчленен175 Байбатша А. Б. ным первоначальным рельефом, в русле ее образуются водопады. Один из крупнейших водопадов мира – Ниагарский, расположенный на границе США и Канады. Ширина его 914 м, высота падения воды 50 м. Крупные водопады известны в Африке (Виктория, высота падения воды 120 м), в Южной Америке (Игуасу, 72 м), в Новой Зеландии (Сатерленд, 580 м) и др. Крупные водопады находятся на Кавказе, Тянь-Шане, Памире. Помимо порогов и водопадов в реках существуют и промежуточные формы перепада – водоскаты. У водоскатов вода обычно не падает вертикально, а стремиться низвергаться по крутому скальному ложу. Примером может служить водоскат Иматра (Финляндия) с перепадом высот по вертикали 15 м. Перенос (транспортировка) минерального вещества. Реки переносят обломочный материал различной размерности – от крупных валунов до мелких илистых частиц. Чем больше скорость течения воды, тем более крупные обломки переносит вода. Перенос обломочного материала рекой осуществляется путем волочения по дну и во взвешенном состоянии. Мелкие частицы пелитовой, алевритовой и песчаной размерности переносятся рекой во взвешенном состоянии, причем вихревые течения препятствуют их оседанию. Количество материала, который может переноситься речными водами во взвешенном состоянии, пропорционально средней величине между скоростями течения в третьей и четвёртой степени. Более крупные обломки горных пород, такие, как валуны и галька, обычно перекатываются по дну. Согласно закону Эри, масса частиц, влекомых по дну, пропорциональна величине скорости течения в шестой степени. Несложные подсчеты показывают, что волочением по дну могут переноситься довольно крупные обломки горных пород. В процессе переноса обломочного материала происходит его сортировка – мелкие частицы переносятся на большие расстояния, крупные быстрее выпадают в осадок. Так, частица диаметром 0,1 мм при скорости 1 см/ч будет перенесена почти на 2 км, диаметром 0,03 мм – на 20 км. Скорость потока V, необходимая для переноса частиц различного размера (диаметра) d, приведена ниже: d, мм V, см/ч 176 0,1 2000 0,03 0,05 0,001 180 5 0,2 Общая геология Значительное количество минерального вещества переносится в растворенном состоянии. Подсчитано, что около 40 % всего транспортируемого материала переносится реками в растворе (химический сток). По данным М. Н. Страхова, в растворенном состоянии переносятся легкорастворимые соли (NaC1, КС1, МgSО4, СаSО4), карбонаты щелочных и щелочноземельных металлов (СаСО3, МgСО3, Nа2СО3), а также различные соединения Fе, Мn в виде как истинных, так и коллоидных растворов. Отложение осадков (аккумуляция). Геологическая работа, производимая реками, завершается отложением (аккумуляцией) переносимого материала. Отложение осадков происходит одновременно с эрозией и переносом минерального вещества. Нет ни одной реки, которая одновременно с эрозией и транспортировкой материала не откладывала бы обломочный материал при соответствующих условиях. Однако максимального масштаба процессы аккумуляции достигают на определенных стадиях развития реки, на отдельных участках русла. В целом все процессы, связанные с геологической деятельностью рек, в значительной степени определяются скоростью потока. Некоторая оптимальная скорость течения соответствует переносу обломочной частицы определенного размера, с увеличением скорости происходит эрозия русла, с уменьшением скорости – отложение осадка, седиментация. Отложения, накапливающиеся в речных долинах, характеризуются своеобразным строением, которое отличает их от морских или эоловых осадков. Эти отложения получили название аллювиальных, или просто аллювия. Особенности их строения определяются условиями образования. 9.2.1. Периоды и циклы речной эрозии На протяжении времени существования река переживает периоды юности, зрелости и старости. В период юности продольный профиль равновесия реки еще не выработан. Река течет по неровному рельефу, региональный уклон ее русла на всем протяжении чрезвычайно крутой, скорость течения велика; кое-где обособляются отдельные участки, развитие которых контролируется местными базисами эрозии. На этой стадии 177 Байбатша А. Б. развития реки происходят усиленные процессы глубинной (донной) эрозии, которые приводят к интенсивному углублению русла. Боковая эрозия в это время проявляется слабо, так как энергия реки в основном направлена на разрушение ложа и перенос продуктов разрушения. Быстрое углубление русла приводит к образованию долин, имеющих V-образную форму. Коэффициент извилистости реки на этой стадии минимален. Период юности в настоящее время переживают многие реки, текущие в горных районах. Они, как правило, характеризуются бурным течением, наличием порогов и водопадов. Долины их имеют форму ущелий и каньонов. Но мере выработки профиля равновесия река переходит в период зрелости. Этот период наступает при приближении рельефа речного дна к продольному профилю равновесия. В период зрелости река стремится углубить свое русло только в верхнем течении, где еще наблюдаются процессы глубинной эрозии. В среднем и нижнем течении зрелых рек глубинная эрозия сменяется боковой. Это приводит к значительному расширению ее долины, которая приобретает U-образную коробчатую форму. Для этой стадии характерно появление излучин – меандров, приводящих к увеличению коэффициента извилистости реки, образованию многочисленных рукавов, по которым вода течет параллельно основному руслу, и возникновению обширных аллювиальных равнин. На стадии зрелости скорость течения равномерно уменьшается от верховьев к устью. Для определения стадии зрелости реки ясно выраженных критериев не существует. Считается, что река вступает в стадию старости тогда, когда дно ее долины достигает ширины, во много раз превышающей ширину поймы меандрирующей реки. На этой стадии в среднем и нижнем течении реки происходят усиленные процессы боковой эрозии, откладываются осадки и образуются многочисленные меандры. Река на стадии старости характеризуется максимальным коэффициентом извилистости. В общем донная эрозия приводит к более интенсивному размыву коренных пород и обусловливает больший объем транспортируемого материала, чем боковая эрозия. Показателем этого может служить тот факт, что две такие разные реки, как Терек (длина 626 км) и Волга (длина 3694 км), переносят в год практически одинаковое количество наносов. При этом более молодая река Терек, 178 Общая геология переживающая стадии юности и зрелости (в нижнем течении), имеет сток всего 95 км3/год при стоке Волги 267,2 км3/год. Более того, Терек переносит в 3 раза больше влекомых (путем волочения и перекатывания) наносов. Это объясняется тем, что рельеф дна Волги, переживающей периоды зрелости и старости, ближе к профилю равновесия, и в ее русле доминирует боковая, а не донная эрозия. Образованию меандров, кроме интенсивной боковой эрозии, способствует ряд таких факторов, как неровности рельефа местности, по которой течет река, различная прочность пород, слагающих берега, и гидродинамические особенности речного потока (рис. 9.11). Рис. 9.11. Расположение и образование плесов, перекатов, стариц и меандров (по Галактионову) Двигаясь прямолинейно, струя водного потока (и переносимые ею частицы) при повороте русла ударяется о берег. В результате вогнутый берег интенсивно подмывается, становится 179 Байбатша А. Б. обрывистым, а дно реки у вогнутого берега заметно углубляется (сечение АА). Как указывалось выше, скорость течения возрастает в самых глубоких участках русла, так как здесь меньше сказывается трение воды о дно. Следовательно, у вогнутого берега скорость будет больше. У противоположного берега скорость заметно падает, так как глубина здесь меньше и, кроме того, возникают поперечные придонные течения. Эти течения захватывают с собой частицы обломочного материала и откладывают их у выпуклого берега. Именно здесь, как правило, и накапливаются аллювиальные отложения. Струи воды, ударяясь о вогнутый берег, отражаются и направляются вниз по течению к противоположному берегу (сечение ВВ), в свою очередь подмывая его. На этом участке берег начинает отступать, увеличивается кривизна изгиба русла реки и значительно расширяется долина. Последнее происходит не только за счет отступания береговой линии ниже изгиба, но и за счет перемещения самих изгибов реки вниз по течению. В результате большинство выступов, сложенных коренными породами, срезается, и долина приобретает плоскодонную форму (сечение СС). Меандры с коротким радиусом расширяются значительно быстрее, чем более крупные. Это происходит потому, что все изгибы реки стремятся приобрести радиус кривизны приблизительно одного и того же порядка. Ввиду постоянного увеличения кривизны реки в ходе подрыва вогнутых берегов и отложения материала у выпуклых, вершины двух соседних меандр, обращенных в одну сторону, сходятся все ближе, и между ними остается только узкий перешеек. В период половодья может произойти прорыв такого перешейка, основная масса воды устремится в новое, спрямленное русло реки, а петля окажется отрезанной. На отрезанной стороне остается покинутое русло, получившее название старицы. Старицы, как правило, имеют в плане подковообразную форму; в дальнейшем они часто превращаются в болото. В период старости реки в ее долине образуется широкая пойма, или пойменная терраса, – часть долины, заливаемая в половодье и возвышающаяся над руслом реки в меженный период. 180 Общая геология Периоды юности, зрелости и старости составляют цикл эрозии реки. Большинство рек проходит все эти стадии развития. В ряде случаев все стадии можно наблюдать у одной реки. Например, р.Терек в верхнем течении переживает период юности, в нижнем – это уже зрелая река. Цикл эрозии реки может быть неполным: в зависимости от рельефа начальной поверхности и слагающих ее пород река может сразу вступить в период зрелости, минуя юность, и т. д. Особенно это характерно для равнинных рек. Более того, уже сложившийся цикл эрозии может быть нарушен, например, после вступления в период старости может вновь наступить период юности реки, т.е. может произойти ее омоложение. Этому способствует ряд факторов, главными из которых являются: 1) понижение базиса эрозии, приводящее к увеличению уклона русла реки и возрастанию скорости ее течения, а также к возобновлению донной эрозии; 2) повышение какого-либо участка реки, обусловливающее изменение ее продольного профиля и увеличение уклона русла; 3) изменение климата района, в котором протекает река; особенно большое значение имеет увеличение количества выпадающих осадков, в результате чего возрастает масса воды в реке; к этому же приводит таяние ледников в верховьях реки, связанное с потеплением климата. Каждое омоложение реки вызывает новый цикл эрозии – появление донной эрозии, углубление дна, спрямление русла. При таком углублении русла аллювиальные отложения, слагающие пойму реки, оказываются выше новых пойменных осадков при новом базисе эрозии. Неразмытые остатки древних пойменных сооружений обычно образуют ступенчатые уступы, нависающие над новой поймой, и называются надпойменными террасами. Число террас соответствует количеству этапов омоложения (циклов эрозии), которые пережила река за время своего существования. Последовательность углубления русла при выработке нового профиля равновесия показана на рис. 9.12. 181 Байбатша А. Б. Рис. 9.12. Образование надпойменных террас при омоложении реки: а – первый цикл эрозии; б – первое омоложение; в – второе омоложение. I, II – надпойменные террасы Углубление реки при ее омоложении приводит к тому, что древние террасы располагаются выше молодых, подвергаются воздействиям выветривания и площадного смыва. Поэтому молодые террасы обычно лучше выделяются в рельефе. Надпойменные террасы нумеруются снизу вверх – от более молодых к древним: над уровнем поймы обычно выделяют первую, вторую, третью и т. д. Знакопеременные движения земной коры существенно усложняют приведенную схему последовательного омоложения и углубления русла реки. В разрезе Волги, например, погребенная долина олигоцен-миоценового возраста была значительно шире и глубже современной. Однако последующее погружение в плиоцене привело к затоплению речной долины и отложению здесь морских осадков. Современная долина формировалась уже на поверхности плиоценовых осадков и сейчас располагается выше миоценовой на 160–180 м. На левом берегу реки в настоящее время выделяются пять надпойменных террас различного возраста. 9.2.2. Речные аккумулятивные формы Созидательная работа рек проявляется в накоплении аллювиальных отложений и в образовании поймы и надпойменных террас. Для понимания созидательной работы рек необходимо 182 Общая геология рассмотреть строение поймы, древних надпойменных террас и характер слагающих их аллювиальных осадков (рис. 9.13). Рис. 9.13. Схема строения долины равнинной реки (рис. Н. П. Костенко): 1 – русло реки; 2 – пойма реки; 3 – зарастающая старица; 4 – надпойменная терраса; 5 – береговые валы; 6 – русловый аллювий; 7 – пойменный аллювий; 8 – старичный аллювий; 9 – склоновые отложения Пойма. Строение и рельеф поймы имеют, некоторые характерные особенности. Воды молодых рек, имеющих значительный уклон, обладают большой кинетической энергией. Эта энергия расходуется на донную и боковую эрозию, скатывание и истирание обломков коренных пород и их транспортировку. Поэтому пойма молодых рек состоит из аллювия, перемещаемого вниз по течению. Особенно быстро это перемещение осуществляется в период половодья, когда река волочит по дну огромные глыбы и валуны; в период межени перемещаются только мелкие обломки. Для зрелых и старых рек характерен иной тип аллювиальных отложений. На стадии, близкой к динамическому равновесию, донная эрозия практически отсутствует и поэтому материал поймы почти не перемещается вниз по течению. Миграция русла в долине приводят лишь к многократному перемыванию и переотложению аллювиальных осадков, округлению и скатыванию обломков. Этот тип речных отложений наиболее характе183 Байбатша А. Б. рен для большинства равнинных рек и называется перестилаемым или перстративным аллювием. В рельефе поймы выделяются следующие морфологические элементы. Прежде всего, вдоль русла обычно прослеживается русловая отмель, происхождение которой связано с понижением уровня воды в реке после паводка или половодья, когда река входит в прежнее русло и основная часть обломочного материала оседает у берегов. За отмелью, в центральной части поймы, как правило, сохраняется множество стариц и протоков. На участке, где центральная часть поймы сочленяется с коренным склоном долины, наблюдаются осыпи, оползни, образующие склоновый делювий (рис. 9.14, а). Рис. 9.14. Речные аккумулятивные формы: а – строение речной поймы: 1 – высокий горизонт; 2 – межень; 3 – русло; 4 – русловая отмель; 5 – пойма; 6 – русловый аллювий; 7 – пойменный аллювий; 8 – делювий; б – слоистость аллювия террасовых отложений р. Девица: 1' – суглинки, 2' – аллювий, 3' – пески и песчаники Наличие определенных элементов рельефа поймы во многом определяет и характер откладываемых здесь осадков. Речной аллювий состоит из двух слоев: нижнего, или руслового, и верхнего, или пойменного аллювия. Если русловой аллювий сложен серией песчаных или галечниковых линз, то пойменный аллювий представлен главным образом глинами и песчанистыми глинами с редкими лин184 Общая геология зами песка, отлагаемыми в период половодья (паводка). Эти два слоя различаются не только литологическим составом пород, но и характером залегания. В русловом аллювии отдельные песчаные линзы срезают одна другую, причем каждая характеризуется своим типом косой слоистости, своей текстурой. Здесь наблюдается закономерное погружение осадков сверху вниз, в нижней части присутствуют галечники с прослоями песка (рис. 9.14, б). Пойменный аллювий залегает почти горизонтально, в нем часто встречаются прослои и линзы торфа, в ископаемом состоянии представленные углями. В отложениях стариц также могут присутствовать торфяники. Иногда в аллювиальных осадках встречаются остатки пресноводной фауны – рыб и моллюсков; в ископаемом аллювии находят кости и целые скелеты рептилий, амфибий и млекопитающих. Надпойменные террасы. В строении надпойменных террас выделяют ряд геоморфологических элементов – уступ, бровку, террасовидную площадку и тыловой шов (рис. 9.15, а). Террасы отличаются друг от друга, в частности, по соотношению аллювиальных и коренных отложений. Так, различают террасы следующих видов (рис. 9.15, б): аккумулятивные (террасы накопления), эрозионные (террасы размыва), цокольные (смешанные). Рис. 9.15. Надпойменные террасы: а – строение террасы; б – типы надпойменных террас; 1 – пойменный аллювий; 2 – русловый аллювий; 3 – песчаники в коренном залегании; 4 – аллювий; 5 – осыпи; I – уступ; II – бровка; III – террасовидная площадка; IV – тыловой шов; террасы: V – эрозионная, VI – цокольная, VII – аккумулятивная; VIII – цоколь; IX – пойма 185 Байбатша А. Б. К аккумулятивным террасам относят такие, у которых мощность аллювия больше относительной высоты их над уровнем реки; весь террасовидный уступ таких террас сложен аллювиальными накоплениями. Эрозионные террасы почти целиком сложены коренными породами; на террасовидной площадке таких террас аллювий отсутствует или располагается в виде очень тонкого покрова. Эти террасы образуются при резком преобладании процессов эрозии над процессами аккумуляции в истории развития реки. Цокольными террасами считаются такие, у которых мощность аллювия значительна, но не превышает их высоты; в уступах этих террас ниже толщи аллювия обнажаются коренные породы, слагающие основание (цоколь) террасы и вышележащую часть склона долины. Асимметрия склонов долин часто обусловлена геологотектоническими причинами. Структурная асимметрия возникает в долинах, врезанных в полого моноклинально залегающие отложения, на склонах антиклиналей или в долинах, заложившихся вдоль сброса, крылья которого сложены породами различной устойчивости к процессам денудации. Причиной асимметрии долин нередко являются новейшие тектонические движения. На склонах активных растущих поднятий происходят «скатывание» рек и образование широкого и отлогого одного склона и крутого, подмываемого, но менее высокого противоположного. Другими причинами, влияющими на возникновение асимметрии долин, являются экзогенные процессы (например, многочисленные оползни, совпадающие с наклоном пластов) или экспозиция склонов, особенно в условиях развития вечной мерзлоты. Реки могут прорезать крепкие породы с образованием антецедентных, эпигенетических долин и долин перехвата. Антецедентная (предшествующая) – это долина, сформировавшаяся до воздымания структуры, которую река «пропиливает» (рис. 9.16). При этом поднятие прорезается с той же скоростью, с какой оно растет на пути реки. Антецедентные долины характерны для новейших тектонических движений гор Алатау, Каратау, Алтай и др. 186 Общая геология Рис. 9.16. Формирование антецедентной долины Устья рек. В месте впадения реки в морской или океанический бассейн создаются физико-химические и динамические условия, отличные от условий как морского бассейна, так и реки. Вследствие резкого падения скорости течения происходит быстрое отложение обломочного материала, приносимого рекой. Кроме того, в результате смешивания соленых и пресных вод коагулируют коллоидные частицы. Все это обусловливает быстрое накопление осадочного материала. Однако воздействие волновых и приливно-отливных движений может привести к сносу только что осажденного материала. Различные соотношения между процессами накопления и сноса осадочного материала определяют формирование устьев рек двух типов – дельт и эстуариев. Дельта – участок суши, отвоеванный рекой у моря, сложенный аллювиальными отложениями и представляющий собой равнину, слабо наклоненную к морю и прорезанную рукавами реки. Устье в виде дельты имеют многие реки, например, Волга, Дунай, Миссисипи, Нева, Нил и др. Название «дельта» устье такого типа получило благодаря его сходству с греческой буквой Δ. Классическим образцом дельты является устье Нила. Площади, занимаемые дельтами рек, весьма различны, часто достигают огромных размеров. Так, площадь дельты Миссисипи составляет 150 тыс. км2. 187 Байбатша А. Б. Дельты рек образуются в том случае, если приливноотливные движения и течения в морском бассейне слабы, а реки приносят достаточное количество обломочного материала, что приводит к образованию широкого конуса выноса (рис. 9.17). Рис. 9.17. Рост дельты Волга в 1879–1945 гг. Состояние: 1 – в 1879 г.; 2 – в 1927 г.; 3 – в 1945 г. Аллювиальные отложения дельт обычно представлены галечниками, песками, глинами, реже карбонатными осадками. Среди этих осадков встречается как морская, так и пресноводная фауна. В строении дельтовых отложений выделяются три горизонта: верхний, сложенный горизонтальными или очень слабо наклоненными слоями грубообломочного материала; средний – косослоистый, с наклоном слоев в сторону моря, содержащий более тонкозернистый материал; и нижний – горизонтально-слоистый. Эстуарием называется устье реки, глубоко вдающееся в пределы суши в виде узкого залива. Известно много рек, имеющих эстуарий. К ним можно отнести Днепр, Днестр, Буг, Эльбу, 188 Общая геология Конго, Янцзы, Амазонку и др. Эстуарии образуются в тех участках земной коры, которые испытывают или испытали в недалеком прошлом прогибание. В этом случае долина реки оказывается отчасти затопленной водой и река соединяется с конечным водоемом стока узким заливом – эстуарием. О том, что площадь, занятая эстуарием, некогда была сушей, свидетельствуют речные террасы, сохранившиеся на дне многих эстуариев. Иногда скорость опускания участка земной коры, на котором расположен эстуарий, и скорость накопления осадков в эстуарии могут сравняться. Эстуарии в этих случаях засоряются, в них образуются мели, которые по мере поступления обломочного материала превращаются в острова. Эти процессы приводят к тому, что эстуарии разделяются на отдельные, слабо связанные между собой водоемы, получившие название лиманов. 9.2.3. Перехваты рек. Денудация и пенеплен В процессе выветривания и речной эрозии происходит разрушение и перемещение водоразделов. Обычно реки, бассейны которых находятся по разные стороны водораздела, разрушают с различной скоростью. Связано это с тем, что противоположные склоны водоразделов, как правило, обладают неодинаковым уклоном, базис эрозии рек, разделенных водоразделом, может: находиться на разных уровнях, а склоны водоразделов сложены породами разной прочности. Процесс, когда одна река путем интенсивной регрессивной эрозии «перепиливает» водораздел и уводит воды с соседних водосборов в свой бассейн, называется перехватом (или обезглавливанием) рек. В результате таких процессов возникает проходная долина, рассекающая водораздел и обезглавливающая одну из рек соседнего речного бассейна. В природе известно много случаев, когда реки «борются» за водосборные площади. Наиболее активными в этом отношении оказываются реки с более низким положением базиса эрозии и менее протяженные по длине. В европейской части СНГ реки, текущие на юг и юговосток, впадают в Черное, Азовское и Каспийское моря. Базис эрозии рек, впадающих в Каспийское море, ниже базиса эрозии 189 Байбатша А. Б. рек, впадающих в Черное и Азовское моря. Этим объясняется «агрессивность» рек, впадающих в Каспийское море, которые иногда перехватывают воды из бассейна соседних рек. Сходные по результату случаи перехода рек могут быть и следствием эндогенных факторов. Известно немало случаев обезглавливания рек или даже изменения направления их течения на противоположное в результате восходящих движений земной поверхности и изменения первоначального наклона. В качестве примера можно привести перехват истоков р. Красная, протекающей в Юго-Восточной Азии, рекой Янцзы. Позднекайнозойское воздымание Юньнаньской области, наиболее активно проявившееся по линии Дали–Куньмин, привело к выработке очень глубоких ущелий (глубиной во многие сотни метров) реками Салуин, Меконг и верхним течением современной р.Янцзы. Однако дальнейшее вздымание привело к «разрыву» р.Красная в среднем течении и перехвату ее истоков рекой Янцзы. Сейчас вдоль прежнего русла р. Красная в районе Шигу известно ветровое ущелье, соединяющееся системой впадин с современными истоками этой реки. Воздымание земной коры по существу привело здесь к перераспределению площадей бассейнов – увеличению у р. Янцзы за счет сокращения у р. Красная. Совокупность процессов разрушения горных пород и переноса продуктов разрушения, вызванных и осуществляемых внешними геологическими агентами, носит название денудации. Денудация приводит к образованию характерных форм рельефа. Одной из таких форм при моноклинальном залегании пород являются куэсты – горы с резко асимметричными склонами. Пологий склон соответствует углу моноклинального падения слоев, а крутой образуется на участке их денудационного срезания. Куэстовый рельеф характерен для неоднородных по составу (и прочности) пород, подвергающихся интенсивной денудации. Эрозионное воздействие экзогенных факторов особенно наглядно проявляется в горных системах, где процессы денудации протекают с высокой скоростью. Целые горные страны под действием денудации превращаются в слабо всхолмленную равнину. Последующее воздымание 190 Общая геология первичной денудационной поверхности приводит к углублению существующей речной сети и созданию системы глубоких ущелий – каньонов. Таким образом, восходящие эндогенные движения полностью компенсируются процессами денудации. Образовавшаяся при этом плоская возвышенность, сложенная интенсивно дислоцированными породами и изрезанная глубокими каньонами, называется предельной равниной, или пенепленом. Классическим примером пенеплена является юго-западная часть территории США, испытывающая интенсивное вздымание. Здесь широко известна глубоко врезанная долина (Большой Каньон) р. Колорадо. Длина каньона достигает 300 км при ширине до 18 км. Почти отвесные стены каньона часто имеют высоту 2–3 км, а слагающие его горизонтальные слои пород образуют систему крутых террас. Одно из таких чудес природы известно и в Казахстане. Это – Шарынский каньон, который называется дворец скал (рис. 9.18). 9.18-сурет. Творение рек – «дворец скал» в каньоне Шарын 9.2.4. Речные россыпи В аллювиальных отложениях встречаются россыпные месторождения, образовавшиеся за счет разрушения коренных пород или коренных месторождений. В процессе эрозии часто 191 Байбатша А. Б. размываются породы, содержащие в первичном залегании рудные и нерудные полезные ископаемые. Часть продуктов разрушения уносится водами рек и рассеивается, а часть при благоприятных условиях оседает в аллювиальных террасовых отложениях. Как правило, в аллювии задерживаются минералы с высокой плотностью. Иногда присутствующие в аллювиальных отложениях скопления ценных минералов могут образовывать достаточно высокие концентрации, экономически выгодные для разработки. Таким путем образуются россыпные месторождения золота, платины, алмазов, вольфрама, шеелита, серебра, магнетита, гематита, хромита, граната, циркона и др. 9.3. Работа озер и болот 9.3.1. Озера и их геологическая деятельность К деятельности моря близка геологическая деятельность озер – замкнутых водоемов, не имеющих непосредственной связи с Мировым океаном. Однако по сравнению с морями масштабы геологической деятельности озер намного скромнее и это естественно, так как суммарная их площадь почти в 120 раз меньше площади Мирового океана. Вместе с тем в масштабах нашей планеты деятельность озер играет заметную роль в связи с их большим распространением, например, только в Карелии насчитывается до 44 тыс. озер, площадь каждого из которых около 1 км2, иногда более. Общая площадь озер на Земле достигает 2,7 млн км2, что соизмеримо с площадью Средиземного моря. На территории Казахстана известно более 48 тыс. различных озер. Источниками питания озер служат атмосферные воды, поверхностный сток и подземная разгрузка водоносных горизонтов. Основную массу воды в озера поставляют реки. По величине озера сильно различаются – площадь крупных озер-морей измеряется сотнями тысяч квадратных километров (табл. 9.3). 192 Общая геология Таблица 9.3 Характеристики некоторых озер Озеро Континент Площадь Высота над озера, тыс. км2 уровнем моря, м Каспийское море Азия 395 -28 Аральское море Азия 65,5 53 Байкал Азия 30,5 455 Иссык-Куль Азия 6,13 1609 Мертвое море Азия 0,98 -401 Верхнее Северная Америка 82,4 183 Титикака Южная Америка 8,3 312 Виктория Африка 69,4 1134 Изолированность озер от Мирового океана проявляется и в различии их гипсометрического уровня – встречаются озера на отметках от -401 м (Мертвое море) до 5 400 м (оз. Хорпатсо в Тибете). Существенно различаются озера по глубине, солености воды и т.д. Однако их главным классификационным признаком, является происхождение озерной котловины. По этому признаку выделяются озера экзогенные, происхождение которых связано с поверхностными факторами, и эндогенные, появление которых обусловлено поверхностным проявлением глубинных факторов. Экзогенные озера делятся на котловинные и плотинные. Котловинные озера в зависимости от происхождения котловины бывают эрозионными и провальными (карстовыми). Среди эрозионных озер различаются ледниковые, речные и эоловые. Ледниковые озера заполняют троговые долины, связанные с геологической деятельностью ледника, речные озера образуются в отшнурованных участках русла – старицах, эоловые озера расположены в углублениях эолового происхождения, обычно в котловинах выдувания. Провальные (карстовые) озера возникают на месте провала земной поверхности над карстовыми или другими пустотами. Плотинными называются озера, у которых одной из стенок углубления служит плотина. В зависимости от происхождения плотины различают озера ледниковые, лавинные, обвальные, моренные и т. д. 193 Байбатша А. Б. К эндогенным озерам относятся тектонические и вулканические озера. Тектонические озера обычно образуются в результате опускания блоков земной коры (например, Байкал, Рица и др.), вулканические часто связаны с кратерами потухших вулканов. Другим классификационным признаком озер является их водный режим. По этому признаку озера делятся на проточные и бессточные. Проточные озера связаны как с впадающими в них, так и вытекающими из них реками. Примером проточного озера является Байкал, в который впадают многие реки (Селенга, Баргузин и др.) и из которого вытекает Aнгapa. В бессточные озера реки только впадают. Примером таких озер могут служить Каспийское и Аральское моря. Важную роль играют химический состав и минерализация озерных вод. По минерализации вод озера делятся на пресные, солоноватые и соленые. Минерализация пресных озер не превышает 1 о/оо; примером такого озера является Онежское с минерализацией до 30 мг/л. К категории солоноватых относятся озера с минерализацией от 1 до 24,7 о/оо например, Каспийское море с минерализацией около 13 о/оо. Минерализация вод соленых озер превышает 24 ‰; примером может служить оз. Эльтон с минерализацией более 28 ‰. По составу солей озера делятся на содовые, сульфатные и соляные. Геологическая деятельность озер близка к деятельности морей и обычно уступает ей лишь по масштабам проявления. Для берегов озер характерна озерная абразия, которая в случае крупных озер (например, Каспийского моря) вполне соизмерима по масштабам с морской. Озерные течения транспортируют приносимые в озеро обломки пород; на дне озер происходит накопление обломочных, органогенных и хемогенных пород. Однако отличительной особенностью озерных осадков является тонкая слоистость, обусловленная сезонными колебаниями температуры, которые определяют смену условий осадконакопления. Обломочные осадки озер в основном приносятся реками; образуются они также при разрушении берегов и дна озер. В литологическом отношении обломочные осадки представлены 194 Общая геология илами, песками, гравием, галькой. При уплотнении осадков образуются песчаники, конгломераты, брекчии и т. д. Органогенные осадки озер, как правило, представлены скоплениями раковин, органогенными илами. Из этих осадков образуются известняки, горючие и битуминозные сланцы, сапропелевые угли и другие горючие полезные ископаемые. Химические осадки откладываются главным образом в бессточных озерах. Вода таких озер обычно насыщена NaCl, MgC12, содержит CaSO4, MgSO4, Na2SO4, K2SO4, СаС12 и другие соли. В сухое время года, когда значительная часть воды в озере испаряется, происходит интенсивное выпадение солей в осадок. В озерах нередко осаждаются железные руды – бурые железняки. Озерные водоемы в масштабах геологического времени обычно, недолговечны. Большинство из них заносятся осадками, а затем, зарастая растительностью, превращаются в болота (рис. 9.19). Рис. 9.19. Схема зарастания озера и превращения его в болото (по В. Р. Вильямсу): а – ложе озера; б – известковый сапропелевый ил; в – аморфный сапропелевый ил; г –землистый торф; д – осоковый торф; е – камышово-тростниковый торф; 1 – свободно плавающие водные растения; 2 – кувшинка; 3 – камыш; 4 – рогоз; 5 – тростник; 6 – крупные осоки; 7 – мелкие осоки; 8 – корневищные злаки; 9 – злаки 195 Байбатша А. Б. 9.3.2. Болота и их геологическая деятельность Избыточно-увлажненные участки поверхности суши, в пределах которых развивается болотная растительность с последующим накоплением торфа, называются болотами. Болота образуются преимущественно в низинах, на месте континентальных и прибрежно-морских озер. Развитие их может происходить и в более высоких, но сильно увлажненных участках (местах выхода подземных вод и др.). Площадь всех болот мира составляет 175 млн км2, из них 72,6 % расположены на территории СНГ (в основном в России и Беларуси). Различают низинные, верховые и переходные болота. Низинные болота зарождаются в речных долинах, на месте стариц, в дельтах рек, при обмелении ледниковых, прибрежноморских и других типов озер. Первым признаком заболачивания озер является появление в прибрежной зоне болотных растений: осоки, тростника, камышей, мхов и др. Со временем болотные растения завоевывают мелководные участки дна, постепенно распространяясь к центру озера. В центральной части озер в это время интенсивно развиваются водоросли. По мере развития болот на смену тростниковой и камышовой растительности приходят мхи, кустарники, береза, осока. Отмирающие растения накапливаются на дне, слеживаются, частично разлагаются и превращаются в бурую (иногда черного цвета) растительную массу, называемую торфом. Вместе с торфом в ряде болот образуются руды железа и марганца. В зависимости от среды, в которой идет осаждение железа, в осадок могут выпадать карбонатные (сидерит) или гидроокисные (лимонит) соединения железа. Лимонит образуется также при окислении сидерита. Мощность болотных железных руд измеряется единицами и десятками метров. На территории Беларуси и Карелии выявлено несколько десятков рудоносных озер. Низинные торфяные болота наиболее широко распространены в Карелии, на Кольском полуострове, в Беларуси, меньше – в центральных районах европейской части СНГ, на ЗападноСибирской низменности, Дальнем Востоке и ряде других районов. Низинные болота находятся на разных стадиях развития. Одни из них уже превратились в луга, другие используются для 196 Общая геология разработки торфа, третьи находятся в начальной или завершающей стадии развития. Прибрежно-морские болота известны на Камчатке, на побережье Охотского моря, у берегов Черного моря в ряде мест тропической и субтропической зон. В этих болотах, так же как и континентальных, накапливается торф и в ряде случаев железные руды. Наибольшее значение имеют торфяные отложения прибрежно-морских болот тропической и субтропической зон, состоящие не из мелких растений и мхов, а из стволов деревьев, их ветвей и корней (на месте мангровых зарослей). Верховые болота пользуются меньшим распространением. Они встречаются на водораздельных участках тундровой зоны, в местах выхода на поверхность грунтовых вод и обильного выпадения атмосферных осадков. Растительность верховых болот представлена главным образом зелеными – гипновыми и белыми – сфагновыми мхами. Среди мхов изредка встречаются кустарники и болотная карликовая сосна. Интенсивное развитие мхов в центральной части болот способствует формированию выпуклой формы их поверхности. Торф верховых болот обладает более высокой калорийностью и небольшой зольностью. Переходные болота занимают промежуточное положение между верховыми и низинными болотами. 9.3.3. Полезные ископаемые озерно-болотных отложений Процесс формирования озерно-болотных отложений происходит непрерывно на протяжении многих миллионов лет. На смену одних озер и болот приходят другие. Этому способствуют главным образом тектонические движения земной коры, периодически вызывающие обновление рельефа суши. Отложения древних озер давно перешли в ископаемое состояние. В разрезе земной коры их можно встретить на глубинах десятки и сотни метров. Жидкие илы ранее существовавших болот и озер изменили свой первоначальный облик. Под давлением вышележащих толщ они уплотнились и превратились в осадочные горные породы. Известковые илы, например, стали известняками, диатомовые и доломитовые – диатомитами и доломитами, глинистые и глинисто-известковые – глинами и мергелями. 197 Байбатша А. Б. Значительным изменениям подвергаются торфяные залежи, превращающиеся в угли. Об образовании углей из торфа свидетельствует сходство их химического состава и растительных остатков. Преобразованию торфа в уголь способствовало дальнейшее разложение растений в условиях недостатка или полного отсутствия свободного кислорода анаэробными бактериями, дрожжевыми грибками и другими микроорганизмами. Полное разложение растительного вещества и его углефикация в условиях высоких температур и давления сначала приводит к превращению торфа в темно-бурую или черную, с матовым блеском породу – бурый уголь. Внешние изменения вещества вызывались перестройкой структуры и увеличением содержания углерода (от 60 до 75 %). Бурые угли имеют различный возраст, измеряемый десятками-сотнями миллионов лет. В Майкобенском бассейне и месторождении Каражыра время их образования относят к юре, в Подмосковном бассейне – к карбону. При дальнейшей углефикации, происходящей при более высокой температуре недр (300–325°), бурый уголь преобразовывался в каменный уголь с более высоким содержанием углерода – до 95 %, имеющим стеклянный блеск и более высокую твердость. Завершающим моментом углефикации является образование антрацита – горючей породы с раковистым изломом, металловидным стеклянным блеском и содержанием углерода от 93 до 98 %. Каменные угли и антрациты известны среди угольных месторождений Донбасса, Карагандинского, Кузнецкого, Канского и других угольных бассейнов. Все угли по происхождению подразделяются на лимнические (озерные) и паралические (прибрежно-морские). Лимнические угли в месторождениях переслаиваются с пресноводными отложениями, характеризуются небольшими масштабами распространения и линзообразной формой залегания (Торгайский буроугольный бассейн). Паралические угли залегают пластами, которые чередуются с осадочными горными породами (известняками, песчаниками, глинами), содержащими морскую фауну. Примером является угленосная толща Донбасса, насчитывающая свыше 200 угольных пластов. Сапропелевые илы, состоящие из остатков животного происхождения и низших растений (фитопланктона, водорослей), 198 Общая геология со временем преобразуются в сапропелевые угли и горючие сланцы. Сапропелевые угли, или богхеды и кеннели, в отличие от вышеописанных углей содержат более высокий процент водорода (8–12 %), имеют черно-бурый, иногда оливково-зеленый цвет, раковистый излом. Встречаются в Донбассе, в Подмосковном угольном бассейне и др. Угли имеют широкое применение в промышленности. Сапропелевые угли, как наиболее богатые летучими веществами, используют в химической промышленности, гумусовые – в черной металлургии (коксующиеся угли), для выплавки чугуна и стали, и в качестве энергетического топлива. Горючие сланцы отличаются от сапропелевых углей более высоким содержанием негорючего вещества (золы), представленного глиной или мергелем. Цвет их бывает от светложелтого до темно-бурого. Горючие сланцы известны в Казахстане, Эстонии, Ленинградской области, на Урале и в других районах. Применяются они в качестве топлива, для получения масел и некоторых других продуктов. С органическим миром озер и болот связано также происхождение нефти. В соответствии с гипотезой И. М. Губкина осадки растительного и животного происхождения, богатые углеводородами, подвергаются разложению анаэробными бактериями и воздействию эндогенных факторов (температуры и давления). Образовавшаяся нефтематеринская битуминозная порода сапропелит (горная порода, образующаяся из сапропелевых илов) разлагается на твердые (битумы), жидкие (нефть) и газообразные продукты. Под влиянием давления жидкие и газообразные компоненты вытесняются из материнской породы и мигрируют (перемещаются) в окружающую среду. Встречая на пути замкнутые куполообразные структуры, нефть и газ накапливаются в них, образуя месторождения. Существуют и другие гипотезы происхождения нефти. Кроме горючих полезных ископаемых с озерно-болотными отложениями бывают связаны месторождения песка, глин, известняков, доломитов, мергелей, диатомитов, солей, железных и марганцевых руд. Озерные пески используются в стекольной промышленности для производства стекла. Каолиновые глины применяются в керамической промышленности и для производства огнеупоров. Карбонатные породы (известняки, доломити199 Байбатша А. Б. ты, мергели) находят применение в строительном деле, в черной металлургии (флюсы), при производстве цемента. Ископаемые соли (галит, сильвин, карналлит) применяются в химической промышленности, гипс и ангидрит – в строительном деле. С древних пор известны и разрабатываются железные и марганцевые руды Липецка, Тулы, Никополя, Урала. Сапропелевые и торфяные илы используются в качестве лечебных грязей. В озерах Казахстана и Западной Сибири разрабатываются месторождения соды и мирабилита. Соли бора добываются в озерах США (озеро Серлс), Чили, Аргентины и некоторых других стран. Наиболее распространенным полезным ископаемым из озерно-болотных отложений является торф. Его применяют в качестве топлива, удобрений в сельском хозяйстве, в химической промышленности. Контрольные вопросы 1. Геологическая деятельность поверхностных вод. 2. Геологическая деятельность поверхностного стока (рек). 3. Морфологические элементы речной долины, закономерности их формирования. 4. В чем заключается геологическая работа поверхностных текучих вод? 5. Что такое сель? 6. Что называется делювием? 7. Чем определяется режим рек? 8. Разрушительная работа рек и ее виды? 9. Что называется базисом эрозии и какие его виды бывают? 10. Назовите морфологические элементы речных долин. 11. Что такое антецедентные долины и как они формируются? 12. Что называется аллювием? 13. Какие циклы эрозии известны? 14. При каких условиях образуются в устье рек дельты и эстуарии? 15. Что такое денудация? 16. Что такое пролювий и чем он отличается от делювия, элювия и коллювия? 17. В чем заключается геологическая деятельность озер и болот? 18. Какие виды озерно-болотных полезных ископаемых известны? 200 Общая геология 10. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД 10.1. Виды воды в горных породах Интенсивная деятельность подземных вод определяется, прежде всего, их огромной массой. По оценке В. И. Вернадского, масса подземных вод достигает 5∙1017 т, что немногим меньше общей массы Мирового океана (1,5∙1018 т). Практически в пустотах и трещинах земной коры содержится огромный подземный океан, превышающий по массе воды, например, Атлантический океан. Подземные воды играют огромную роль в жизни человека, часто служат источником водоснабжения населенных пунктов. В том случае, когда подземные воды содержат много различных солей, их применяют в технических или лечебных целях. Таким образом, подземные воды являются одним из ценнейших полезных ископаемых. Отрасль геологии, предметом которой является изучение подземных вод и условий их образования, называется гидрогеологией. Вода, заполняющая различные пустоты горных пород (каверны, трещины, поры), в зависимости от давления и температуры может находиться в парообразной, жидкой или твердой (в виде льда) фазах. К парообразной фазе относят водяные пары, которые вместе с воздухом заполняют поры, каверны и трещины горных пород. Чем выше температура недр и чем ниже давление, тем больше водяных паров может содержаться в воздухе, заполняющем пустоты горных пород. При понижении температуры или повышении давления водяные пары конденсируются на стенках пустот горных пород и переходят в жидкую фазу. Подземную воду, находящуюся в горных породах в жидкой фазе, подразделяют на гигроскопическую, пленочную, капиллярную и гравитационную. Гигроскопическая (прочно связанная) вода в виде сплошной одномолекулярной пленки или отдельных мельчайших капелек покрывает стенки пустот (рис. 10.1, а). Она настолько прочно связана с частицами породы, что не способна передвигаться в пустотах породы под влиянием силы тяжести. Выделить гигроскопическую воду из породы можно только путем нагревания ее до температуры более 100 °С, когда вода переходит в парообразную фазу. 201 Байбатша А. Б. Рис. 10.1. Формы нахождения воды в пустотах горных пород: д – гироскопическая; б – пленочная; а – капиллярная; г – гравитационная. 1 – зерна породы; 2 – вода С увеличением количества воды в пустотах породы возникает пленочная вода, образующая на поверхности минеральных частиц сплошную пленку из нескольких слоев молекул (рис. 10.1, б). Толщина такой пленки может быть различной. Пленочная вода способна передвигаться от частиц с большей толщиной пленки к частицам с меньшей ее толщиной. Движение воды на стенках пустот происходит до тех пор, пока толщина пленок не станет равной, причем пленочная вода движется в различных направлениях, не испытывая влияния силы тяжести. При еще большем содержании воды в породах образуется капиллярная вода, заполняющая мелкие пустоты и микротрещины, в которых она удерживается силами поверхностного натяжения (рис. 10.1, в). Капиллярная вода может продвигаться по капиллярным каналам в любом направлении, в том числе и снизу вверх, т.е. в направлении, противоположном действию силы тяжести. Продвигается она обычно тем дальше, чем тоньше диаметр пор или трещин, по которым она движется. Гравитационная вода находится в капельно-жидком состоянии в проницаемых породах, передает гидростатическое давление и передвигается под действием гравитационных сил (рис. 10.1, г). Сила тяжести обусловливает наличие у гравитационной воды уровня (в разрезе), или зеркала (в плане). Для геологов-нефтяников наибольший интерес представляет гравитационная вода, содержащаяся в породах и способная перемещаться по пустотам пластов. 202 Общая геология Кроме перечисленных в природе существуют также воды, химически связанные с горными породами, участвующие в строении кристаллической решетки минералов. К ним относятся конституционная, кристаллизационная и гидратная воды. Конституционная вода содержится в кристаллических решетках минералов в виде разобщенных ионов водорода и гидроксила. Эта вода выделяется из минералов только при их полном химическом разложении. Кристаллизационная вода входит в состав кристаллических решеток минералов в постоянном количестве. Может быть удалена при нагревании, при этом происходит разрушение кристаллической решетки минерала с образованием безводного соединения. К числу минералов, которые содержат кристаллизационную воду, относится гипс СаSО4∙2Н2О, который при нагревании переходит в полугидрат гипса 2СаSО4∙Н2О (алебастр), а затем в ангидрит СаSО4. Гидратная вода содержится в минералах в непостоянном количестве. Молекулы воды располагаются в свободном пространстве кристаллической решетки минерала. Так как они не участвуют в строении решетки, удаление воды не сказывается на структуре минерала, меняются лишь некоторые его физические свойства. Обезвоженные гидраты способны вновь поглощать воду с восстановлением прежних свойств. При отрицательной среднегодовой температуре вода в порах пород замерзает и переходит в твердую фазу – лед. Основная масса льда в районах с отрицательной среднегодовой температурой находится в рассеянном состоянии, но встречаются и ледяные линзы и даже пещеры, заполненные льдом. 10.2. Коллекторские свойства горных пород Содержание и накопление воды в породе зависит от ее коллекторских свойств, т.е. от способности вмещать и пропускать через себя воду и любую другую жидкость (например, нефть) или газ. Емкостная способность пород, т. е. способность вмещать жидкость или газ, определяется их пористостью. Пористостью п называется отношение суммарного объема пор Vп к общему объему породы Vобщ, выраженное в процентах: 203 Байбатша А. Б. п = (Vп / Vобщ)∙100 %. (10.1) Пористость обломочных пород зависит от их гранулометрического состава, под которым понимают размеры и форму слагающих породу частиц. Пористость осадочных пород, особенно песков и алевритов, тем выше, чем более однородны по размеру и лучше окатаны отдельные песчинки. И наоборот, чем разнообразнее по размеру частицы, слагающие породу, и чем меньше они окатаны, тем меньше пористость породы. Происхождение порового пространства в породе определяется особенностями ее формирования и последующего развития (рис. 10.2). В зависимости от этих процессов различают поры первичные и вторичные. Рис. 10.2. Типы пустотного пространства. Межзерновое пустотное пространство (поры) в коллекторах: а – хорошо отсортированных; б – плохо отсортированных; в – с цементирующим материалом; г – пустоты выщелачивания; д – трещины; 1 – порода; 2 – цемент Первичные поры формируются в процессе образования породы. К ним относятся поры: межзерновые – между обломками в осадочной породе; межкристаллические – по плоскостям спайности; биогенного происхождения – образовавшиеся после распада органического вещества; межслоевые – между плоскостями напластования осадочных пород. Вторичные поры образуются в результате воздействия на породу различных факторов. Среди вторичных пор различают: 204 Общая геология трещинные, возникшие в результате дробления плотных пород при тектонических движениях; эрозионные, образовавшиеся под действием экзогенных процессов выветривания; выщелачивания, возникающие при растворении и уносе растворимых минералов потоками подземных вод. Различные породы обладают пористостью 20–30 % и более. Пористость хорошо отсортированных песков может составлять 15–20 %, а некоторых разновидностей сухой глины даже 50–60 %. Однако опыт показывает, что далеко не все породы, обладающие пористостью, могут пропускать через себя жидкость или газ. И действительно, величина пористости никак не отражает характер соединения пор между собой, а следовательно, и фильтрационную способность породы. Это свойство горных пород характеризуется проницаемостью. За единицу проницаемости в Международной системе единиц принимается проницаемость пористой породы, при фильтрации через образец которой площадью 1 м2 и длиной 1 м при перепаде давления 1 Па расход жидкости вязкостью 1 Па·с составляет 1 м3/с. Физический смысл размерности заключается в том, что проницаемость характеризует площадь сечения каналов пустотного пространства, по которым происходит фильтрация. Между пористостью и проницаемостью существует довольно сложная зависимость, однако проницаемость породы определяется не только объемом пустотного пространства, но и формой, размерами пор и трещин, характером их соединения между собой. Этим можно объяснить тот факт, что не всегда значительная пористость обеспечивает высокую проницаемость породы. Например, глины нередко имеют пористость не меньшую, а даже большую (до 50–60 %), чем крупнозернистые пески (до 30 %), а оказываются практически непроницаемыми. Обусловлено это тем, что размеры пор у глины настолько малы, что большая часть влаги находится в них в капиллярном состоянии, т.е. не способна свободно перемещаться по пласту. Все горные породы в той или иной степени способны пропускать воду, однако степень проницаемости их различна. По степени проницаемости горные породы подразделяются на три группы: 1) водопроницаемые (Кф > 1): гравий, галечники, пески, любые сильно трещиноватые монолитные (скальные) породы; 205 Байбатша А. Б. 2) слабо водопроницаемые, или полупроницаемые (Кф = 1–0,001): супеси, легкие суглинки, лёссы, неразложившийся торф, слабо трещиноватые скальные породы; 3) водонепроницаемые, или водоупорные (Кф < 0,001): глины, тяжелые суглинки, нетрещиноватые скальные породы, а также породы, находящиеся в зоне многолетней мерзлоты. В земной коре породы первой и отчасти второй групп играют роль коллекторов (накопителей) подземных вод, а породы третьей группы – подстилающих их водоупоров. Из других водно-физических свойств важное значение имеет влагоемкостъ горных пород, т. е. их способность вмещать и удерживать в себе то или иное количество воды при данных температуре и давлении. 10.3. Происхождение и состав подземных вод Подземные воды по происхождению подразделяются на следующие типы: инфильтрационные, конденсационные, седиментационные (или реликтовые), магматогенные и смешанные. Инфильтрационные воды образуются в результате просачивания (инфильтрации) атмосферных осадков или вод рек и озер по порам и трещинам горных пород. Общий объем воды, выпадающей на поверхность Земли в течение года, оценивается в 108,4 тыс. км3. Из них более двух третей (71,1 тыс. км3) испаряется, т. е. возвращается в атмосферу, а одна треть (37,3 тыс. км3) формирует поверхностный сток; часть этого стока, расходуемая на увлажнение почв, проникает в пласты-коллекторы, образуя инфильтрационные воды. Конденсационные воды. Их происхождение объясняют конденсацией атмосферной влаги в порах и трещинах пород в условиях резких суточных колебаний температуры пустынь. Седиментационные (реликтовые) воды образуются за счет захоронения вод древних бассейнов совместно с накопившимися в них осадками. Большая часть осадочных горных пород образовалась из осадков, которые формировались в водной среде. Воды этих древних морских или озерных водоемов могли сохраниться в осадках и в сформировавшихся из них породах или просочиться в окружающие породы. В том и другом случае такие подземные воды относят к седиментационным, или реликтовым. 206 Общая геология В зависимости от того, остались реликтовые воды на месте или переместились в другие толщи, их подразделяют на две разновидности. К первой относят так называемые сингенетичные подземные воды, которые были захоронены одновременно с заключающим их осадком. Они составляют только одну часть захороненных совместно с осадком вод. Другая их часть при уплотнении осадка отжимается в перекрывающие или подстилающие толщи. Эти подземные воды называют эпигенетичными. Магматогенные (ювенильные) подземные воды. Поступают они из глубинных недр земной коры, их происхождение связано с остыванием расплавленной магмы. Магма представляет собой силикатный расплав, насыщенный различными газами. При охлаждении магмы из нее выделяются газообразные компоненты и водяные пары, которые затем конденсируются, образуя перегретые воды. Двигаясь вверх из области высоких давлений и температур по трещинам и порам пород, эти воды обогащаются солями и газами, достигают верхних горизонтов земной коры и проникают в осадочные породы, заполняя их пустоты (каверны, трещины, поры). Подземные воды смешанного происхождения. Поскольку перечисленные типы подземных вод могут образовываться в одних и тех же участках земной коры, но на разных уровнях, то естественно, что на сложных путях миграции они обычно смешиваются и дают начало подземным водам смешанного происхождения. Так, инфильтрационные воды из верхних слоев земной коры под действием гравитационных сил стремятся проникнуть в глубь Земли. Магматогенные воды, наоборот, образуются в глубинных недрах и стремятся подняться вверх, в зону с меньшими давлением и температурой. Двигаясь навстречу друг другу, эти воды часто образуют подземные воды смешанного типа. То же может произойти и с подземными водами других типов. Подземные воды, как правило, содержат растворенные соли. Суммарное их количество в единице объема называют общей минерализацией вод. Насыщение подземных вод различными солями происходит в процессе сложного взаимодействия подземных вод и горных пород, по которым они движутся. Подземные воды, растворяя легкорастворимые соединения, переносят их на большие расстояния и при определенных условиях мо207 Байбатша А. Б. гут осаждать в виде минералов в пустотах горных пород или у выходов подземных вод на поверхность. В. И. Вернадский подразделил все природные воды по степени их минерализации на пресные, солоноватые, соленые и рассолы. Согласно этой классификации пресные воды содержат меньше 1 г/л растворенных солей; солоноватые – 1–10 г/л; соленые – 10– 50 г/л; рассолы – более 50 г/л. В классификациях других авторов приводится дробное деление названных групп. Как правило, с увеличением глубины залегания подземных вод и затруднением процессов водообмена степень общей минерализации возрастает. Основной химический состав подземных вод определяется содержанием в них анионов HCO31-, SO42-, Сl1- и катионов Са2+, Mg2+, Na1+. От соотношения указанных компонентов зависят основные свойства подземных вод - щелочность, жесткость, соленость. По преобладающим анионам выделяются гидрохимические типы подземных вод (табл. 10.1). Таблица 10.1 Деление подземных вод по общей минерализации и гидрохимическим типам Характеристика вод Общая минерализация, г/л Гидрохимические типы По В. И. Вернадскому По А. М. Овчинникову Ультрапресные 0,2 Пресные 0,2–0,5 С относительно повышенной минерализацией 0,5–1,0 208 Гидрокарбонатные ГидрокарбонатГидрокарбонатные Гидрокарбонатные Гидрокарбонатносульфатные Пресные Общая геология Продолжение табл. 10.1. Характеристика вод Общая минерализация, г/л Гидрохимические типы По В. И. Вернадскому По А. М. Овчинникову Солоноватые (слабоминерализованные) Соленые (средней минерализации) Повышенной солености (сильноминерализованные) Переходные к рассолам Рассолы 1–3 3–10 10–35 Сульфатнохлоридные Сульфатнохлоридные Солоноватые Соленые 35–50 Хлоридносульфатные и преимущественно хлоридные Хлоридные 50–400 Хлоридные Рассолы При классификации подземных вод кроме количественных показателей используют также данные о химическом составе растворенных в них солей. Подземные воды классифицируют по химическому составу на основании преобладающих анионов и катионов. Наиболее распространенными классами вод, выделенными по преобладающим анионам, являются: гидрокарбонатные (НСО– > 25 %-экв), сульфатные (SO42– > 25 %-экв), хлоридные (Cl– > 25 %-экв), сложного состава (сульфатные гидрокарбонатные, хлоридные гидрокарбонатные и т. д.). Если при классификации вод используют данные о составе солей, то выделяют воды гидрокарбонатные кальциевые, гидрокарбонатные магниевые, сульфатные кальциевые, хлоридные кальциевые и т. д. Так, при полной характеристике подземных вод указывают их класс по степени общей минерализации и тип по составу преобладающих анионов и катионов. 209 Байбатша А. Б. В верхних слоях земной коры в общем случае устанавливается четко выраженная вертикальная гидрохимическая зональность: сверху вниз располагаются зоны гидрокарбонатных, сульфатных и, наконец, хлоридных вод. 10.4. Условия залегания подземных вод По условиям залегания обычно выделяют четыре типа подземных вод: почвенные, верховодки, грунтовые и межпластовые (рис. 10.3). Рис. 10.3. Схема расположения различных типов подземных вод в земной коре: а – почвенные воды; б – верховодка; в – грунтовые воды; г, д – межпластовы воды; 1 – почвенно-растительный слой; 2 – водопроницаемые породы; 3 – полуводопроницаемые породы; 4 – водоупоры; 5 – гравитационная вода; 6 – уровень грунтовых вод (УГВ) Почвенные воды. Вода, располагающаяся у поверхности и заполняющая пустоты в почве, называется почвенной. Как правило, она находится в гигроскопической, пленочной или капиллярной формах. Почвенная вода подвержена значительному воздействию сезонных температурных колебаний. В летнее время она, сильно нагреваясь, иногда полностью испаряется, зимой замерзает, в дождливые периоды обильно насыщает почву. В засушливых областях в результате частичного испарения почвенная вода обогащается солями и становится сильно минерализованной. При 210 Общая геология полном испарении почвенной воды и кристаллизации солей происходит образование солонцов и солончаков. Воды верховодки. Верховодкой называется подземная вода, залегающая на небольшой глубине в зоне аэрации – зоне свободного проникновения воздуха. Обычно верховодка не имеет сплошного распространения, а образует сравнительно небольшие линзы, которые подстилаются водоупорными породами. Мощность таких линз верховодки обычно не превышает 0,5–1 м, реже достигает 2–3 м. Здесь вода находится уже в гравитационной форме и обладает уровнем. Уровень воды верховодки подвержен значительным колебаниям, чем и объясняется ее исчезновение в колодцах в районах с засушливым климатом. Грунтовые воды. Проникновение атмосферных осадков в глубь земной коры происходит до тех пор, пока вода не достигнет кровли первого водоупорного пласта. Атмосферные воды, просачиваясь сверху вниз до водоупора, а затем, перемещаясь в горизонтальном направлении, постепенно заполняют все пустоты горной породы. Так возникают водоносные горизонты. Водоносным горизонтом называется пласт или слой породы, в котором поры, пустоты и трещины заполнены водой. У каждого такого пласта имеются кровля и подошва. Если пласт не полностью заполнен водой, то под водоносным горизонтом понимают лишь его водонасыщенную часть. Первый от земной поверхности постоянный водоносный горизонт называется горизонтом грунтовых вод. Грунтовые воды обладают свободной поверхностью – зеркалом, или уровнем грунтовых вод. Этот уровень непостоянен. Обычно он повышается в дождливые и понижается в засушливые периоды. Если уровень грунтовых вод на каком-то участке поднимается до земной поверхности, то здесь образуется болото. Межпластовые (пластовые) воды. Отличие межпластовых вод состоит прежде всего в том, что они заключены между двумя водоупорами, т.е. ограничены ими и сверху (со стороны кровли), и снизу (со стороны подошвы). Водоносные горизонты, содержащие межпластовые воды, обычно характеризуются обширной областью распространения, часто измеряемой тысячами км2. При этом они залегают на значительной глубине, выходя на поверхность лишь на периферии. Такая обширная область распространения межпластовых вод называется гидрогеологическим бассейном. 211 Байбатша А. Б. Бассейны могут быть связаны не только с водоносными горизонтами, но и с крупными массивами выветрелых кристаллических пород. В этом случае образуются бассейны трещинных и жильно-трещинных вод (рис 10.4). Рис. 10.4. Гидрогеологические бассейны: А – трещинных и жильно-трещинных вод; Б – почвенных вод; В – пластовых вод. Породы: 1 – коллекторы; 2 – водоупоры; 3 – магматические; 4 – система трещин в магматических породах Обширные области распространения грунтовых вод называются бассейнами грунтов вод; пластовые воды формируют бассейны пластовых вод (рис. 10.5). Рис. 10.5. Схема артезианского бассейна: 1 – глинистые породы; 2 – водоносные пески; 3 – известняки; Ф – фонтанирующая скважина 212 Общая геология Форма и размеры гидрогеологических бассейнов различны. Огромные размеры имеют, например, Прикаспийский (более 503 тыс. км2) или Западно-Сибирский (около 5 млн км2) бассейны, на территории которых могло бы разместиться несколько государств. В горных и предгорных районах гидрогеологические бассейны обычно ограничены размерами долин между горными хребтами и их отрогами. Подземные воды вместе с вмещающими их породами образуют гидродинамические системы, которые делятся на безнапорные и напорные. Безнапорные гидродинамические системы обычно характерны для бассейнов грунтовых вод, не обладающих естественным напором. Напорные (артезианские) гидродинамические системы подразделяются на инфильтрационные и элизионные. В пределах инфильтрационных систем атмосферные воды попадают в проницаемый пласт в районах, где он обнажается на поверхности, в так называемой области питания. Постепенно атмосферная влага проникает вглубь и полностью насыщает весь пласт. Перемещаясь по пласту, вода достигает других участков выхода его на поверхность и самоизливается, образуя источники подземных вод. Это область разгрузки, или дренажа пластовых вод. В зависимости от рельефа и высотного положения областей питания и разгрузки в центральной, наиболее прогнутой части бассейна могут существовать условия, благоприятные для создания напора, т.е. самопроизвольного излияния воды под давлением (рис. 10.6, а). Таким образом, в центральной части бассейна образуется область напора, в пределах которой вода из скважин способна изливаться в виде фонтана. Высота подъема воды зависит от расположения скважин относительно областей питания и дренажа и от гидростатического уровня. Гидростатическим (пьезометрическим) уровнем называется воображаемая поверхность, проходящая через области питания и разгрузки и определяющая высоту подъема воды в данном месте (см. рис. 10.6). Пьезометрический уровень обычно выражается в абсолютных отметках по отношению к уровню моря. Выше этого уровня артезианская вода при фонтанировании подняться не может. 213 Байбатша А. Б. Рис. 10.6. Схема направления движений межпластовых вод в инфильтрационной (а) и элизионной (б) системах: 1 – пласт-коллектор; 2 – глинистые пласты; 3 – направление выжимания избытка воды из глинистых пород; 4 – направление движения воды в коллекторе; 5 –пьезометрическая поверхность. Области: I – питания; II– напора; III – разгрузки Другой характеристикой области напора является гидростатический (пьезометрический) напор, под которым понимают высоту столба воды от кровли водоносного горизонта до пьезометрического уровня. Пьезометрический напор выражается в метрах. Межпластовые воды могут иметь и иное происхождение. При длительном прогибании бассейна слагающие его осадочные породы постепенно погружаются и попадают в область высокого давления. Здесь происходит отжатие из пород избыточной воды, которая заполняет поры и трещины пород и даже создает напор. Наиболее характерный тип пород, способных под давлением отдавать значительное количество воды, – глинистые осадки, обладающие большой влагоемкостью. Избыточная вода поступает в подстилающие (и перекрывающие) породы214 Общая геология коллекторы, по которым движется вверх, в область невысоких давлений. Водонапорная система такого типа, содержащая седиментационные воды, называется элизионной (греч. элизио – выжимаю). Таким образом, если в инфильтрационных системах движение межпластовых вод определяется силой тяжести (от области питания к области разгрузки), то в элизионных системах вода движется снизу вверх – от наиболее прогнутой части бассейна к его периферии (рис. 10.6, б). В том и другом случае движение межпластовых вод довольно медленное, несопоставимое с течением воды в реках и открытых водоемах. Скорость течения межпластовых вод обычно не превышает нескольких метров в год. Движение их определяется фильтрационными свойствами пласта-коллектора. На значительной глубине, в условиях повышенных давлений и температур избыток воды может появиться в результате термической дегидратации некоторых минералов, т. е. выделения ими химически связанной воды. В этом случае образуется термодегидратационная водонапорная система. Гидродинамические системы эволюционируют с развитием региона. Так, при тектоническом опускании пласта-коллектора и его перекрытии более молодыми осадками начинается отжим избытка воды из погрузившихся глинистых пород в коллектор, и инфильтрационная система преобразуется в элизионную; при дальнейшем погружении бассейна возможен переход элизионной системы в термодегидратационную. Гидрогеологические бассейны часто содержат несколько водонапорных систем. В этом случае различают бассейны гомогенных (однородных) и гетерогенных (разнородных) систем. Примером бассейна гомогенных систем, содержащего только инфильтрационные системы, является Восточно-Предкавказский бассейн. Чаще встречаются бассейны гетерогенных систем. Так, в пределах Каракумского бассейна водоносные горизонты юрского и нижнемелового возраста образуют элизионную систему, в то время как вышележащие коллекторы верхнего мела и кайнозоя входят в состав инфильтрационных систем. Особо следует рассмотреть источники подземных вод (родники), осуществляющие естественную их разгрузку (дренаж) на поверхность. Количество воды, выделяемое источником 215 Байбатша А. Б. в единицу времени, называется его дебитом. Источники отличаются друг от друга по дебиту, температуре воды и ее минерализации. Поэтому по комплексу признаков их классифицируют по происхождению вод, температуре, характеру истечения и химическому составу. Например, по происхождению источники могут быть магматогенными (стабильный дебит, высокие температура и минерализация), инфильтрационные (сезонные колебания дебита, невысокие температура и минерализация), смешанные. Пример магматогенных источников – гейзеры, связанные с очагами активного магматизма. По температуре воды источники делятся на термальные (с температурой выше 20 °С), гипотермические (с температурой воды ниже среднегодовой температуры района) и изотермические. По характеру истечения выделяются нисходящие (спокойно истекающие), восходящие (артезианские грифоны) и перемежающиеся (переменного характера истечения, связанные с карстовыми полостями) источники. И, наконец, по составу вод источники делятся на пресные (с минерализацией менее 1 г/л), солоноватые (1–10 г/л), соленые (10–50 г/л) и рассолы (более 50 г/л). 10.5. Воды нефтяных и газовых месторождений На нефтяных и газовых месторождениях нефть и газ залегают совместно с подземными водами. При этом происходит их естественная сепарация по плотности: самое высокое положение занимает газ, ниже залегает нефтенасыщенная часть пласта, а еще ниже – водонасыщенная. Эти участки пласта условно отделяются друг от друга поверхностями газонефтяного (ГНК) и водонефтяного (ВНК) контактов. Указанная способность газа, нефти и воды к естественной сепарации является причиной того, что в естественных условиях нефть и газ обычно находятся в так называемых ловушках. Наиболее распространены ловушки структурного типа – выпуклые изгибы пластов, перекрытые непроницаемыми породами (рис. 10.7). Пластовые воды нефтяных и газовых месторождений, согласно классификации М. А. Жданова и др. (1966), подразделяются по отношению к залежи нефти или нефтеносному пласту на несколько разновидностей: нижняя – краевая вода располага216 Общая геология ется в пониженных частях нефтяного пласта, подпирает нефтеносную залежь (рис. 10.8, а); подошвенная – в нижней, подошвенной, части нефтяного пласта в пределах всей структуры, включая ее сводовую часть (рис. 10.8, б); промежуточная – вода приурочена к водоносным пластам или пропласткам в нефтяном пласте, являющимся единым объектом разработки (рис. 10.8, в); верхняя – к чисто водоносным пластам, залегающим выше нефтяной залежи (рис. 10.8, г); нижняя – к чисто водоносным пластам, залегающим ниже нефтяной залежи (рис. 10.8, д). Рис. 10.7. Положение контуров газоносности и нефтеносности. Части пласта: 1 – нефтенасыщенная; 2 – газонасыщенная: 3 – водонасыщенная; 4 – глины; 5 – алевриты; 6 – известняки; зоны: 7 – водонефтяного контакта, 8 – газонефтяного контакта; lH1 и lH2 – внешний и внутренний контуры нефтеносности; lГ1 и lГ2 – то же, газоносности 217 Байбатша А. Б. Рис. 10.8. Схемы залегания пластовых вод нефтяных и газовых месторождений: 1 – нефть; 2 – вода Наличие в нефтяных месторождениях изолированных газовых залежей и многообразие типов подземных вод обусловливают и различное положение контактов между газом, нефтью и водой. В частности, для нижних краевых вод положение контакта нефть–вода определяется двумя контурами: внешним и внутренним (см. рис. 10.7). Внешний контур проводится по кровле нефтеносного пласта, а внутренний – по подошве. Часть пласта, расположенная между внутренним и внешним контурами нефтеносности, содержит вверху нефть, внизу воду и называется приконтурной зоной. Геологи-нефтяники постоянно изучают подземные воды нефтяных и газовых месторождений, их динамический режим и химический состав. Следует отметить, что подземные воды указанных месторождений, как правило, характеризуются повышенной минерализацией. По составу эти воды обычно относятся к типу хлоридных-кальциевых (хлоркальциевых), реже гидрокарбонатных натриевых. Они отличаются повышенным содержанием ионов йода, брома, часто в них присутствует сероводород. К характерным особенностям вод нефтяных месторождений относятся отсутствие или весьма малое содержание сульфатов и нали218 Общая геология чие солей нафтеновых кислот. Присутствие углерода органического происхождения создает восстановительную химическую обстановку, приводящую к восстановлению сульфатов по схеме МеSО4 + 2С = МеS + 2CO2, где Ме – металлы, С – органический углерод (нефти, битума, газов). В зависимости от металла реакция приводит к образованию различных соединений. Так, при восстановлении сульфата натрия Na2SО4 + 2С + Н2О = Nа2СO3 + Н2S + СO2 образуется растворимая в воде сода Nа2СO3, повышающая щелочность пластовых вод. При восстановлении сульфата кальция СаSO4 + 2С + Н2О = СаСО3 + Н2S + СО2 образуется нерастворимый в воде кальцит СаСО3, выпадающий в осадок и ухудшающий коллекторские свойства пород в приконтурной зоне. Однако в любом случае выделяется сероводород, который впоследствии реагирует с различными оксидами, образуя пирит, халькопирит и другие минералы группы сульфидов. Процессу восстановления сульфатов – десульфатизации способствуют микроорганизмы – особые бактериидесульфатизаторы, живущие в нефти. Среди них наиболее распространены Vibrio desulfuricas и Vibrio thermodesulfuricas. Для установления общей минерализации пластовых вод определяют количество солей, растворенных в 1 л, т. е. массу сухого остатка, которая выражается в процентах по отношению к массе 1 л воды. Многочисленные анализы вод нефтяных и газовых месторождений показали, что их общая минерализация колеблется в довольно больших пределах. Например, в Грозненском районе она составляет 6,3 %, в районе Баку достигает 17 % и т. д. В процессе разработки нефтяных месторождений положение контура нефть – вода меняется. Одной из задач разработки является обеспечение равномерного его продвижения. Дело в 219 Байбатша А. Б. том, что пластовые воды с их напором играют роль источника энергии для вытеснения нефти из коллектора. Поэтому на начальной стадии эксплуатации месторождения скважины, вскрывшие нефтяную часть пласта, фонтанируют. По мере интенсивного отбора нефти давление в пласте постепенно падает, а контур нефть–вода перемещается к своду залежи. Для поддержания высокого давления в нефтяном пласте и продления наиболее экономичного фонтанного периода эксплуатации по периферии залежи (за контуром нефть–вода) бурят нагнетательные скважины, по которым в пласт закачивают воду, восстанавливая тем самым давление в пласте. Изучение подземных вод нефтяных и газовых месторождений имеет не только теоретическое, но и большое практическое значение. Результаты этого изучения используются для правильной оценки перспектив нефтегазоносности территорий. Благоприятными гидрохимическими показателями при этом служат низкое содержание в водах сульфатов и повышенное карбонатов, а также повышенная концентрация йода, брома, сероводорода в водах хлоркальциевого типа и т.д. Если подземные воды исследуемого района характеризуются указанными особенностями, это позволяет предполагать наличие здесь нефтяных, газовых или газоконденсатных месторождений. 10.6. Карстовые процессы Геологическая деятельность, совершаемая подземными водами, заключается, прежде всего, в растворении минералов или горных пород, по которым они движутся. Наиболее легко растворяются такие минералы, как галит, сильвин, кальцит, доломит, гипс и др. В районах распространения пород, сложенных этими минералами, вода, проникая по трещинам и порам, растворяет (выщелачивает) отдельные зерна минералов и после установления сквозного стока уносит их в растворенном виде. Таким образом, подземное выщелачивание приводит к образованию вторичных коллекторов из пород, которые формировались как водоупоры. По коллекторским свойствам вторичные коллекторы не только не уступают первичным, но часто и превосходят их. 220 Общая геология Процессы растворения повторяются многократно, в результате во вмещающих породах образуется целая система соединяющихся пустот и каналов, в дальнейшем увеличивающихся в размерах. Так возникают карстовые пещеры. Карстовые пещеры иногда достигают огромных размеров. Они широко распространены в СНГ, США, Франции, Италии, Венгрии, Чехословакии и других странах. Большое количество пещер (свыше сотни) известно в «кавернозных известняках», слагающих плато Кентукки (США). Здесь расположена Мамонтова пещера, которая состоит из пяти ярусов каналов и гротов общей протяженностью около 300 км. В Европе крупнейшие пещеры длиной 40–60 км известны в Швейцарии (Хельхох) и Австрии (Айсризенвельт). Крупные пещеры имеются в Венгрии, Хорватии, ГДР. Наиболее изучена Новоафонская карстовая пещера, расположенная в известняковом массиве на Черноморском побережье Грузии. Это одна из самых крупных исследованных карстовых полостей – здесь выявлено восемь залов длиной от 50 до 275 м и высотой до 97 м (рис. 10.9). Общая протяженность пещеры достигает 1840 м. В пещере имеются три озера, уровень воды в которых располагается на высоте 40–42 м над уровнем моря. Рис. 10.9. Схема Новоафонской карстовой пещеры в плане (а) и в разрезе I–I (б). Залы: А – Абхазия; Б – Храм, В –Тбилиси; арабские цифры – высота над уровнем моря, м 221 Байбатша А. Б. Характерной формой для карстовых пещер являются натечные образования, также связанные с деятельностью подземных вод. Среди натечных форм, которые чаще всего сложены кальцитом, выделяют сталактиты, сталагмиты, колонны, занавеси, перегородки и т. д. Образуются они следующим образом. Подземные воды, проходя через известняки, частично растворяют их и насыщаются бикарбонатом кальция Са(НСО3)2. Попадая в карстовые полости, обогащенные Са(НСО3)2 подземные воды оказываются в условиях более низкого давления, при котором происходят выделение избытка углекислоты, переход растворимого бикарбоната в нерастворимый карбонат кальция и выпадение последнего в осадок. Вследствие частичного испарения воды в пещере этот процесс интенсифицируется. Так образуются сталактиты, которые представляют собой удлиненные, растущие вниз от кровли пещеры подвески, напоминающие ледяные сосульки. Более толстые натечные формы, называемые сталагмитами, растут снизу вверх в результате падения капель на дно пещеры, частичного испарения воды, потери некоторого количества углекислоты и выделения нерастворимого СаСО3. Иногда, соединяясь, сталактиты и сталагмиты образуют натечные формы в виде сталагнатов (колонн), занавесей, перегородок и др. На стенах карстовых пещер нередко возникают карнизы и каскады. На дне большинства пещер развиты многочисленные колодцы или отдельные озера. Иногда они соединяются и воды в виде потока движутся по дну пещеры в направлении его уклона. Многие пещеры состоят из большого количества гротов и залов, соединяющихся причудливыми галереями и располагающихся на разной высоте – в несколько этажей. Многоэтажность пещер обычно связана с изменением уровня грунтовых вод в зависимости от базиса эрозии местной речной сети. Понижение базиса эрозии сопровождается понижением уровня карстовых вод, что приводит к формированию нового этажа пещеры. С течением времени на поверхности района, сложенного карстующимися породами, могут возникать различные формы карстового ландшафта. По условиям образования выделяются карстовые формы, связанные с выщелачиванием (карры) и с провалами и оседанием сводов пещер (воронки, колодцы, доли222 Общая геология ны и полья). Сначала на поверхности известнякового массива возникают глубокие борозды. Происхождение их связано с тем, что атмосферная вода, обогащенная углекислотой, проникает в трещины, растворяет их края, постепенно образуя небольшие углубления и промоины. С появлением направленного стока вод в промоинах и углублениях усиливаются процессы выщелачивания известняков, в результате образуется система борозд и желобков, разделенных узкими гребнями. Все эти формы и получили название карстов (рис. 10.10). Рис. 10.10. Карстовые формы рельефа: 1 – кары; 2 – воронки; 3 – полье; 4 – колодцы; 5 – шахты; 6 – исчезающие реки; 7 – провальные воронки; 8 – ущелье; 9 – пещера; 10 – сталактиты; 11 – сталагмиты; 12 – «терра-росса»; 13 – пещерное озеро; 14 – сифоны Карстовые воронки представляют собой асимметричные чашеобразные углубления, диаметр и глубина которых изменяются от единиц до десятков метров. Округлые, пологие и не особенно глубокие воронки называются долинами. Нередко на дне карстовых воронок и других форм карстового рельефа встречаются глубокие отверстия, называемые понорами. Они представляют собой своеобразные вертикальные каналы, ведущие к подземным карстовым полостям внутри известнякового массива. Смыкаясь друг с другом, поноры образуют более круп223 Байбатша А. Б. ные формы поверхностного карста – котловины и полья. Они могут возникать также в результате провала кровли пещер. В рельефе полья выделяются обширными размерами, имеют вид замкнутых впадин с крутыми бортами и относительно плоским дном. Нередко такие депрессии заполняются водой, образуя карстовые озера. Подземные воды не только растворяют горные породы, но и разрушают их механическим путем, выносят твердые частицы. Процесс выноса подземными водами твердых частиц из различных пород называется механической суффозией. Чаще всего суффозии подвергаются глины, пески, рыхлые песчаники; при этом водоносные слои уменьшаются в объеме и проседают. Таким образом, в результате суффозии возникают пониженные формы рельефа на поверхности земли. 10.7. Осадки подземных вод Наряду с растворением и переносом отдельных твердых частиц подземные воды в благоприятных условиях откладывают осадки. Этот процесс может происходить как на земной поверхности у выходов источников, так и в пустотах пород водоносных пластов. Отложение осадков – одна из важнейших форм геологической деятельности, совершаемой подземными водами. Осадки, отлагаемые подземными водами на земной поверхности. Среди осадков, которые откладываются подземными водами на поверхности, нужно назвать известковые и кремнистые туфы, поваренную соль, железные и марганцевые руды. Известковый туф состоит из кальцита, который накапливается на поверхности у выходов источников. Выпадение СаСО3 у выходов источников обусловлено теми же факторами, что и его выпадение при образовании сталактитов и сталагмитов. Реакцию выделения кальцита при образовании туфа можно записать по схеме Са(НСО3)2 СаСО3 + Н2О + СО2 . 224 Общая геология Выделение СО2 и быстрое осаждение карбоната кальция определяют пористую текстуру известковых туфов, а соли, содержащиеся в подземной воде, окрашивают их в различные тона. Обычно окраска туфов белая или серая, но часто с ржавыми или бурыми пятнами, возникающими за счет оксидов железа. Наличие равномерно распределенных оксидов железа придает всей породе желтоватый цвет, а железомарганцевые соединения окрашивают туфы в яркие тона. Известковый туф со сравнительно крупными пустотами носит название травертина. Он способен довольно быстро образовать оболочку на любых предметах, попавших в источники, – ветках, листьях, монетах и т. д. Поэтому отложения травертина часто используют для определения возраста по находкам в них листьев, цветочной пыльцы, спор вымерших растений и т. д. На склонах гор натеки травертина обычно образуют системы террас. Наиболее крупные натечные террасы высотой до 200 м связаны с термальными источниками Памуккале у г. Денизли в Турции. В СНГ мощные толщи травертинов известны вблизи Крестового перевала на Военно-Грузинской дороге, а также в Пятигорске и других районах. Железные руды – известны залежи бурых железняков, образование которых связано с геологической деятельностью подземных вод. Железные руды такого происхождения приурочены к выходам вод, обогащенных солями железа FеСO3 или FеSO4. В этих условиях и, по-видимому, при участии бактерий происходит превращение FеСO3 и FеSO4 в 2Fе2O3·3Н2О – лимонит, который, откладываясь в больших количествах, образует пласты. Примером могут служить залежи железных руд Керченского и Таманского полуостровов, приуроченные к отложениям верхнего отдела юры. Аналогично образуются марганцевые руды. Осадки, откладываемые подземными водами в пустотах горных пород. Выше приводились примеры осаждения карбоната кальция в виде сталактитов и сталагмитов, колонн и других форм в карстовых пещерах. Таким же путем из подземных вод, заполняющих мелкие пустоты, выделяются растворенные в них химические соединения, цементирующие галечники, щебень, пески и другие рыхлые породы. Цементирующим веществом 225 Байбатша А. Б. при этом часто бывают СаСO3, SiO2∙nН2О, FеСО3 и др. В результате цементации образуются новые породы – конгломераты, брекчии, песчаники и др. При цементации соли из растворов осаждаются в поровом пространстве между частицами осадка или породы. Таким образом, из рыхлых песков образуются известковые, кремнистые или железистые песчаники в зависимости от характера цемента, отложившегося между зернами породы. Цементация отложений минеральным веществом, выделившимся из подземных вод, может происходить на разных глубинах; ведущим фактором в этом процессе является высокая минерализация подземных вод. 10.8. Оползни и обвалы Смещения горных пород на крутых склонах бывают весьма различными как по характеру, так и по масштабу. В частности, выделяют мелкие смещения или оплывины, крупные смещения или оползни, и внезапные обрушения огромных массивов горных пород или обвалы, которые обычно происходят в горных районах. Наибольшее значение имеют оползни, широко распространенные в природе. Оползень – естественное перемещение массивов горных пород под влиянием силы тяжести, в результате деятельности подземных вод и при наличии в разрезе горизонтов пластичных глин. В ненарушенном состоянии такие глины мало отличаются от обычных. Однако при механическом воздействии и увлажнении они приобретают высокую пластичность. Показанный на рис. 10.11 обрывистый склон сложен плотными и тяжелыми карбонатными породами. В основании склона обнажается водоносный горизонт с источником. Водоупором служат пластичные (плывунные) глины, которые под действием влаги и давления вышележащей толщи становятся «текучими». Из водоносного слоя с водой выносятся мелкие частицы песка, в связи с чем склон медленно оседает. В этих условиях в какой-то момент породы, залегающие над водоносным слоем, под действием силы тяжести могут оторваться и сползти. Поверхность, по которой происходит отрыв и смещение масс горных пород, получила название поверхности смещения или скольжения. В результате оползания массивы горных пород разбиваются на 226 Общая геология отдельные глыбы, которые обычно называют оползневыми телами. Как правило, поверхность первоначального склона после оползания наклоняется в сторону, противоположную движению оползня. При этом стволы деревьев, постройки и т.д. наклоняются в ту же сторону. Рис. 10.11. Схема образования оползня. Положение склона: а – до оползня; 6 – после оползня; 1 – известняки; 2 – пески; 3 – глины; I – первоначальное положение склона; II – ненарушенный склон; III – оползневые тела; IV – поверхности скольжения; V – надоползневый уступ; VI – подошва оползня; VII – источник На берегах рек, озер и морей можно встретить лесные массивы с наклоненными и изогнутыми стволами деревьев. Такой лес получил название «пьяного». Наличие «пьяного леса» является прямым доказательством развития оползней в данном районе. Следует иметь в виду, что оползни протекают в форме периодически повторяющихся внезапных подвижек, которые длятся секунды и приводят к перемещению огромных масс горных пород. Хотя оползание массива длится секунды, сам оползневой процесс развивается длительное время. После оползня первоначальное залегание пород нарушается. Иногда оползни возникают и при отсутствии водоносного горизонта. В этом случае пластичность глин, лежащих в основании склона, может быть связана с каким-либо внешним воздействием (реки или озера). Например, просачивание вод Москвыреки, подмывающей крутой склон Воробьевых гор, приводит к размягчению пластичных глин верхней юры и образованию здесь оползней. 227 Байбатша А. Б. 10.9. Подземные воды в районах многолетней мерзлоты Область многолетней мерзлоты занимает около четверти поверхности нашей планеты, а мощность многолетнемерзлых пород, содержащих воду в виде льда, достигает 800–1500 м (рис. 10.12). Рис. 10.12. Распространение многолетнемерзлых пород на территории СНГ: 1 – южная граница распространения многолетнемерзлых пород; 2 – изотермы,°С; 3 – отдельные пункты многолетней мерзлоты; мощность многолетнемерзлых пород в зонах островного их распространения, м: 4 – до 5; 5 – до 60; то же, в зонах сплошного их распространения: 6 – 60–20; 7 — 120–250; 8 — 250–500; 9 – более 500 Наиболее активна деятельность подземных вод в районах с небольшой мощностью многолетнемерзлых пород (до 60 м), в так называемой зоне островной мерзлоты. Здесь выделяют три типа подземных вод: надмерзлотные, межмерзлотные и подмерзлотные. Надмерзлотные воды связаны с сезонными колебаниями температуры и приурочены к деятельному слою, оттаивающему 228 Общая геология летом и промерзающему зимой. Здесь между промерзающим слоем и толщей мерзлых пород иногда сохраняются незамерзающие воды, называемые надмерзлотными. В толще многолетнемерзлых пород часто встречаются скопления жидкой воды, не замерзающей вследствие высокой минерализации и непрерывного движения. Эти воды, часто гидравлически связанные с надмерзлотными, называются межмерзлотными. Еще глубже, под толщей многолетнемерзлых пород в пластах-коллекторах содержатся подмерзлотные воды, особенности геологической деятельности которых практически не отличаются от деятельности подземных вод в районах с положительной среднегодовой температурой. В районах развития многолетнемерзлых пород деятельность подземных вод приводит к формированию специфических поверхностных форм. Сезонные колебания температуры, деятельность рек, озер обусловливают частичное оттаивание многолетнемерзлых пород и образование таликов. При промерзании пород зимой на поверхности появляются морозобойные трещины, которые летом заполняются водой, а зимой углубляются. Так возникает жильный лед, образующий растущие книзу ледяные клинья. Такие жилы достигают 40 м в глубину и 8 м в ширину. С процессами частичного оттаивания связаны и другие характерные формы поверхности – термокарст (проседания почвы вследствие нарушения ее покрова), солифлюкционные террасы (натечные языки оттаивающих многолетнемерзлых пород), наледи (замерзающие поверхностные потоки и талики) и др. Крупные формы рельефа связаны с замерзанием скоплений подземных вод. При движении подземных вод по трещинам верхняя часть потока замерзает, образуется линза льда – гидролакколит, над которой возникает бугор пучения – булгуннях. Практическое изучение многолетнемерзлых пород связано с поисками нефтяных и газовых месторождений. Непроницаемость этих пород способствует сохранению залежей, а низкие температуры создают благоприятные условия для перехода газа в твердое (газогидратное) состояние, что также способствует сохранению углеводородов. 229 Байбатша А. Б. 10.10. Грязевой вулканизм Среди форм геологической деятельности подземных вод особое место занимает грязевой вулканизм – явление самопроизвольного периодического выброса из каналов газа, воды и грязи. Грязевые вулканы довольно широко распространены. Они известны в Румынии; Италии, Мексике, Бирме, Китае и других странах. В СНГ грязевые вулканы встречаются в Азербайджане, Туркмении, Казахстане, а также на Таманском и Керченском полуостровах. Хорошо изучены грязевые вулканы Азербайджана, которых насчитывается более 200. По строению грязевые вулканы напоминают естественные источники магматогенных вод – гейзеры. Если среди продуктов грязевого вулканизма преобладают газы и вода, то на поверхности образуется сальза – бассейн, заполненный жидкой грязью, из которого периодически выбрасываются в виде грифоне газ и вода. В случае преобладания среди продуктов выброса грязи и твердых обломков пород на месте сальзы постепенно вырастает пологий холм – грязевая сопка, сложенная сопочной брекчией. Этот специфический продукт грязевого вулканизма представляет собой остроугольные, неокатанные и неотсортированные обломки коренных пород, сцементированные глинистым материалом. Канал выходит на вершине сопки, образуя кратер; выбрасываемая грязь медленно стекает по склонам сопки, способствуя ее росту. Типичным для Азербайджана является грязевой вулкан Кюрдамич в Шемахинско-Кобыстанской области. Часто с жидкими и газообразными продуктами через грифоны и кратеры вулкана выбрасываются твердые компоненты – обломки известняков, мергелей, битуминозных сланцев, которые по возрасту относятся к верхнему мелу. Твердые обломки вулканической брекчии позволяют считать, что корни вулкана уходят на значительную глубину, пронизывая толщу верхнего мела. С поверхности вулкан сложен сопочной брекчией и жидкой грязью, мощность которой составляет около 25 м. Подсчитано, что общий объем сопочной брекчии, выброшенной вулканом, достигает 27,5 млн м3. Обычно выбрасываемая грязевыми вулканами жидкая грязь растекается по земной поверхности, а само излияние проходит довольно спокойно. Однако временами в жерле 230 Общая геология вулкана скапливается много газа, что приводит к взрывам. В частности, взрывы и воспламенение газов наблюдались при извержении вулканов Локбатан (1932, 1935 и др.), Горелая-Пекло (1794), на о-ве Свином (1832). Грязевые вулканы в Азербайджане располагаются не только на суше, они встречаются также вблизи Апшеронского полуострова в Каспийском море. К таким вулканам относятся подводный кратер Яма, острова Дуванный, Глиняный, Булла, Лось, Абиха, Безымянный и др. Происхождение грязевых вулканов до конца не выяснено. Изучение их показало, что сопки и сальзы всегда располагаются группами, вытягиваясь вдоль зон, осложненных на глубине разломами. Первоначально предполагалось (Г. В. Абих, 1848 г.), что грязевой вулканизм связан с магматическими очагами и является своеобразным проявлением магматического процесса, но в ослабленной форме. Рис. 10.13. Геологический разрез грязевого вулкана Локбатан: 1 – сопочная брекчия; залежи: 2 –нефтяные; 3 – газовые; 4 –скважины; 5 – разломы 231 Байбатша А. Б. Один из крупнейших исследователей грязевого вулканизма И. М. Губкин, изучая грязевые вулканы, пришел к выводу, что они связаны не с магматическим вулканизмом, а с газонефтяными месторождениями, ядра которых прорваны грязевыми каналами (рис. 10.13). Впоследствии ученики И. М. Губкина А. А. Якубов, С. Ф. Федоров, В. А. Сулин, П. П. Авдусин, Л. А. Гуляева и др. на основе данных бурения и других детальных исследований подтвердили эту точку зрения. Было установлено, что для образования грязевых вулканов необходимо наличие газов, воды и зон дробления, по которым весь этот материал может периодически выбрасываться на поверхность. Такое сочетание факторов чаще всего встречается в пределах нефтяных и газовых месторождений, поэтому в настоящее время грязевые вулканы, как и газирующие углеводородные источники, рассматриваются в качестве прямых признаков нефтегазоносности изучаемой территории. Контрольные вопросы: 1. В каких фазах находится вода в горных породах? 2. Что такое пористость и проницаемость горных пород, как они делятся по этим признакам? 3. Как подразделяются подземные воды по происхождению и условиям залегания? 4. Чем отличаются грунтовые воды от верховодки и артезианских вод? 5. Чем характеризуются воды нефтяных и газовых месторождений? 6. Что такое карст и суффозия? 7. Какие осадки отлагаются подземными водами? 8. Какова природа оползней? 9. Что такое грязевой вулкан, его значение для поисков нефтегазовых месторождений? 232 Общая геология 11. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ЛЕДНИКОВ 11.1. Образование и типы ледников Ледники занимают значительное место на Земле. Они покрывают почти 16 млн км2 поверхности суши (11 %), а в полярных областях ледниковый покров распространяется и на мелководную (шельфовую) область моря. Общий объем льда, содержащегося в ледниках, оценивается в 30 млн км3 (объем куба с длиной ребра 300 км). Геологическая деятельность ледников, как и других экзогенных факторов, включает эрозию, транспортировку обломков и их отложение. Изучением строения, развития и деятельности ледников занимается гляциология. Ледники состоят из так называемого глетчерного льда. В отличие от других разновидностей льда (почвенный, речной, морской), возникающих при замерзании воды, глетчерный лед образуется из снега. Для возникновения ледника необходимы низкая среднегодовая температура, большое количество осадков, выпадающих в виде снега, а также наличие пологих склонов и впадин, защищенных от Солнца и ветра. Условия круглогодичного сохранения устойчивого снежного покрова имеются в странах с холодным климатом и в высокогорных областях различных климатических зон. Высоты, на которых образуются ледники, в разных районах земного шара неодинаковы и зависят от широты местности. Уровень, выше которого снег не успевает полностью растаять за лето, называется снеговой линией. Гипсометрическое положение снеговой линии зависит от климатических условий. При увеличении снежного покрова эта линия перемещается вниз и, наоборот, при потеплении климата и уменьшении количества осадков поднимается. В полярных районах снеговая линия располагается на высотах, близких к уровню моря (от нуля до 50–70 м); в Норвегии и на Аляске – на высоте 1,5 км; в Гималаях и Тибете – на высоте от 5,1 до 6 км. Высота снеговой линии может меняться даже в пределах одного района. На Западном Кавказе, например, который характеризуется обилием осадков, снеговая линия проходит на высоте 2,7 км, а на Восточном Кавказе с более сухим климатом – на высоте около 3,8 км; 233 Байбатша А. Б. в Жонгарском Алатау на северном склоне гор она располагается на высоте 3 км, а на южном, более прогреваемом летом, поднимается до 3,5 км. С уменьшением значения географической широты, при приближении к экватору, снеговая линия поднимается, на полюсах она приближается к уровню моря (рис. 11.1). Это и определяет неравномерность накопления снега и масштабов образования глетчерного льда – основная его часть (99,5 %) сосредоточена в полярных областях и только 0,5 % связано с высокогорными ледниками. Накапливаясь в понижениях рельефа или на вершинах гор, снег за лето не успевает растаять, масса его растет из года в год, он уплотняется и под влиянием суточных колебаний температуры превращается в зернистую массу. Такой уплотненный зернистый снег называется фирном, а область его накопления – фирновым полем. Фирн вновь покрывается снегом, под тяжестъю которого продолжает уплотняться, пока со временем не превратится в глетчерный лед. Если 1 м3 свежего снега имеет массу 85 кг, то масса 1 м3 фирна достигает 600 кг, а 1 м3 глетчерного льда – 909 кг. Таким образом, на образование одного кубометра глетчерного льда расходуется почти 11 м3 снега. Средняя плотность глетчерного льда 0,909 г/см3, т.е. несколько ниже плотности речного льда (0,917 г/см3). Обусловлено это беспорядочным расположением зерен глетчерного льда, размер которых изменяется от горошины до куриного яйца. Рис. 11.1. Положение снеговой линии Н в зависимости от географической широты местности 234 Общая геология Структура речного льда упорядоченная – кристаллы имеют примерно одинаковый размер и ориентированы перпендикулярно к поверхности воды. В отличие от речного и морского льда глетчерный лед не обладает слоистостью, как правило, прозрачен и имеет голубоватый оттенок. Накапливается он в виде масс значительной мощности, составляющих тело ледника. Важным свойством глетчерного льда является его текучесть. Скорость течения ледника зависит от его мощности и крутизны ложа, которое он покрывает. Чем больше мощность и чем круче ложе, тем значительнее скорость его течения. Обычно она составляет 3–10 м/сут, а крупные ледники движутся со скоростью до 40 м/сут. У ледников выделяют область питания, где происходит накопление снега и превращение его в фирн, а затем в глетчерный лед, и область стока, по которой движется, стекает глетчерный лед. В зависимости от соотношения областей питания и стока, от размеров и формы ледники подразделяются на три типа: горные (или альпийского типа), покровные (или континентального типа) и промежуточные. Горными (альпийскими) называют сравнительно маломощные ледники высокогорных районов, приуроченные к различного рода депрессиям в рельефе: долинам рек, ущельям и т. п. Ледники такого типа развиты в Альпах, Гималаях, на Тянь-Шане, Памире, Кавказе. Область питания горных ледников выражена отчетливо, имеет форму цирка и находится выше снеговой линии. Как правило, эта область окружена амфитеатром высоких гребней и пиков. Лед стекает по горным долинам с крутыми склонами, образуя один или несколько ледяных потоков – языков (рис. 11.2). Рис. 11.2. Соотношение областей питания (I) и стока (II) у ледников альпийского типа 235 Байбатша А. Б. Среди горных ледников различают несколько разновидностей: долинные – наиболее крупные, характерные для ледников этого типа; карровые – образующиеся в углублениях гор почти на уровне снеговой линии и практически не имеющие стока; висячие – ложе ледника нарушается крутым уступом, и ледяной поток, нависающий над ним, периодически срывается вниз в виде лавины. Хотя ледники альпийского типа играют скромную роль в общем балансе оледенений, отдельные высокогорные ледники достигают значительных размеров. Длина крупнейшего ледника Федченко на Памире 77 км при ширине 4 км и толщине глетчерного льда до 1 км. Площадь оледенения горных систем даже в низких широтах измеряется десятками тысяч квадратных километров. На Памире и Тянь-Шане общая площадь ледников превышает 20 тыс. км2, а в Гималаях составляет почти 60 тыс. км2. Покровные ледники обычно образуются в полярных районах и располагаются почти на уровне моря. Как правило, они занимают огромные площади и характеризуются значительной мощностью ледникового покрова. В отличие от ледников альпийского типа покровные ледники не обладают отчетливо обособленными областями питания и стока, форма их не контролируется рельефом ложа. Толщина льда здесь настолько велика, что под нею скрываются все неровности рельефа. Поверхность покровных ледников обычно имеет форму выпуклого щита с воздыманием центральной части. Примером ныне существующих покровных ледников могут служить ледниковые покровы Гренландии и Антарктиды. Ледники покровного типа – крупнейшие на планете. Так, площадь крупнейшего ледника северного полушария – Гренландского – достигает почти 2 млн км2. При максимальной мощности 3,3 км общий объем льда здесь превышает 2,6 млн км3. Крупнейшим ледником планеты является Антарктический, занимающий площадь почти 14 млн км2. В нем сосредоточено примерно 24 млн км3 льда, что составляет 80 % объема всех ледников мира. В Антарктиде расположены собственно два ледника, разделенные Трансарктическими горами. Ложе ледника Восточной Антарктиды с максимальной мощностью льда до 3,6 км находится на высоте около 2 км. Ледник Западной Антарктиды зале236 Общая геология гает в основном на дне океана и на отдельных островах морей Росса и Уэдделла, образуя здесь так называемые шельфовые ледники. В Антарктиде идет интенсивное накопление льда – при уровне осадков около 150 мм/год здесь ежегодно формируется слой льда в 24 мм; это накопление немного превышает потери льда, связанные в основном с отрывом ледяных глыб – айсбергов. К ледникам промежуточного типа относятся плоскогорные ледники, которые образуются на горах с плоской (столообразной) или плосковыпуклой вершиной. Такие ледники, развитые на Скандинавском полуострове, иногда называются ледниками скандинавского типа. Промежуточными их считают потому, что они характеризуются смешением свойств ледников первых двух типов. Вследствие однообразия рельефа ложа они, как и континентальные ледники, залегают сплошной массой на плоскогорьях. Передвигаясь от центра к периферии, промежуточные ледники используют для стока долины рек, ущелья и в этом отношении приближаются к горным. По размерам ледники промежуточного типа обычно невелики – площадь ледников Скандинавского полуострова редко превышает несколько сот квадратных километров (общая площадь ледников Скандинавского полуострова около 5 000 км2). География современного оледенения Благоприятные условия для существования ледников в первую очередь характерны для полярных областей Земли – Арктики и Антарктиды, а особенно – для полярных районов, испытывающих влияние влагонесущих циклонов. Расход льда на таяние здесь незначителен, приход сравнительно велик, а граница питания ледников опускается очень низко, иногда достигая уровня моря. Поэтому крупнейшие центры современного оледенения приурочены к полярным районам – именно в них сосредоточена основная масса ледников, а сами ледники имеют наибольшие размеры и покровный характер. В умеренных и низких широтах ледники могут существовать только в горах, особенно в горах, получающих много осадков (табл. 11.1). 237 Байбатша А. Б. Таблица 11.1 Крупнейшие ледники и ледниковые районы мира (Гляциологический словарь, 1984) Ледник, ледниковый район Северное полушарие Гренландский ледниковый покров Канадская Арктика Аляска (хребет Брукса, горы Св. Ильи и др.) Исландия Архипелаг Свальбард (Шпицберген) и остров Ян-Майен Российская Арктика (острова Земля Франца-Иосифа, Новая Земля, Северная Земля, острова Де-Лонга и др.) Горы Европы (Скандинавия, Альпы, Кавказ, Урал и др.) Горы Центральной Азии (Гималаи, Каракорум, Тянь-Шань, Памиро-Алай и др.) Южное полушарие Антарктический ледниковый покров, в том числе шельфовые ледники Росса, Роне, Фильхнера и др. Субантарктические острова (Южная Георгия, Кергелен, Южные Шетландские и др.) Южная Америка (Патагонские ледниковые плато) Африка и Океания Общая площадь оледенения Земли Площадь оледенения, км2 1 726 400 150 000 103 700 11 790 35 245 56 120 7 400 115 500 13 779 000 1 460 000 4000 32 300 845 ~16 318 000 Теплые и холодные ледники Ледники классифицируются не только по размерам и форме, но и по их температуре – свойству, влияющему на характер их движения и взаимодействия с ложем. По температуре ледники подразделяются на теплые (или умеренные) и холодные (или полярные); в последние годы много внимания уделяется также двуслойным ледникам – в верхней части разреза холодным, в нижней – теплым. 238 Общая геология В теплых ледниках весь лед ниже слоя сезонных колебаний имеет температуру плавления, поэтому их также называют изотермическими; такие ледники характерны для средних и низких широт. В холодных ледниках, распространенных в основном в полярных широтах или на больших высотах, температура льда всегда отрицательная. При температуре, близкой к точке плавления, лед отличается высокой пластичностью, и его трение о ложе резко снижается. У ложа теплых и двуслойных ледников обычно присутствует талая вода, которая в некоторых случаях образует подледные озера. Так, в современной Антарктиде подледное таяние идет на площади 550 тыс. км2 со скоростью 3–9 мм/год, объем подледной воды близок к 5 тыс. км3; наиболее известное подледное озеро – Восток, обнаруженное подо льдом толщиной в 3,5 км, по размерам лишь в два раза уступает Байкалу. Теплые ледники сравнительно быстро двигаются, их лед (в отличие от холодного и примороженного к ложу) легко растекается под действием силы тяжести, а толщина сравнительно невелика и форма профилей относительно пологая. 11.2. Геологическая работа ледников Передвигаясь, массы льда производят значительную работу по разрушению горных пород, обработке (вспахиванию и истиранию) поверхности, по которой они движутся, и переносу разнообразного обломочного материала. Движению ледника способствует появление воды в его подошве, которая образуется в результате снижения температуры таяния льда при высоком давлении и выполняет роль смазки ледяного массива. Скорость движения ледника зависят от многих факторов, главными из которых следует считать массу льда и уклон поверхности, по которой он перемещается. При одинаковой массе ледника в зависимости от уклона ложа существенно меняются тангенциальная FT и нормальная FH составляющие (рис. 11.3), которые определяют скорость движения и давление на ложе. 239 Байбатша А. Б. Рис. 11.3. Зависимость скорости течения ледникового языка от уклона ( 1 < 2): 1 – ледниковый язык; 2 – пленка воды в основании ледника; 3 – ложе ледника Кроме уклона, скорость течения ледника связана с изменениями климата, условий питания, извилистости ледникового ложа. В частности, центральная часть ледника движется значительно быстрее, чем боковые участки, которые испытывают большее трение о борта долины. Неравномерное движение ледниковой массы обусловливает образование краевых или боковых трещин. Кроме того, в теле ледника под действием боковых напряжений образуются длинные параллельные трещины – кривассы. Другим видом нарушения тела ледника являются серакки, связанные с деформациями тела ледника при изменении ширины долины или с неровностями в рельефе ложа (рис.11.4). Работа ледника по разрушению и истиранию пород ложа называется экзарацией. Однако твердость льда явно недостаточна для разрушения большинства горных пород. Ледниковая экзарация в значительной степени обусловлена наличием обломков горных пород, вмерзших в лед, которые и являются главным инструментом разрушения. При движении льда образуются глубокие борозды, исцарапанные, исштрихованные валуны, выровненные, выположенные формы рельефа. Округлые асимметричные блоки со следами ледниковой эрозии называются бараньими лбами, а их скопления образуют ландшафт курчавых скал. Долина, по которой движется ледниковый язык с вмерзшими в лед обломками пород, приобретает корытообразную форму с плоским дном и крутыми боковыми 240 Общая геология стенками. Такая сформированная языком ледника долина называется трогом. Завершается она некоторым повышением коренных скальных пород, ограничивающих движение ледника и называемых ригелем. Обломочный материал, образующийся в результате деятельности ледников, получил название морены. Темноокрашенные обломки пород, составляющие морену, хорошо нагреваются Солнцем, способствуют плавлению льда и постепенно погружаются в него. Светлоокрашенные морены, наоборот, отражают солнечный свет и образуют грибообразные, воздымающиеся над поверхностью льда формы. В результате поверхность ледника приобретает довольно сложный рельеф, обусловленный неравномерным нагревом и таянием отдельных его участков. Рис. 11.4. Положение морен различных типов: I – фирн; 2 – главный ледник; 3 – приток; 4 – серакки; 5 – кривассы: 6 – подледный поток; морены: 7 – боковая, 8 – конечная (фронтальная), 9 – срединная, 10 – внутренняя, 11 – донная; 12 – цирк По своему состоянию морены подразделяются на движущиеся и неподвижные. Первые движутся вместе со льдом, а вторые представляют собой обломочный материал, оставшийся на месте после таяния ледника. Неподвижные морены разделяются на конечные и основные. Неподвижная морена, образовавшаяся у нижней границы ледникового языка, называется конечной или фронтальной (см. рис. 11.4). 241 Байбатша А. Б. Основная морена – отложения, оставшиеся после таяния ледника на всем протяжении троговой долины. В отличие от конечной, основная морена образуется при постепенном непрерывном отступании ледника, когда граница ледникового языка не фиксируется надолго в определенном положении. Характерной особенностью отложений конечной и основной морен является отсутствие сортировки обломочного материала. Среди движущихся морен различают поверхностные, внутренние и донные. Поверхностные морены делятся на боковые и срединные. Поверхностные боковые морены обычно образованы обломками горных пород, обрушившихся на поверхность ледника со склонов троговой долины. При слиянии двух ледников из смежных долин боковые морены каждого ледника сливаются и дают начало поверхностной срединной морене. Обломочный материал, находящийся на поверхности ледника, может проникнуть в трещины или быть перекрытым новыми порциями снега. Обломки горных пород, заключенные внутри тела ледника, образуют внутреннюю морену, которая также может быть срединной либо боковой. Обломки, вмерзшие в подошву ледника, составляют донную морену. Они не только усиливают эрозионную деятельность, но и создают специфическую форму ледниковой эрозии: исштрихованные валуны и глубокие борозды в ложе ледника – ледниковые шрамы. С деятельностью ледников связаны также флювиогляциальные отложения. Это отложения водных потоков, образующихся при таянии ледников. Такие водные потоки, как правило, размывают морену и выносят за пределы тающего ледника образующийся обломочный материал. При этом вблизи границы ледника откладывается грубообломочный материал, далее – более мелкий, песчаный и затем глинистый. Таким образом, флювиогляциальные отложения в отличие от моренных характеризуются сравнительной отсортированностью и слоистостью и в этом отношении близки к речным. Однако по сравнению с речными флювиогляциальные отложения намного хуже окатаны, так как являются составной частью перемытой морены и переносятся водным потоком на незначительные расстояния. 242 Общая геология 11.3. Флювиогляциальные процессы Потоки талой воды В геологической работе ледников участвует не только лед, но и талая вода, образующаяся при абляции ледников. К талым водам также относят и весь объем поверхностного стока, поступающий к ледникам из окружающих районов. В областях аккумуляции ледников талая вода часто просачивается через неуплотненный снег и пористый фирн замерзает на глубине; в областях абляции она обычно питает поверхностные водотоки, действующие в течение летнего сезона. Здесь, как и у обычных поверхностных вод, выделяются плоскостной и русловой стоки, только снижение поверхности происходит за счет ее стаивания, а не эрозии. В краевых частях ледников, благодаря крутым продольным уклонам их поверхности и низкой шероховатости стенок каналов, скорости водных потоков могут быть чрезвычайно высокими. По трещинам поверхностные потоки могут уходить вглубь ледника, где талая вода, заключенная в туннелях и шахтах, испытывает большое гидростатическое давление. Благодаря этому она обладает столь высокой энергией, что способна двигаться против уклонов ложа и вырабатывать каналы на склонах, обращенных навстречу течению. Языки долинных ледников имеют, как правило, выпуклую поверхность, поэтому талая вода обычно стекает к их краям, вдоль которых формируются маргинальные потоки, текущие параллельно бортам долин. Их русла либо целиком вырабатываются в коренных породах, либо следуют по их контакту со льдом; в последнем случае одна стенка оказывается скальной, а вторая – ледяной. Независимо от того, по каким каналам (наледниковым, внутриледниковым, подледниковым или маргинальным) двигаются потоки талой воды, их ведущей чертой является непостоянство. Прежде всего, оно определяется подвижностью льда. В ходе движения льда происходит изменение систем ледниковых трещин и их взаимоотношений со смежными скальными поверхностями; при этом одни каналы стока закрываются, а другие становятся доступными для воды. 243 Байбатша А. Б. Непостоянство таких водотоков также обусловлено изменчивостью расходов талой воды, на которые влияют сезонные и суточные изменения скорости таяния. Главным следствием непостоянства русел и колеблющихся расходов является резкая неравномерность скоростей течения, что, в свою очередь, оказывает определяющее влияние на эрозионную, транспортирующую и аккумулятивную работу потоков. Все процессы, осуществляемые талыми водами, называются флювиогляциальными. Ледниково-подпрудные озера У краев ледников образуются многочисленные ледниковоподпрудные озера. В наиболее типичном случае они занимают нижние участки долин-притоков, подпруженные большими ледниками главных долин. Несколько реже они располагаются в главных долинах, перегороженных ледниковыми языками, выдвинувшимися из боковых долин. Кроме того, подпрудные озера могут занимать впадины между фронтом ледников и моренными грядами, связанными с прошлыми ледниковыми подвижками. Для ледниково-подпрудных озер характерны частые изменения объема. В большинстве случаев сток воды из них идет через изменчивые во времени системы подледниковых и внутриледниковых каналов, поэтому его интенсивность подвержена колебаниям широчайшей амплитуды – слабо сочащиеся струйки могут почти мгновенно приобрести характер катастрофических потоков, которые обладают колоссальной транспортирующей способностью и могут переносить гигантские блоки горных пород и айсберги, отторгнутые от концов ледников; при кульминациях некоторых из них расходы воды могли превосходить 100 тыс. м3/с. Так, при плейстоценовых прорывах ледниково-подпрудных озер Алтая они составляли 1–10 млн м3/с. Флювиогляциальная эрозия Высокая энергия талых вод ведет к активному протеканию флювиогляциальной эрозии; возникающие при этом каналы могут быть разделены на четыре группы: маргинальные каналы, подледниковые каналы, каналы сброса (спиллвеи) и кули. 244 Общая геология Маргинальные каналы эродируются потоками, следующими вдоль контакта горных ледников с бортами вмещающих долин или параллельно краю ледникового покрова, если прилегающая к нему равнина (предполье) наклонена в сторону ледника. При этом в горах образуются многоярусные висячие долины, врезанные в склоны, которые получили название ярусных. В предпольях ледниковых покровов маргинальные потоки вырабатывают широкие плоскодонные ложбины, за которыми установилось название прадолин. Подледниковые каналы вырабатываются потоками воды, следующими по подледниковым туннелям. Вода этих потоков может образовываться в результате донного таяния льда, проникать сверху по трещинам и поступать под лед при прорывах ледниково-подпрудных озер. Существует несколько разновидностей подледниковых каналов. В областях горного оледенения образуются ущелья, пропиливающие долинные ригели и придающие профилям трогов V-образную форму. В пределах развития покровных ледников встречаются «слепые», резко обрывающиеся туннельные долины, врезанные в ледниковые отложения и в подстилающие их коренные породы; они приурочены к периферии ледников и ориентированы по нормали к ледниковому краю. Кроме того, могут возникать долины с «горбатым» продольным профилем, которые вырабатываются лишь потоками, находящимися под сильным гидростатическим давлением, – при их образовании вода должна двигаться вверх по склону. Спиллвеи и кули образуются под действием вод ледниковоподпрудных озер. Первые вырабатываются при стоке озерных вод через перевальные седловины и представляют собой крутосклонные плоскодонные ложбины, пропиливающие водоразделы. Вторые – при почти мгновенном сбросе всей водной массы, заключенной в озере, при внезапном разрушении ледяной плотины; в результате эродируются системы крутосклонных ущелий с неправильными, «изломанными» продольными профилями, глубина которых часто превышает 100 м. Флювиогляциальная транспортировка и аккумуляция Потоки талой воды, следующие по поверхности ледника, обычно несут разные количества наносов: на ледниковом 245 Байбатша А. Б. покрове или вблизи центра долинного ледника они могут быть очень чистыми, а у бортов включают значительные количества материала, вымытого из боковой морены. Потоки же, вырывающиеся из-подо льда, обычно сильно загружены обломочным материалом, основная масса которого состоит из внутриледниковой и подледниковой морены, захваченной водой из стенок туннелей. Дополнительным источником обломков являются продукты разрушения эродируемого ложа. Размеры переносимых обломков варьируют от валунов до тонких илов и глин. Разнообразие путей стока талой воды определяет разнообразие обстановок, в которых встречаются флювиогляциальные отложения. При их классификации следует различать материал, образованный в условиях непосредственного контакта с ледником, то есть на поверхности льда, внутри льда и под его толщей, и прогляциальный материал, отложенный за границей ледника. Поля отложений обоих типов часто объединены. Для флювиогляциальных отложений характерны многие признаки, свойственные всем осадкам, аккумулированным в водной среде. Так, для них обычны довольно хорошая сортировка и грубая слоистость. Однако они имеют и ряд специфических признаков. По составу материал флювиогляциальных толщ близок к местным моренам; часть валунов и гальки сохраняет следы ледниковой обработки. Пачки слоев с ясной водной текстурой часто перемежаются с линзами моренного материала. Резкие скачки в размерности обломков отражают частые колебания расходов талой воды. Очень характерно наличие текстур обрушения, связанных с вытаиванием льда, в контакте с которым шла аккумуляция материала. На основании морфологических признаков выделяются три группы флювиогляциальных образований: камы, озы и зандры. Формирование камов и озов происходит на стадии убывания оледенения в ходе омертвения льда, а зандры образуются в результате деятельности талых вод активных ледников (рис. 11.5). Камы существуют в двух видах – как изолированные крутосклонные холмы и короткие гряды и как комплексы взаимосвязанных форм, образующих своеобразные ландшафты холмов и западин. Отдельные формы могут варьировать от 246 Общая геология бугров высотой в несколько метров до конических холмов высотой 40–50 м. Практически всегда они сложены песчаным и гравийно-галечным материалом, который в ядрах холмов обычно относительно хорошо слоист, а в краевых частях нарушен обвально-оползневыми структурами. В разрезах часто встречаются линзы морены и большие штрихованные валуны. Многие камы покрыты чехлом перемытого моренного материала. Рис. 11.5. Образование комплексов ледниковых и флювиогляциальных отложений: А – мертвый лед образует временную опору для скопления наносов, отлагаемых потоками талых вод; Б – при таянии льда наносы оседают, образуя холмы (камы) и валы (озы), террасы (камовые террасы) и котлы Образование камов может происходить несколькими способами. Считается, что наибольшим распространением пользуются камы, возникшие в районах постепенного стаивания мертвого льда. Слоистые камовые осадки накапливаются в озерах между ледяными глыбами; несортированный материал стекает в эти озера с остаточных ледниковых массивов, чехол из перемы247 Байбатша А. Б. той морены либо проектируется со льда, либо отлагается позднеледниковыми потоками. Особенно крупные камы, прислоняющиеся к коренным склонам долин и имеющие плоские поверхности, называются камовыми террасами. Некоторые камы представляют собой флювиогляциальные дельтовые конусы перед фронтом малоподвижных ледников, оканчивающиеся в приледниковых озерах. Слияние таких конусов образует линейные комплексы асимметричных камов, у которых склоны, обращенные к леднику, короткие и крутые, а противоположные – длинные и пологие. Кроме того, беспорядочнохолмистый рельеф камовых холмов может формироваться в результате просадок и обрушения флювиогляциального материала, отложившегося на поверхности мертвого льда. Озы имеют вид валов или гряд с крутыми склонами и суженными гребневыми частями. Самые большие формы достигают высоты 100 м и протягиваются на сотни километров (озы такой длины не непрерывны), самые мелкие имеют высоту менее 2 м и длину в несколько сотен метров. В плане озы обычно изгибаются, даже меандрируют; они встречаются либо поодиночке, либо в виде систем, по рисунку похожих на реки, либо образуют густые сети многократно ветвящихся и пересекающихся гряд. Материал, слагающий озы, варьирует от крупных валунов до тонкого ила и слоистых глин. Особенно часто он представлен песками и галькой с косой слоистостью, позволяющей судить о направлении движения воды. В некоторых случаях слои располагаются в виде больших арок, приподнятых в середине и снижающихся у склонов. Формирование озов связано с заполнением внутриледниковых туннелей и трещин продуктами перемыва морены. Основная масса озов образована целиком внутри ледниковых туннелей или в открытых трещинах-каналах, ограниченных высокими стенками мертвого льда, путем их заполнения. При этом наиболее крупные формы образованы в ходе дельтовой аккумуляции, шедшей у выходов подледниковых каналов быстро отступающих ледников в море или подпрудные бассейны. 248 Общая геология Зандры представляют собой обширные аккумулятивные поверхности и образуются в результате отложения материала, переносимого потоками талых вод, перед фронтом ледника. Их боковое развитие зависит от рельефа: в горах ниже долинных ледников обычно встречаются узкие полосы долинных зандров; на открытой местности возникают широкие зандровые равнины, которые обычно образуются за счет слияния конусов выноса перемытого моренного материала. Для зандров обоих типов характерны сложные системы сплетающихся каналов, грубый состав обломочного материала (галька, гравий, косослоистые пески) и резкие сезонные колебания расходов воды. Осадконакопление в приледниковых озерах В ледниково-подпрудных озерах в результате осаждения материала, выносимого талыми водами, формируются ледниково-озерные, или лимногляциальные отложения. Грубообломочный материал обычно остается вблизи устьев переносящих его потоков, а тонкий – выносится в центральные части озер, где образует обширные покровы глин и ила, среди которых встречаются обломки гравийно-галечной и валунной размерности, разнесенные айсбергами. Ледниково-озерные отложения слагают дельтово-ледниковые террасы камовых комплексов, значительную часть нормальных камов, а также толщи ленточных глин – четко стратифицированные осадки, состоящие из большого числа параллельных лент. Каждая такая лента – результат годичного цикла осадконакопления в условиях холодных озер, находящихся большую часть года в замерзшем состоянии. Она состоит из двух слоев: верхнего – зимнего, образованного под ледяным покровом, глинистого по составу и темноцветного – и нижнего – летнего, образованного в разгар сезона абляции, в основном тонкопесчаного и светлоокрашенного. На подсчете годичных слоев в ленточных глинах и корреляции соседних разрезов основана варвохронология – метод абсолютной геохронологии, применимый в областях древних оледенений. 249 Байбатша А. Б. 11.4. Оледенения земной коры Анализ геологической истории Земли показывает, что различные участки современных континентов в определенное время находились под мощным ледниковым покровом. Детальное изучение ледниковых отложений позволило установить важнейшее свойство оледенений земной коры – их периодичность. Периоды оледенений в геологической истории Земли сменялись межледниковыми эпохами. Практически все континенты нашей планеты в разное время в значительной степени (или даже целиком) покрывались мощными ледниками. Изучение изотопного состава кислорода в разрезе льда Гренландии показывает, что последнее по времени оледенение земной коры произошло 10–50 тыс. лет тому назад. На протяжении последних 400 тыс. лет установлено не менее пяти понижений температуры на 6–8 °С (рис. 11.6, 1), которые, по-видимому, соответствуют периодам оледенения земной коры. Рис. 11.6. Характеристика четвертичных оледенений в Западной Европе. Кривые: 1 – среднегодовой температуры вод тропических морей; 2 – расчетной солнечной радиации для полосы 60–70о с.ш.; 3 – колебаний уровня Мирового океана. Эпохи оледенения: I – гюнц; II – миндель; III – рисс; IV, V – вюрм (соответственно ранняя и поздняя) 250 Общая геология Существует ряд гипотез, с помощью которых пытаются объяснить причины оледенений поверхности Земли. Однако однозначного ответа ни одна из них не дает, так как факторов, вызывающих периодические оледенения, много и выявлены они далеко не все. Ясно лишь, что оледенения связаны с глобальными изменениями климата. Изученные к настоящему времени факторы можно подразделить на астрономические и геологические. К главнейшим астрономическим факторам следует отнести периодические изменения в планетарном движении Земли, такие, как вариации эксцентриситета земной орбиты и угла наклона земной оси к плоскости эклиптики. Наиболее мощным фактором, вызывающим изменения климата, являются вариации удаления Земли от Солнца, сопровождающие изменение эксцентриситета земной орбиты. Периоды снижения эксцентриситета (минимальной эллиптичности) орбиты, по-видимому, соответствуют периодам «великих» оледенений. Изменение угла наклона и прецессия земной оси также могут привести к существенному изменению положения климатических зон и оледенению отдельных частей континентов, однако эти изменения, по-видимому, имеют меньший масштаб. Еще одним вероятным фактором, способным вызвать глобальные изменения климата, некоторые ученые считают вариации излучения Солнца, связанные с неравномерным перемешиванием плазмы и периодической активизацией работы солнечного «реактора» (рис. 11.6, 2). Перечисленные астрономические факторы, действуя раздельно или одновременно, могут привести к значительному понижению или повышению среднегодовой температуры на том или ином участке или на поверхности планеты в целом. Если температура вследствие указанных причин понизится, может произойти оледенение земной коры, при повышении среднегодовой температуры, наоборот, может наступить межледниковая эпоха. Глобальные оледенения могут быть связаны также с изменениями в составе атмосферы и с тектоническими факторами. В геологической истории Земли отмечена несомненная связь периодов оледенения с эпохами горообразования. Оледенение земной коры обычно наступало после эпох горообразова251 Байбатша А. Б. ния, сопровождающихся активной вулканической деятельностью. При этом в атмосферу Земли выбрасывалось огромное количество углекислоты, создающей не только парниковый эффект, но и благоприятные условия для развития живых, особенно растительных организмов. Интенсивное развитие лесов, бурный рост численности морских организмов, строящих скелет из кальцита, приводили к изъятию углекислоты из атмосферы и захоронению ее в виде известняка, угля, нефти и газа. Снижение содержания СО2 в атмосфере служит одним из главных геологических факторов, обусловливающих периодические похолодания и глобальные изменения климата. Ряд других геологических факторов также приводит к изменениям климата, проявляющимся, однако, в относительно меньших масштабах. При тектонических движениях возможны перемещения континентов из одних климатических зон в другие; вздымание отдельных участков земной коры сопровождается понижением среднегодовой температуры (каждые 100 м на 0,6 °С). Изменения климата, вызванные тектоническими факторами, также могут привести к оледенениям земной коры, охватывающим крупные области или даже целые континенты. Поскольку все эти факторы действовали одновременно, то при суммировании их разнонаправленных влияний возникали непериодические изменения температуры, обусловливавшие чередование ледниковых и межледниковых эпох. В течение четвертичного периода в Западной Европе выделено четыре эпохи оледенения – гюнцская, миндельская, рисская и вюрмская. Наиболее крупным по площади было рисское оледенение. Изучение разреза четвертичных отложений европейской части СНГ позволило выделить здесь три последние эпохи оледенения: валдайскую (QIII), днепровскую (QII) и лихвинскую (QI). В результате изучения распространения конечных морен установлены границы каждого оледенения, самым обширным из которых было днепровское. Необходимо учитывать, однако, что в масштабе геологического времени оледенения являются динамичным процессом. Так, в Восточной Европе наряду с главными эпохами оледенения выделяются и более кратковременные интервалы наступания и отступания континентального ледника. 252 Общая геология Используя геологические данные, удалось установить, что в последний ледниковый период ледниковым покровом была охвачена третья часть суши (около 45 млн км2), втрое большая, чем занятая ледниками в настоящее время. В этот период 60 % площади Северной Америки и 25 % площади Евразии были покрыты мощным ледниковым покровом (рис. 11.7). Рис. 11.7. Максимальное распространение льдов в северном полушарии: 1 – современная граница морских льдов; 2 – древняя граница морских льдов; 3 – современные льды суши; 4 – древнее наземное оледенение; 5 – современная граница многолетней мерзлоты Естественно, что периоды глобального похолодания и потепления на планете, сопровождающиеся переходом в твердое состояние огромных объемов воды, приводили к резким, получившим название эвстатических, колебаниям уровня вод Мирового океана. Так, в периоды оледенений отмечались понижения этого уровня на 50–100 м ниже современного 253 Байбатша А. Б. (см. рис. 10.6, 3). В такие периоды существенно изменялась география континентов – в одних районах они покрывались мощным ледниковым покровом, а в других площадь суши увеличивалась за счет понижения уровня моря. Геологам удается проследить на дне современных морей даже русла рек, протекавших здесь в ледниковые эпохи, эпохи отступания моря. Контрольные вопросы: 1. Какие условия необходимы для образования ледников? 2. Чем отличается снег от фирна, а последний от глетчерного льда? 3. Какие типы ледников существуют? 4. Какие ледниковые формы рельефа известны? 5. Как называются ледниковые отложения, и каковы их особенности? 6. Что такое флювиогляциальные отложения и их формы рельефа? 7. Какие гипотезы оледенения известны и сколько эпох оледенения было на Земле с начала четвертичного периода? 254 Общая геология 12. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ МОРЯ 12.1. Распределение воды и суши на Земле Общая масса гидросферы, включая воды морей, океанов, рек и озер, подземные воды, а также воды, находящиеся в твердом состоянии (глетчерный и морской лед) составляет 1,46∙1018 т. Около 6 % общей массы гидросферы приходится на подземные воды и ледники, остальные 94 % составляют воды рек, озер и Мирового океана. Под Мировым океаном понимают всю массу воды на Земле, содержащуюся в морях и океанах, соединенных друг с другом. Объем ее составляет почти 1,5 млрд км3 (куб с ребром более 1000 км). Воды Мирового океана покрывают более 2/3 поверхности Земли. Это обусловливает важность изучения геологической деятельности моря, как одного из важнейших экзогенных факторов. Наука, занимающаяся исследованием морей и океанов, называется океанографией. Известно, что большая часть осадочных пород, входящих в состав земной коры, образовалась из осадков морского происхождения. Чтобы понять механизм их накопления и преобразования, нужно изучить особенности осадконакопления в современных морских водоемах. Необходимость детального изучения дна морей и океанов диктуется еще и тем, что на дне и в его недрах скрыты разнообразные полезные ископаемые, в первую очередь, такие, как нефть и горючий газ, фосфориты, железные и марганцевые руды и др. В связи с истощением месторождений полезных ископаемых на континентах разработка их неизбежно будет перемещаться в океаны. Такая тенденция уже видна из динамики современной мировой добычи нефти и газа. В частности, если в 1970 г. добыча нефти из морских месторождений составляла всего 16 % мировой добычи, то в 1980 г. она возросла до 23 %, в 2000 г. – достигла 35–36 % и она все увеличивается. По-видимому, такое перераспределение эксплуатируемых месторождений коснется и других видов полезных ископаемых. Теоретические и практические аспекты морской геологии определили к настоящему времени тот широчайший комплекс исследований, который проводится в Мировом океане. 255 Байбатша А. Б. Прежде всего, эти исследования связаны с детальным изучением рельефа океанического дна. В настоящее время уже накоплены многочисленные данные, позволяющие не только составить достоверное представление о характере рельефа дна океана и сравнить его с рельефом суши, но и выделить в его пределах различные геоморфологические элементы. Как уже отмечалось, большая часть земной поверхности (около 71 % или 361 млн км2) занята водами морей и океанов. Площадь суши составляет всего 29 % земной поверхности или 149 млн км2. Распределение суши и воды на Земле неравномерно: суша сосредоточена главным образом в северном полушарии, водная поверхность – в южном. По морфологическим особенностям рельефа твердой оболочки Земли Мировой океан делят на четыре океана – Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый (табл. 12.1). Таблица 12.1 Характеристика океанов Океан Тихий Атлантический Индийский Северный Ледовитый Всего Масса воды, Площадь, Средняя глубина, % % м 52,8 49,8 4028 24,7 25,9 3627 21,3 20,7 3897 1,2 3,6 1296 100 100 3880 Поверхность твердой оболочки Земли на континентах и под океанами имеет достаточно сложный рельеф (см. рис. 2.6). Кривая фактического распределения высот и глубин обладает двумя максимумами – вблизи уровня моря и на глубине более 4,5 км. Это свидетельствует о том, что твердая оболочка Земли представлена в основном двумя ступенями, соответствующими уровням поверхности континентов и океанического дна (при случайном распределении высот и глубин теоретическая кривая обладает одним максимумом). 256 Общая геология Еще более наглядное представление о характере распределения высот суши и глубин океанического дна дает гипсографическая кривая. Она отражает соотношение площадей твердой оболочки Земли с различной высотой – на суше и с различной глубиной – в море. С помощью кривой вычислены средние значения уровня земной поверхности с учетом уровня поверхности Мирового океана (245 м), твердой оболочки (-2440 м), суши (840 м) и средней глубины моря (3880 м). Если не принимать во внимание области гор и глубоководных впадин, занимающие относительно небольшую площадь, на гипсографической кривой можно отчетливо выделить два преобладающих уровня: уровень континентальной платформы высотой примерно до 1000 м и уровень океанического ложа с отметками от -2000 до 6000 м. Соединяющая их переходная зона представляет собой относительно резкий уступ и выделяется под названием континентального склона. Естественным продолжением континента является его внешняя, затопленная морем часть, – континентальный шельф. Таким образом, естественной границей, разделяющей океан и континенты, следует считать не видимую береговую линию, а внешнюю границу склона (рис. 12.1). Рис. 12.1. Атлантическая подводная окраина Северной Америки по [8] 257 Байбатша А. Б. Континентальный шельф занимает около 7,6 % площади Мирового океана и обычно протягивается вдоль берегов в виде полосы шириной от десятков до сотен километров. Являясь продолжением континентов, близким к ним по геологическому строению, и располагаясь на доступных глубинах, шельф представляет особый интерес с точки зрения поисков и разведки месторождений полезных ископаемых. Происхождение континентального шельфа в настоящее время связывают с так называемыми эвстатическими колебаниями уровня вод Мирового океана, обусловленными глобальными изменениями климата. Так, во время четвертичного оледенения значительное количество воды было сосредоточено в покровных и плавающих льдах; при этом уровень Мирового океана был ниже на 100–150 м. Современное положение бровки шельфа, за которой начинается континентальный склон, в связи с проявлением вертикальных движений земной коры неодинаково и колеблется в интервале глубин 90–500 м при среднем значении 132 м. Рельеф континентального шельфа свидетельствует о проявлении поверхностных эрозионных процессов – здесь известны речные и ледниковые формы рельефа, ископаемые льды и торфяники с остатками мамонтов, подтверждающие прежнее положение суши на шельфе. Реконструкция климата и связанных с ним изменений уровня океана свидетельствует о том, что в течение всего фанерозоя эвстатические колебания не прекращались, а в отдельные периоды уровень вод Мирового океана повышался на 300–350 м относительно его современного положения. При этом значительные участки суши (до 60 % площади континента) оказывались затопленными. В последние годы ученые связывают возможные изменения уровня вод Мирового океана не только с природными, но и с антропогенными факторами. В соответствии с одним из таких прогнозов, разогрев атмосферы приведет в 2100 г. к полному таянию ледников и повышению уровня вод Мирового океана на 60–80 м. При этом под водой окажутся многие низменные области суши, многие крупные города. Континентальный склон характеризуется крутым погружением дна, достигающим 15о и более. На западном побережье 258 Общая геология п-ова Флорида, например, начало континентального склона четко фиксируется на карте по сгущению линий равных глубин – изобат. Переход континентального склона в океаническое ложе обычно выражен хуже – продукты разрушения склона образуют здесь зону континентального подножия, расположенную на глубинах от 2 до 5 км. Крутизна континентального склона способствует его интенсивной подводной эрозии, в результате которой поверхность склона и бровки, отделяющей его от шельфа, сильно изрезана. Характерной формой рельефа склона являются каньоны – глубоковрезанные долины с крутыми склонами. Часто они служат продолжением рек. Так, каньон р. Конго начинается в ее эстуарии и прослеживается до глубины 4 км. В устье каньона имеется конус выноса площадью в несколько десятков тысяч квадратных километров. С разрушением (оползанием) склонов связаны также мутьевые потоки, выносящие к подножию массы осадков, называемых турбидитами. В целом континентальный склон занимает около 15 % площади Мирового океана. Наибольшая площадь (76,2 % площади Мирового океана) приходится на область океанического ложа, включающую континентальное подножие и абиссальные равнины. В целом ложе океана характеризуется весьма пологим залеганием и небольшим интервалом глубин – около 5,5–6 км. Характерные формы рельефа здесь – обширные котловины и протяженные срединноокеанические хребты. Котловины обычно имеют изометричную форму, ширина их измеряется тысячами километров. Плоское их дно часто осложнено глубоководными долинами и столовыми горами. Глубоководные долины имеют крутые склоны глубиной 100–200 м и плоское дно шириной 2–5 км, протяженность их часто измеряется сотнями километров. Происхождение глубоководных долин пока недостаточно изучено. Столовые горы поднимаются над поверхностью котловин на 5–6 км. Они в основном вулканического происхождения, часто возвышаются над уровнем моря, образуя острова и архипелаги. Воздействие эрозии приводит к выравниванию рельефа и к образованию плосковершинных гор, называемых гайотами. 259 Байбатша А. Б. Наряду с котловинами рельеф океанического ложа определяют также срединно-океанические хребты, образующие единую глобальную системы возвышенностей общей протяженностью около 60 тыс. км, занимающую около 1/3 площади Мирового океана. Характерными формами срединно-океанических хребтов являются рифтовые долины и трансформные разломы. Центральная, наиболее приподнятая часть срединноокеанического хребта обычно бывает рассечена глубокой продольной долиной, образованной разрывами и протягивающейся вдоль всего хребта. Эта долина называется рифтовой. Срединноокеанические хребты рассечены также поперечными глубинными разломами, по которым происходят крупные блоковые смещения хребтов. Протяженность таких разломов, называемых трансформными, часто измеряется тысячами километров. Наиболее погруженной частью Мирового океана является область глубоководных впадин, занимающая 1,2 % его площади. Основная часть этих впадин приурочена к периферии Тихого океана и связана с протяженными островными дугами. Они представляют собой вытянутые на тысячи километров архипелаги островов и с внешней стороны, обращенной к океану, ограничены глубоководными желобами, состоящими из отдельных впадин. С этими впадинами периферии Тихого океана и связаны глубочайшие погружения твердой оболочки Земли. 12.2. Физико-химическая характеристика и органический мир Мирового океана Температура морской воды. В поверхностном слое морей и океанов температура воды во многом зависит от климатических условий местности. В тропиках она значительно выше, чем в умеренных и полярных широтах. Но начиная с некоторой глубины колебания температуры морской воды, обусловленные климатическими условиями, исчезают, и далее с глубиной температура неуклонно понижается. Многочисленные замеры позволили определить среднегодовую температуру воды у поверхности отдельных океанов и Мирового океана в целом. Для Мирового океана она оказалась равной 17,4 °С, что почти на 3 °С выше температуры нижних слоев атмосферы. 260 Общая геология Температура воды в придонных слоях Мирового океана, по данным многочисленных замеров, понижается до 3 °С, а в глубоководных впадинах может быть ниже нуля, так как температура замерзания воды из-за наличия в ней солей понижается. Так, в придонных слоях глубоководных впадин температура воды понижается до -2 °С. Температура воды Северного Ледовитого океана до глубины 350–450 м резко повышается до 0,5–1 °С, при дальнейшем росте глубины она неуклонно понижается и уже на глубине 1500 м достигает -1 °С. На температуру морских вод значительное влияние оказывают морские течения, которые могут повысить или понизить среднюю температуру бассейна. Резкое различие температуры морской воды высоких широт и тропических областей обусловливает циркуляцию и постоянное перемешивание вод Мирового океана. Давление и плотность морской воды. Давление в морях и океанах возрастает пропорционально глубине. На каждые 100 м глубины оно увеличивается примерно на 1 МПа, достигая наибольшей величины в глубоководных впадинах. Расчет давления р для конкретных глубин производится по формуле р = Н /100, где Н – глубина, для которой производится расчет; – плотность морской воды. Обычно плотность морской воды при расчетах невысокой точности принимают равной единице; фактически она изменяется в небольших пределах (1,0175–1,022 г/см3) и зависит от колебаний температуры и содержания растворенных солей. Химический состав вод. Морская вода содержит в растворенном виде значительное количество различных солей. Их содержание в 1 л морской воды измеряют в промилле (‰), составляющих 0,1 %. Средняя соленость морской воды, равная 3,5 % (35 ‰), называется нормальной. Различают абсолютную соленость, т.е. количество растворенных солей, и солевой состав воды, т. е. соотношения между содержанием растворенных солей. В водах с нормальной соленостью подавляющая часть растворенного вещества приходится на долю хлористого натрия (78,32 %) и хлористого магния (9,44 %), Сульфаты, представленные МgSО4, СаSО4, К2SО4, составляют всего 11,94 %; на долю всех других солей приходится 0,3 %. В морской воде помимо перечисленных 261 Байбатша А. Б. солей присутствуют йод, фтор, фосфор, цинк, свинец и другие элементы. Чем больше изоляция морского бассейна, тем значительнее это отличие. При этом может измениться не только абсолютная соленость, но и солевой состав вод. О масштабах отклонения можно судить по данным табл. 12.2. Таблица 12.2 Содержание основных солей и их суммы в водах Черного моря и Мирового океана (по Н. М. Страхову), % Соли Хлориды: NаСl MgCl2 KCl Мировой океан 78,32 9,44 1,69 Черное море 77,72 9,07 2,99 Соли Сульфаты: МgSО4 СаSО4 Карбонаты Мировой океан Черное море 6,40 3,94 0,20 7,11 2,58 1,59 Естественно, что вблизи устьев рек морская вода имеет пониженную соленость. В других случаях, например в Средиземном море, в результате испарения понижается уровень воды и увеличиваются ее соленость и плотность. В связи с этим в Средиземное море направляются поверхностные течения через пролив Дарданеллы из Мраморного и Черного морей, где испарение компенсируется притоком речных вод. Такой же обмен водами происходит между Красным морем, воды которого характеризуются резко повышенной соленостью (45 ‰), и Индийским океаном, а также между относительно пресноводным Балтийским морем и Северным. Менее соленые воды имеют меньшую плотность и распространяются над более солеными и тяжелыми, поэтому поверхностные течения всегда движутся к областям с большей соленостью, а придонные течения – в противоположном направлении. Растворимость солей, а следовательно, и соленость вод увеличиваются с повышением температуры. Поэтому в полярных областях в поверхностном слое с низкой температурой соленость минимальная, а замерзающий лед практически пресный, Газовый режим морей и океанов. В воде современных морей растворены кислород, азот, углекислый газ, иногда сероводород в сочетании с азотом и углекислым газом. Бассейны, в 262 Общая геология водах которых растворен кислород, обладают нормальным газовым режимом; при наличии сероводорода развивается аномальный газовый режим, или сероводородное заражение. Газовый режим морских бассейнов зависит от многих факторов, главными из которых являются температура морских вод и их вертикальное перемешивание. Газовый режим, в свою очередь, определяет характер органического мира бассейна и существенно влияет на процессы осадконакопления. Наибольшее геологическое значение имеют кислород и углекислый газ, обладающие большой химической активностью. Кислород играет основную роль в жизнедеятельности морских организмов. Он поступает в воды бассейна как из атмосферы, так и за счет фотосинтезирующей деятельности водорослей. Количественно в морской воде преобладает углекислый газ, которого здесь во много раз больше, чем других газов атмосферы. Действительно, в 1 л поверхностного слоя морской воды растворено 50 мл углекислого газа, 13 мл азота, 2–8 мл кислорода и небольшое количество аргона и других газов. Таким образом, в водах Мирового океана растворено около 140 трлн т углекислоты, что в 60 раз больше ее количества, содержащегося в атмосфере. Объясняется это повышенной растворимостью углекислого газа в морской воде. Кислорода в воде растворено всего 8 трлн т, т. е. в 130 раз меньше, чем содержится в атмосфере. Растворение газов в морской воде – процесс обратимый. При этом устанавливается динамическое равновесие между количеством газов, поступивших из атмосферы в морские воды и выделившихся из них. Растворимость газов зависит от температуры воды. При ее повышении образуется избыток газов, и последние могут выделиться в атмосферу. Особенно важную геологическую роль играют изменения растворимости углекислого газа. В полярных областях с низкой температурой она особенно высока и воды здесь обычно недонасыщены углекислотой. В экваториальной зоне, наоборот, морская вода перенасыщена углекислотой. Перемешивание вод приводит к возникновению циркуляции СО2 в атмосфере: в экваториальных широтах углекислота выделяется в атмосферу из воды, а в полярных областях интенсивно поглощается водой. 263 Байбатша А. Б. Изменяется содержание СО2 и по разрезу вод океана. В нижних, холодных его слоях образуется избыток СО2 и возникает растворимый бикарбонат кальция Са(НСО3)2. В верхних, прогретых слоях растворимость углекислоты падает и избыток ее выделяется в атмосферу. Кроме того, часть СО2 поглощается фотосинтезирующими водорослями. Создающийся дефицит СО2 приводит к образованию нерастворимого карбоната кальция СаСО3 и выпадению его в осадок. Однако, если глубина моря превышает 4–4,5 км, то нерастворимый карбонат в нижних слоях океана снова превратится в растворимый бикарбонат. Таким образом, на глубине 4–4,5 км расположен так называемый уровень карбонатной компенсации. Если дно океана выше этого уровня, то происходит активное накопление карбонатов и захоронение углерода в коре, если же океан глубже, то формирования карбонатных осадков не происходит. Органический мир Мирового океана. В геологической деятельности моря принимают участие многочисленные животные и растительные организмы, в изобилии населяющие морские и океанические водоемы. После гибели организмов их скелетные остатки в дальнейшем преобразуются в органогенные горные породы. Состав и строение огромной массы обитающих в морях растительных и животных организмов в значительной мере зависят от среды обитания, т. е. от таких факторов, как глубина моря, температура, соленость, давление, глубина проникновения света, динамика морской воды и т. д. Даже незначительное изменение хотя бы одного из этих факторов часто приводит к массовой гибели животных и растений, населяющих участок морского бассейна. Этим и объясняется тот факт, что к определенным областям моря приурочены приспособившиеся к обитанию в них сообщества (биоценозы) животных и растений. Весь органический мир морских бассейнов подразделяется на три основные группы: бентос, планктон и нектон (рис. 12.2). К бентосу относят большую группу животных и растений, обитающих на дне морей и океанов. Одна их часть прирастает ко дну, другая передвигается на небольшие расстояния. В первом случае бентос называют прикрепленным, во втором – неприкрепленным, или подвижным. Донное население больших глубин в отличие от бентоса мелководных прибрежных частей моря называет264 Общая геология ся абиссальным бентосом. К прикрепленному бентосу относятся морские лилии, кораллы, губки, мшанки и др., к подвижному бентосу – гастроподы, морские ежи, морские звезды и др. Рис. 12.2. Профиль океана и его обитатели по [8] К группе планктона принадлежат все организмы, пассивно плавающие, т.е. переносимые волнами и морскими течениями. Среда обитания планктона – вся толща морской воды. Планктонными формами являются мелкие одноклеточные животные (фораминиферы, радиолярии), а также некоторые растения (диатомеи и другие водоросли). Фораминиферы и радиолярии обитают в основном в океанических водах тропических и средних широт, диатомеи – в холодных околополярных морях. Планктон составляет основную часть органической массы, населяющей Мировой океан. К группе нектона относятся все активно плавающие животные. В эту группу входят разнообразные виды рыб и многие представители морских беспозвоночных. Основное геологическое значение среди перечисленных групп морских организмов имеют бентос и планктон. Ввиду массовости распространения многие представители этих групп играют ведущую роль в процессах осадконакопления и являются породообразующими организмами. 265 Байбатша А. Б. 12.3. Движения вод мирового океана Воды морей и океанов подвержены воздействию ветра, притяжению Луны и Солнца. Эти факторы, а также изменения температуры и солености обусловливают движения морской воды – течения, волны, приливы и отливы. Результатом этих движений является перемещение огромных масс биогенного и минерального вещества в виде растворов, взвесей и крупных обломков. Рассмотрим причины и характер каждого из этих видов движения морской воды. Течения – перемещения огромных масс воды. Они могут быть вызваны различными факторами, главными из которых следует считать различия в температуре и солености морской воды и силе постоянно и периодически дующих ветров. Существует несколько видов течений – постоянные и периодические, поверхностные и глубинные (придонные), холодные и теплые и т. д. Природа этих течений различна. Например, постоянные поверхностные течения возникают вследствие неравномерного нагрева морских вод. В экваториальных областях воды Мирового океана нагреваются и растекаются к полюсам, создавая постоянные поверхностные течения. Последние при движении к полюсам отклоняются на северо-восток в северном полушарии и на юго-восток – в южном. Эти отклонения связаны с вращением Земли вокруг своей оси. Придонные (глубинные) течения возникают в полярных областях, где воды океана охлаждаются и опускаются на дно. Погрузившись, они начинают двигаться к экватору, образуя придонные течения. Последние вследствие вращения Земли также отклоняются в северном полушарии вправо, в южном – влево. Такие движения морских и океанических вод происходят постоянно, образуя замкнутый круговорот. На периодические течения большое влияние оказывают ветры различной силы и направления. Следует иметь в виду, что направления периодических течений, возникающих в морях и океанах, зависят от многих факторов, главными из которых следует считать направление и силу ветра, конфигурацию береговой линии, характер и уклон морского дна и т. д. Направления основных течений в Мировом океане показаны на рис. 12.3. 266 Общая геология Рис. 12.3. Схема основных течений Мирового океана (в северном полушарии зима). Течения: 1 – теплые; 2 – холодные Приливы и отливы – периодические поднятия и опускания уровня воды в морях и океанах, вызванные притяжением Луны и Солнца. Дважды в сутки, примерно через 12 ч 26 мин, уровень воды в морях и океанах поднимается – это приливы, и дважды в сутки падает – это отливы. Причем, если в открытом океане эти колебания менее заметны и величина их не превышает нескольких метров, то в области шельфа в устьях крупных рек приливы и отливы проявляются отчетливо. Высота подъема воды иногда достигает значительных величин – от 6–7 до 15–21 м. Приливы максимальной амплитуды наблюдаются на побережье открытого моря, например в Ла-Манше. Максимальные приливы (11–12 м) известны в Пенжинской губе Охотского моря и в Кандалакшском заливе Белого моря. Во внутренних морских водоемах типа Средиземного или Черного морей приливы имеют небольшую амплитуду. Объяснение механизма приливов и отливов в свое время дал И. Ньютон. Он доказал, что эти явления вызваны притяжением Луны и Солнца. Объяснил он это тем, что воды, обращенные к Луне, притягиваются больше, чем твердая оболочка Земли, и вследствие подвижности воды уровень океана здесь повышается. Одновременно вода оттекает на соответствующих участках земного шара, что и является причиной низкого ее стояния – отлива. По мере вращения Земли каждый меридиан по267 Байбатша А. Б. очередно испытывает высокое и низкое стояние воды с интервалом 24 ч 52 мин. Неполное соответствие этого интервала суткам объясняется тем, что сама Луна за сутки успевает несколько отойти от своего прежнего положения. Действие Солнца на приливы и отливы подобно действию Луны, но гораздо слабее, что обусловлено большим удалением Солнца. Дважды в месяц, в периоды новолуния и полнолуния, Земля, Луна и Солнце оказываются на одной прямой, в этом случае возникают приливы и отливы максимальной силы. Максимальные приливы называют сизигийными, а минимальные – квадратурными (рис. 12.4). Рис. 12.4. Схема воникновения приливов и отливов по [8]: 1 - солнечный прилив; 2 – лунный прилив; С – Солнце; Л – Луна; З - Земля; а – взаимное расположение Земли, Луны и Солнца в сизигии; б – в квадратуре Интенсивность приливов связана также с характером океанической котловины – ее размером, глубиной, положением на Земле. Эти параметры определяют периодичность приливных колебаний уровня, которые могут быть полусуточными, суточными или сме- 268 Общая геология шанными. Так, для Атлантического океана характерны полусуточные приливы, а для Тихого – смешанные и суточные. Необходимо отметить, что в прибрежной зоне течения, вызываемые приливами, бывают достаточно мощными, способными передвигать довольно крупные обломки горных пород, которые способствуют разрушению дна, перемещаясь к берегу или вдоль него. Течения, вызываемые отливами, менее эффективны в смысле транспортировки обломочного материала и эрозии. Волновые движения – часто возникают на поверхности воды и представляют собой перемещение частиц морской воды в вертикальной плоскости. Своим происхождением они обязаны воздействию ветра. Волны, образующиеся в разных точках одновременно, часто интерферируют друг с другом, вследствие чего движение морской воды носит сложный характер. В ряде случаев волны достигают большой высоты и приобретают значительную скорость. Высотой волны называется вертикальное расстояние от ее подошвы до гребня; горизонтальное расстояние между двумя гребнями или двумя подошвами соседних волн называется длиной волны. В открытом океане обычная высота волн 1,5–4,5 м, при сильных штормах увеличивается до 15–30 м. Так, в Тихом океане была зафиксирована волна высотой 34 м. При таких высотах длина волн колеблется от 60 до 210 м, а скорость перемещения от 30 до 100 км/ч и более. При этом в горизонтальном направлении перемещается только сама волна, но не водные массы в целом. Объясняется это тем, что каждая частица воды во время полного прохождения волны движется по круговой орбите и диаметр этой орбиты для частиц поверхностного слоя равен высоте волны. Таким образом, поступательного движения при этом почти нет. Частицы воды одновременно участвуют в горизонтальных, вертикальных движениях и волновых колебаниях. Однако диапазон колебаний, в котором движутся частицы, с глубиной уменьшается, как и волновое воздействие. При сильных штормах волновые движения захватывают мощные толщи воды, но с глубиной интенсивность этих движений резко падает. Максимальная глубина, на которой еще происходит колебание воды, называется базисом волны. Эта глубина определяет мощность 269 Байбатша А. Б. зоны волнового воздействия; положение базиса приблизительно оценивается глубиной, равной 1/2–1/3 длины волны. При сильных штормах мощность зоны волнового воздействия редко превышает 150–200 м. Таким образом, мощность зоны волнового воздействия связана как с высотой волны (определяющей величину орбитального диаметра), так и с ее длиной. Образование крупных волн в открытом море и у берегов – сложное, недостаточно изученное явление, определяемое особенностями возникновения сильных ветров и характера берегов. Приближаясь к берегу, на мелководье, волны начинают разрушаться, что особенно отчетливо проявляется в прибрежной зоне на небольших глубинах. Волнение в придонной зоне вызывает трение волны о дно, поэтому по мере приближения к берегу движение волны замедляется, а длина ее сокращается. Замедленное движение, в свою очередь, вызывает поворот волны, которая ориентируется более или менее параллельно берегу. Торможением волны о дно можно объяснить и более быстрое движение волн в глубокой воде заливов, чем в более мелкой у береговых выступов. Когда волна достигает береговой отмели и входит в воды, средние глубины которых равняются ее высоте, она опрокидывается, т. е. превращается в прибой. В зависимости от энергии прибой или разрушает берег или образует в прибрежных песчаных и алевритовых осадках своеобразные текстуры в виде параллельных валиков – волноприбойные знаки. Непрерывно двигаясь, воды океана производят как разрушительную, так и созидательную работу. В целом геологическая работа моря выражается в разрушении горных пород, слагающих берега и дно, переносе продуктов разрушения и отложении осадков в различных участках морского бассейна. Следует отметить, что эти виды деятельности моря часто протекают одновременно, но их соотношение, интенсивность и последовательность зависят от того, в какой области моря они происходят. 270 Общая геология 12.4. Разрушительная работа моря Разрушение берегов и дна моря происходит под действием различных факторов, главными из которых следует считать: ударную силу волны, обрушивающейся на берег; удары обломков горных пород, переносимых волнами; химическое воздействие морской воды на горные породы, слагающие берега. Эти факторы обычно действуют совместно, что значительно усиливает разрушительную деятельность моря. Комплекс разрушительной работы, производимой водами Мирового океана, называется абразией (рис. 12,5) Рис. 12.5. Схема разрушения морских берегов. Разрушение при падении пород: а – в сторону континента; б – в сторону моря; в – последовательное разрушение берега с образованием ниш и террас; 1 – известняки; 2 – глины; 3 – песчаники; I – первоначальная поверхность берега; II – волноприбойная ниша; III – волноприбойная терраса; уровни стояния воды: IV – высокого; V – низкого; VI – намывная терраса Волны обладают значительной кинетической и потенциальной энергией. Полная энергия волн Е определяется по формуле Е = (1/8)∙g Н2, где g – ускорение свободного падения; – плотность воды; Н – высота волны. Из формулы видно, что полная энергия волн резко возрастает с увеличением их высоты. Сила удара (давление) р волны может быть определена по формуле р = 0,18 L/g, где L – длина волны. Во время штормов волны оказывают на горные породы, слагающие берег, давление, превышающее 0,1–0,2 МПа. Ударная сила волн значительно увеличивается благодаря многочисленным обломкам, кото271 Байбатша А. Б. рые вместе с волнами ударяются о берег. Однако при равной ударной силе волн скорость разрушения морских берегов различного типа неодинакова. Она зависит от ряда факторов и в первую очередь от крутизны берега, прочности слагающих его горных пород и характера их залегания. Более интенсивно абразия идет у крутых берегов. Многочисленные наблюдения показали, что максимальной скорость разрушения берега бывает там, где слагающие его породы падают в сторону континента (рис. 12.5, а); минимальная скорость разрушения характерна для берегов, сложенных пластами горных пород, моноклинально наклоненными в сторону моря (рис. 12.5, б). В том случае, когда пласты горных пород залегают горизонтально, скорость их разрушения будет средней. Абразия проявляется постоянно, что в конечном итоге приводит к разрушению крутого берега. По мере разрушения в отвесной стенке берега образуется выемка – волноприбойная ниша (рис. 12.2, в). Она постепенно углубляется и наступает момент, когда породы, слагающие кровлю ниши, обрушиваются под действием силы тяжести. Крутой берег постепенно отступает в сторону континента, и на месте ниши образуется волноприбойная терраса. Верхняя часть террасы при отливе обнажается, нижняя всегда покрыта водами моря. Здесь накапливаются галька, гравий, песок и другие продукты разрушения коренного берега. Эта часть террасы носит название намывной, или аккумулятивной. У подножия берегового уступа, на той части волноприбойной террасы, которая протягивается в виде отмели, также скапливаются различные обломки горных пород. Но в дальнейшем весь этот материал дробится волнами и выносится в удаленные от берега участки моря. Часть волноприбойной террасы, с которой удалены продукты разрушения берега и которая сложена только коренными породами, называется абразионной террасой. Волноприбойная терраса под действием абразии постоянно увеличивается, расширяясь в сторону как морского бассейна, так и континента. Иногда она достигает значительных размеров – 50–60 км в ширину. Скорость продвижения моря в сторону суши довольно велика и достигает 1–2 км за 1000 лет. В тех случаях, когда морской берег испытывает тектонические движения восходящего или нисходящего направления, об272 Общая геология разуется несколько волноприбойных ниш и волноприбойных террас. При нисходящих движениях более древние террасы располагаются ниже современного уровня моря, а при восходящих движениях, наоборот, выше этого уровня. В результате различного режима восходящих и нисходящих движений и связанных с ним отступания и наступания моря, а также вследствие различного строения берега и неодинаковой прочности слагающих его пород в процессе абразии формируются берега разной конфигурации. По форме береговой линии выделяют побережья атлантического и тихоокеанского типов. Берега атлантического типа обычно сильно расчленены, изрезаны. В них наблюдается чередование бухт и заливов с мысами и полуостровами. Прибрежно-морская полоса изобилует островами и косами. При погружении берегов этого типа образуются глубокие, изрезанные заливы – фиорды и эстуарии. Берега тихоокеанского типа, как правило, в плане представлены плавными линиями, протягивающимися на многие десятки и сотни километров. Как следует из названий, берега первого типа характерны для Атлантического океана, а второго – для Тихого океана, хотя как те, так и другие могут встречаться на разных побережьях одного и того же бассейна. По происхождению побережья делятся на первичные, не претерпевшие значительных изменений под действием абразии, и вторичные, сформировавшиеся морскими факторами. К первичным относят побережья, сформированные эрозионной деятельностью рек (затопленные речные долины, дельты), ледников (фиорды), карста (затопленные карстовые воронки, пещеры) атмосферных факторов (дюны), подземных вод (оползни). К этому же типу относят побережья, сложенные изверженными вулканическими породами (застывшие лавовые потоки), глетчерным льдом (побережья крупных ледниковых покровов), образованные в результате мощных тектонических процессов (сбросы, грабены). Вторичными называют абразионные (волноприбойные ниши, террасы), аккумулятивные (пляжи, косы) и органогенные (рифы, мангровые заросли) побережья. 273 Байбатша А. Б. 12.5. Перенос продуктов разрушения Морские воды переносят не только продукты абразии, но и огромные массы обломочного материала, выносимого в море реками. Перемещение обломочного материала осуществляется теми же видами движения вод Мирового океана, которые проводят разрушение берегов и дна, однако для переноса материала требуется меньшая энергия движущейся массы воды. Чтобы оценить способность течения или другого вида движения морской воды к перемещению обломочного материала, необходимо иметь представление о тех скоростях этого движения, при которых сдвигаются или перемещаются частицы твердого материала (табл. 12.3). Таблица 12.3 Характеристика транспортировки частиц морскими водами Частицы Глинистые Илистые Песчаные Гравийные Галька Диаметр частиц, Критическая скорость, м/с мм разрушения переноса отложения < 0,01 0,01–0,1 0,5–5 10–50 > 50 3 0,6–0,22 0,18–0,65 1,1 2,4 0,03 < 0,03 0,08 0,004–0,007 0,37–0,64 0,04–0,4 0,89 0,7 1,1 < 1,0 Как видно из табл. 12.3, для переноса глинистых и алевритовых частиц нужны несравненно меньшие скорости движения воды, чем для перемещения гравия и гальки. Однако для разрушения пород, сложенных глинами, необходимы более высокие скорости течения воды, чем для разрушения гальки и гравия. Это связано с большими силами сцепления между отдельными частицами в тонкодисперсных глинистых породах. Перенос частиц волновыми движениями воды ограничен определенным пределом, который получил название нормального разгона волнения. Как уже отмечалось, волновые движения в толще воды с глубиной затухают, поэтому перемещение обломочного материала по дну волновыми движениями морской во274 Общая геология ды осуществляется только в пределах сравнительно узкой прибрежной полосы с глубинами до 100–150, реже до 200 м, т. е. только в области шельфа. В пределах остальной части бассейна волновые движения могут перемещать лишь те частицы, которые находятся во взвешенном состоянии в верхних слоях воды. Более универсальным фактором переноса обломочного материала являются постоянные морские течения. Хотя в зонах их действия и происходит снижение скорости с глубиной, но движением охватывается слой воды мощностью до 1500–2000 м. Скорость постоянных течений в ряде случаев бывает очень значительной. По данным океанолога М. В. Кленовой, скорость течения Гольфстрим у берегов Флориды 250 см/с, у Атлантического побережья снижается до 90 см/с. Имея такую скорость, постоянные течения способны переносить довольно крупный обломочный материал на большие расстояния. Еще более значительна роль постоянных течений в переносе тонкодисперсного материала, длительное время находящегося во взвешенном состоянии. Существенную роль в переносе обломочного материала играют приливные течения, скорость которых достигает иногда 5–7 м/с. Приливные течения и волнения приводят к закономерному размещению обломочного материала по площади бассейна. В результате их действия формируется горизонтальная зональность в распределении осадков, при которой более грубый материал располагается ближе к береговой линии, а тонкозернистый материал оседает во внутренних частях бассейна. Влияние постоянных течений проявляется в нарушении этой зональности и в появлении пятен и линз грубозернистого материала во внутренних частях бассейна. Перенос обломочного материала (хотя и в меньших объемах) осуществляется плавающими морскими льдами – айсбергами, а также донными мутьевыми потоками, возникающими при периодическом оползании рыхлых осадков на крутых континентальных склонах океана. 275 Байбатша А. Б. 12.6. Накопление осадков Кроме продуктов разрушения берегов в Мировой океан поступает с суши огромная масса минеральных веществ, сносимых реками и в меньшей степени ледниками и ветром. Эти вещества, находящиеся в виде обломков, а также в составе истинных и коллоидных растворов, осаждаются в различных участках моря, подчиняясь особенностям гидродинамического и гидрохимического режимов бассейна. В образовании морских осадков помимо принесенного материала принимают участие скелетные остатки организмов, населяющих морской бассейн. Небольшая доля материала, осаждающегося в морях и океанах, приходится на продукты вулканической деятельности (лавы при подводных извержениях; пепел, переносимый ветром), метеориты и космическую пыль (табл. 12.4). Таблица 12.4 Поступление осадочного материала в море Источники Количество материала, материала млрд т/год Реки Ветер Абразия Вулканы 21,73 1,6 5,0 2,5 Источники материала Биогенный фактор Ледники Космическая пыль Всего Количество материала, млрд т/год 1,8 1,5 0,05 29,68 Морские осадки чрезвычайно разнообразны. Они различаются размерами обломочных частиц, количественным соотношением обломочного материала и материала химического происхождения, минеральным составом тех и других компонентов, а также фаунистической характеристикой. В одних районах остатки фауны и флоры содержатся в морских осадках в изобилии, в других присутствуют в виде единичных экземпляров, в третьих, отсутствуют вообще. Различие характера морских осадков является следствием исключительного разнообразия физикогеографических условий, в которых происходит их накопление. 276 Общая геология Изучение современных осадков показывает, что главными факторами, определяющими тип морских отложений, являются рельеф и глубина морского дна, а также степень удаленности береговой линии и климатические условия. В соответствии с этими особенностями в пределах Мирового океана выделяются следующие зоны со специфическими условиями осадконакопления: литоральная – в приливно-отливной зоне, мелководная – в области шельфа, батиальная – в области континентального склона и абиссальная, охватывающая области ложа Мирового океана и глубоководных впадин (рис. 12.6). Осадки, формирующиеся в литоральной и мелководной зонах, называются неритовыми, а в батиальной и абиссальной зонах – пелагическими. Рис. 12.6. Зоны отложения морских осадков и их соотношение с областями рельефа дна Мирового океана. Неритовые осадки: I1 – литоральной зоны, I2 – мелководной зоны; пелагические осадки: II1 – батиальной зоны, II2 – абиссальной зоны. 1 – суша; 2 – шельф; 3 – склон; 4 – океаническое ложе; 5 – глубоководные впадины В зависимости от происхождения (генезиса) осадочного материала выделяются осадки терригенного, органогенного и хемогенного типов. Неритовые осадки. В пределах литоральной и мелководной зон формируются терригенные, хемогенные и органогенные осадки. В связи с тем, что эти зоны находятся в непосредственной близости к источникам разрушения и сноса, терригенные осадки здесь преобладают. Характер литорального осадконакопления чрезвычайно изменчив и тесно связан с морфологией берега. У пологих плоских берегов формируются органогенные карбонатные по составу осадки и так называемые пляжевые осадки. Органогенные 277 Байбатша А. Б. осадки образуются за счет накопления остатков фауны и флоры, в изобилии населяющей литораль на плоских побережьях, причем особенно велика роль растительности и прикрепленных животных. Пляжевые осадки состоят из материала, вынесенного с суши и переработанного волнами, или из материала, выброшенного морем (например, обломков раковин), или из смеси того и другого. Как правило, преобладает обломочный, песчаный материал. Для этих отложений характерна значительная изменчивость в направлении, как перпендикулярном к береговой линии, так и вдоль ее простирания. Характерен и рельеф полосы пляжа. Разбивающиеся о фронтальную зону волны выбрасывают переносимый материал на берег, где образуется береговой вал (рис. 12.7). Высота его обычно, несколько превышает среднюю высоту волны. При откате волн во фронтальной зоне возникает замкнутая прибрежная циркуляция воды, производящая основную работу по переотложению и скатыванию обломков. В зоне наибольшего отката волн образуется подводный вал, протягивающийся параллельно берегу. Рис. 12.7. Основные элементы пляжа и мелководной зоны: а – коренные отложения берега; б – пески; в – галька; г – алевриты; д – глины; е – направление циркуляции воды; 1 – береговой вал; 2 – фронтальная зона пляжа; 3 – вдольбереговая ложбина; 4 – подводный вал; Н – высота волны Многократное перемещение обломков – продуктов абразии обусловливает их дифференцированное по массе отложения. Наиболее крупные обломки (валуны, галька) переносятся на 278 Общая геология минимальные расстояния и слагают береговой вал, дальше в море уносятся песчаные частицы разного размера, затем алевритовые и, наконец, глинистые. Естественно, что в конкретных геологических условиях в зависимости от прочности пород берега и интенсивности процесса абразии приведенная зональность обломков по дисперсности может смещаться в направлении как берега, так и моря. Однако закономерное увеличение дисперсности обломков по мере удаления от берега в целом, как правило, выдерживается. Наиболее тонкодисперсные (илистые) осадки заполняют самые погруженные котловины, а в прибрежной зоне обычно распространены грубозернистые осадки. К мелководной области морей и океанов относятся также мелкие затишные участки заливов и бухт, в которых накапливаются илы различного типа. На плоских побережьях в тропиках располагаются заболоченные низины с пышной своеобразной растительностью. При отмирании растений здесь в широких масштабах идет накопление органического вещества, которое в дальнейшем при захоронении осадков и прогибании данного участка земной коры может преобразоваться в угли. Угленосные толщи, сформировавшиеся в прибрежно-морских заболоченных равнинах, выделяются под названием паралических. Иначе идут процессы осадконакопления у крутых, обрывистых, сложенных крепкими и плотными породами берегов. Как уже отмечалось, прибой достигает в таких местах максимальной силы, волны интенсивно разрушают коренные породы, образуя волноприбойную нишу и террасу. На террасе накапливается неотсортированный обломочный материал различной величины и формы. Морские волны сортируют этот материал и окатывают остроугольные обломки, постепенно превращая их в гравий и гальку. Частицы более мелкой размерности выносятся в море и не накапливаются у берега. Поскольку сортировка и окатанность терригенного материала бывают весьма различными, среди древних прибрежных отложений, сформировавшихся у крутых берегов, в ископаемом состоянии обнаруживаются такие породы, как конгломераты, брекчии или переходные образования. Органические остатки в таких породах встречаются крайне редко, так как среда, в которой происходит накопление грубообломочного материала, неблагоприятна для их обитания. Представлены они, как 279 Байбатша А. Б. правило, фауной с толстостенными раковинами или организмами, высверливающими норы в твердом грунте. Характер осадков мелководной зоны в значительной степени определяется также рельефом водосборных площадей, т.е. прилегающих участков континента, откуда в морской бассейн поступает минеральное вещество. При расчлененном рельефе водосборов, с которых сносится огромная масса обломочного материала, в мелководной зоне накапливаются терригенные осадки. Как уже отмечалось, под действием волн происходит закономерное распределение обломочного материала в литоральной и мелководной зонах. Более грубые осадки – глыбы, галька, гравий и т. п. – отлагаются ближе к берегу, за ними в направлении к внешней границе шельфа располагается зона песчаных осадков, затем алевритовых и, наконец, глинистых. Органическая жизнь на участках шельфа, прилегающих к водосборам с расчлененным рельефом, подавленная, поэтому органогенные осадки развиты здесь ограниченно. Карбонатные органогенные осадки могут формироваться лишь на значительном удалении от берега. В мелководную зону, прилегающую к водосборам с плоским рельефом, обломочный материал практически не поступает. Минеральное вещество доставляется с суши лишь в форме растворов. Обилие света и питательных веществ создает благоприятные условия для развития органической жизни. Население таких шельфов исключительно разнообразно, характеризуется массовостью и представлено организмами с известковым скелетом. Здесь в широких масштабах накапливаются органогенные карбонатные осадки, состоящие из целых и раздробленных раковин. Своеобразной формой органогенных карбонатных накоплений являются органогенные постройки, растущие со дна морей и возвышающиеся над средним уровнем дна. При приближении таких построек к поверхности воды они превращаются в рифы. Современные органогенные постройки чаще всего возводятся коралловыми полипами. Это морские одиночные или колониальные животные, ведущие прикрепленный образ жизни. Отдельная особь обладает известковым скелетом в виде небольшой камеры, или кораллита. У колониальных кораллов каждое последующее поколение полипов расселяется, прикрепляясь к кораллитам уже от280 Общая геология мершего предшествующего поколения. Так образуется колония, у которой живет и развивается только верхняя часть, а нижняя представляет собой твердый известковый остов. Размеры колоний могут быть различными, часто крупными. Для существования кораллов необходимы определенные условия морской среды – скалистое дно, нормальная соленость воды и сравнительно небольшая глубина, примерно 5–40 м. В ряде случаев коралловые постройки достигают значительной высоты, намного превышающей названную глубину. Объясняется это тем, что рост их происходит одновременно с опусканием морского дна. В изучение механизма образования коралловых рифов основной вклад сделан Ч. Дарвином. Он считал, что коралловые постройки могут формироваться только в тропических морях при среднегодовой температуре 23–25 °С. Однако позже они были обнаружены в умеренных и даже полярных широтах, правда, размеры их здесь значительно меньше, чем в тропических зонах. По размерам, форме и положению в морском бассейне коралловые рифы подразделяются на береговые, барьерные и атоллы (рис. 12.8). Рис. 12.8. Различные виды коралловых рифов: 1 – коренные породы; 2 – рифовые органогенные постройки. Рифы: I – береговой; II – барьерный, III – одиночные, IV – атоллы; V – гайот Береговым рифом называется постройка, которая прослеживается вдоль берега и отделена от него узкой и неглубокой полосой воды. Барьерный риф – постройка крупного размера, расположенная на значительном расстоянии от побережья и отделенная 281 Байбатша А. Б. от него довольно широкой (в несколько километров) и относительно глубоководной полосой моря. Барьерные рифы часто располагаются у внешней границы шельфа. Атолл (от малайс. – замкнутый) представляет собой риф, который в плане имеет кольцевую форму. Внутри рифового кольца располагается лагуна – мелководный участок моря, сообщающийся с открытым морем одним или несколькими проливами. С наружной стороны атолла находится более глубоководная зона. Во внутренней лагуне кольцевого рифа, а также на периферии рифов любого типа накапливаются продукты абразии самой органогенной постройки. Представлены они хорошо окатанными обломками скелетных остатков кораллов и других организмов и образуют своеобразный генетический тип осадков: раковистый гравий (при размере обломков более 1 мм) и раковистый песок (менее 1 мм). Основанием атоллов часто служат выступы океанического дна, вулканические конусы, гайоты. В литоральной и мелководной зонах откладывается основная масса осадков, которые в дальнейшем преобразуются в осадочные горные породы. Скорость накопления неритовых осадков значительно выше, чем пелагических, формирующихся в батиальной и абиссальной зонах. В литоральной и мелководной зонах отлагается до 99 % материала поверхностного стока рек и только 1 % идет на образование пелагических осадков. Например, только в течение кайнозоя на шельфе Атлантического океана у берегов США накопилась толща осадков мощностью более 500 м, а общая мощность осадочных пород Мексиканского залива, по-видимому, превышает 15 км. Значительную часть разреза этих пород составляют соленосные отложения, так называемые эвапориты. Они образуются в мелководных бассейнах аридных областей с преобладанием испарения над поступлением вод. Такие бассейны, обычно расположенные в мелководной зоне и примыкающие к континентам, называются лагунами. Лагуна (итал. laguna, лат. lacus – озеро) представляет собой залив, соединяющийся с основным морским бассейном узким мелководным проливом. Вследствие этого водообмен между лагуной и открытым морем затруднен, что и определяет в ней аномальную соленость вод. Различают лагуны с осолоненными и опресненными водами. Повышенная концентрация солей ха282 Общая геология рактерна для лагун, расположенных в областях аридного климата, и обусловлена усиленным испарением вод с их поверхности. Опресненные лагуны находятся в зонах гумидного климата при условии усиленного стока пресных вод с континента. Осадки опресненных лагун, примером которых может служить Азовское море, близки к осадкам мелководной зоны в целом. Что касается осолоненных лагун, то в них накапливаются в основном хемогенные осадки. В зависимости от степени осолонения лагун в них отлагаются карбонатные, сульфатные или галоидные осадки. К последним относятся различные соли, представленные такими минералами, как галит NaCl, мирабилит Nа2SО4∙10Н2O, астраханит МgNа2(SО4)2∙4Н2O и др. Самой крупной осолоненной лагуной на территории СНГ является залив Кара-Богаз-Гол, концентрация солей в котором в 20 раз выше, чем в Каспийском бассейне. Отложения древних осолоненных лагун, находящихся в ископаемом состоянии, широко распространены в пределах земного шара и имеют большое промышленное значение как химическое сырье. Пелагические осадки. В пределах батиальной и абиссальной зон существуют специфические условия, которые определяют характер формирующихся осадков. Во-первых, в эти зоны, обычно удаленные от берега, терригенный материал поступает в незначительном количестве, главным образом в виде взвешенных в воде тонкодисперсных частиц, переносимых течениями. Во-вторых, отсутствие света и пониженные температуры делают эти зоны мало пригодными для жизни бентальных организмов. В-третьих, здесь отсутствуют волнения, способствующие перераспределению и взмучиванию осадочного материала. Тем не менее, среди осадков батиальной и абиссальной зон присутствуют терригенные тонкозернистые разности, органогенные, представленные остатками планктонных организмов, хемогенные и вулканогенные. К терригенным отложениям этой части дна Мирового океана относятся зеленые, синие, черные и красные илы. 3еленые илы встречаются у берегов Испании, Южной Африки и Северной Америки. Их окраска обусловлена присутствием минерала глауконита. Зеленые глауконитовые илы располагаются у верхней границы континентального склона, реже опускаются до 1–2 км. 283 Байбатша А. Б. Они более грубозернистые по сравнению с илами других типов и часто переходят в тонкозернистые песчаные разности. К зоне глауконитовых осадков обычно приурочены конкреции фосфорита. Синие и черные илы состоят из частиц пелитовой размерности; они сильно обогащены органическим веществом, издают запах сероводорода. Темный цвет осадка обусловлен присутствием пирита и марказита в тонкодисперсной форме. Образование синего и черного илов происходит в восстановительной среде, а основной областью их распространения является континентальный склон с прилегающей частью ложа Мирового океана. Красные илы также сложены частицами пелитовой размерности. Цвет их обусловлен присутствием оксидных минералов железа (лимонит, гематит). Такой ил образуется в морях, прилегающих к континентам, где развиты красноцветные коры выветривания, в частности, у берегов Бразилии, в Японском море, в юго-восточной части Черного моря. Распространение красного ила, таким образом, носит локальный характер. С красными глубоководными глинами связано распространение на дне океанов железомарганцевых конкреций, содержащих медь, никель, кобальт, молибден и др. (рис. 12.9). Рис. 12.9. Распространение железомарганцевых конкреций в Тихом и Атлантическом океанах по [8]: 1 – плотное покрытие дна конкрециями, местами на 90 %; 2 – конкреции встречаются часто, хотя распространены неравномерно 284 Общая геология Изучение глубоководных донных илов показывает, что их цвет не случаен, а отражает особенности среды их формирования. Органогенные осадки области континентального склона представлены известковыми илами, которые состоят из остатков планктонных организмов – фораминифер, известковых водоросей и др. Эти осадки широко распространены и встречаются на глубинах до 3 км. Исследование океанического дна показало, что на средних океанических глубинах вдали от континентов дно Мирового океана покрыто илами, несколько отличными от илов области континентального склона. Это органогенные илы трех типов – глобигериновые, радиоляриевые и диатомовые. Глобигериновые илы окрашены в белый, слегка желтоватый или розовый цвет, в сухом виде напоминают писчий мел, бурно реагируют с кислотой, что указывает на их высокую карбонатность. Содержание карбонатов в глобигериновом иле выше, чем в известковых илах континентального склона. Изучение ила под микроскопом показало, что он почти целиком сложен остатками планктонных организмов – глобигерин, имеющих известковый скелет и населяющих воды тропической и умеренной зон. Этот ил широко распространен; он покрывает дно океанов на площади во многие сотни и тысячи километров при глубинах дна до уровня карбонатной компенсации, т.е. не более 4,5 км. Глубже известковые осадки накапливаться не могут, так как с этой глубины начинается растворение карбонатного материала. Радиоляриевые илы сложены остатками кремнистых водорослей (радиолярий) и распространены на глубинах от 4,5 до 8 км. Это самые глубоководные органогенные илы, формирующиеся в тех участках дна, где карбонатный материал уже не может накапливаться. Радиоляриевым илом покрыты обширные пространства, составляющие около 41 % всей площади ложа Мирового океана. Органическое вещество отмирающих организмов довольно быстро растворяется в морской среде, и только в условиях массовой гибели организмов в породу попадает некоторое его количество. Такие условия существуют, например, вблизи «черных курильщиков» – очагов глубинных газов в центральных районах океана, в пределах рифтовых долин. Высокая темпера285 Байбатша А. Б. тура выделений газов способствует массовой гибели организмов и обогащению органическим веществом окружающих осадков. Содержание органического вещества, захороненного вместе с основными осадками, в среднем невелико и обычно не превышает 1–2 %. Однако изучение органического вещества очень важно, так как оно представляет собой исходный материал для образования природных углеводородов – газа и нефти. По мере приближения к полярным областям глобигерины и радиолярии постепенно смешиваются с другими планктонными организмами, среди которых ведущее место занимают диатомеи – микроскопические водоросли с кремнистым скелетом. Соответственно глобигериновые и радиоляриевые илы сменяются диатомовыми, состоящими преимущественно из остатков диатомеи. Эти илы распространены в холодных морях высоких широт на глубинах главным образом от 1 до 6 км. Иногда они встречаются и в глубоководных желобах. Таким образом, для осадков континентального склона характерно зональное распределение в зависимости от глубины моря, рельефа дна и удаления от берега. Однако эта зональность иногда нарушается явлением так называемой лавинной седиментации, при которой накопленные на шельфе осадки срываются с бровки и лавиной скатываются вниз, образуя у подножия склона конусовидные тела мелководных осадков, залегающие среди более глубоководных. Такие тела носят название турбидитов. В рифтовых зонах океанов обнаружены высокотемпературные (до 415 оС) рудоносные растворы, выходящие на поверхность дна глубиной 2–3 км и образующие сульфидные залежи. Было установлено, что выбрасывается большое количество темного взвешенного вещества, образующие черные фонтаны высотой до 100–150 м, курящие как печные трубы, получившие название «черные курильщики». Сульфиды металлов из взвесей оседают на дно и образуют гидротермальные постройки высотой до нескольких десятков метров, имеющие вид колонн, конусов, башен, в центре которых находится «курящая труба». На поверхности построек располагаются, как наросты на стволе дерева, бактериальные маты (скопление бактерий) и большие трубчатые черви длиной 1,5-2 м белого, красного и зеленого цвета, получившие название 286 Общая геология вестиментиферы (рис. 12.10). Вокруг построек наблюдаются сообщества гигантских донных организмов - глубоководные «оазисы бентоса». Кроме кишачих здесь вестиментифер обитают двустворчатые моллюски, достигающие размеров обеденного блюда (35 см). Рис. 12.10. Морфология высокотемпературных гидротермальных сульфидных построек (Лисицын и др., 1990) На глубинах свыше 6–8 км развиты осадки, выделяемые под названием красной океанической глины. Красная глина покрывает значительную часть площади Мирового океана (36 %) и имеет небольшую мощность. Она состоит из пелитовых частиц и содержит ушные кости китов, зубы акул, материалы вулканогенного происхождения и метеоритную пыль. Небольшая мощность красной океанической глины, а также высокое относительное содержание в ней органических остатков и метеоритной пыли указывают на исключительно медленное ее накопление. В целом мощность пелагических осадков невелика, редко превышает 300–500 м и только в пределах пассивных океанических окраин измеряется многими километрами. Для общего распределения осадков на дне Мирового океана характерны следующие закономерности: 1) широтная климатическая зональность, соответствующая зональности суши. В пределах Мирового океана, как и на континентах, выделяются зоны ледовые (северная и южная), гумидные 287 Байбатша А. Б. (северная, экваториальная и южная) и аридные (северная и южная). Основная часть осадков накапливается в гумидных зонах; 2) возрастание мощности осадков с приближением к континенту, являющемуся поставщиком осадочного материала; 3) вертикальная зональность, с глубиной Мирового океана уменьшаются размеры обломочных частиц и количество биогенного материала. Таким образом, наряду с разрушением берегов (абразией) и наступанием моря на сушу в Мировом океане происходит непрерывное накопление осадков. Особенно быстро этот процесс идет в мелководной зоне, где образуются отмели, косы и даже острова. Контрольные вопросы: 1. Как распределены вода и суша на Земле? 2. Какие морфологические зоны выделяются на дне Мирового океана? 3. Каковы температура, давление и химический состав морской (океанической) воды? 4. Каков органический мир Мирового океана? 5. Чем обусловлены движения вод Мирового океана и какова их роль? 6. Какие основные этапы выделяются в геологической деятельности моря? 7. Особенности отложений шельфа и более глубоководных частей морского (океанического) бассейна. 8. Какие бывают рифы и при каких условиях они образуются? 9. Виды морских осадков, их характеристика. 10. Характеристика и распространение терригенных отложений. 11. Характеристика и распространение органогенных отложений. 12. Характеристика и распространение хемогенных отложений. 13. Морфологические элементы дна Мирового океана и их особенности. 14. Полезные ископаемые на дне океанов. 288 Общая геология 13. ФОРМИРОВАНИЕ ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД 13.1. Классификация осадочных пород Осадочные горные породы являются результатом экзогенных геологических процессов. Они наиболее распространены на поверхности и в верхней части земной коры, глубина их развития достигает иногда 15–20 км. Формирование осадочных пород достаточно подробно рассмотрены в соответствующих разделах в связи с геологической деятельностью экзогенных агентов. Осадочные породы по особенностям химического и гранулометрического состава, структуры и текстуры делятся на четыре класса: обломочные, глинистые, органогенные и хемогенные (табл. 13.1). Таблица 13.1 Классификация обломочных и глинистых осадочных пород Размер обломков, мм Cтруктура Обломки рыхлые сцементированные неокатанные окатанные неокатанные окатанные Более 1000 Псефитовая Глыбник Глыбник (грубо- и неокатанный окатанный 100–1000 крупноблоВалунник Валунник мочная) неокатанный окатанный 10–100 Щебенник Галечник 2–10 Дресвяник Гравийник 0,1–2 ПсаммитоПесок вая (песчаная) 0,01–0,1 АлевритоАлеврит вая Менее Пелитовая Пелит (глина) 0,01 (глинистая) Брекчия Конгломерат Дресвит Гравелит Песчаник Алевролит Аргиллит Хемогенные осадочные породы: 1) аллиты (бокситы); 2) кремнистые (опоки, диатомиты, яшма); 3) минеральные соли 289 Байбатша А. Б. (каменная соль, гипсит); 4) железистые (бурый железняк); 5) карбонатные (известняки, доломититы). Органогенные осадочные породы: 1) карбонаты (органогенные известняки, ракушечники); 2) каустобиолиты (торф, бурый уголь, каменный уголь, антрацит, горючие сланцы, нефть) 13.2. Стадии литогенеза Формирование осадочных пород представляет собой сложный и длительный процесс, связанный с экзогенными процессами. В образовании осадочных пород можно выделить следующие стадии: 1) образование исходного осадочного материала; 2) перенос осадочного материала; 3) накопление осадка (седиментогенез); 4) преобразование осадка в осадочную породу (диагенез); 5) изменение осадочной породы до начала метаморфизма (катагенез и метагенез). Процесс формирования осадочных пород, начиная от образования исходного материала и кончая превращением осадка в породу, называется литогенез. Крупный вклад в изучение этого процесса внесли Н. М. Страхов, Л. В. Пустовалов, Г. Ф. Крашенинников, Н. Б. Вассоевич, Н. В. Логвиненко, Т. А. Лапинская, П. Т. Тажибаева, А. Б. Байбатша и др. Исходным материалом осадочных пород служат продукты разрушения магматических, метаморфических и ранее образовавшихся осадочных пород на поверхности Земли. Разрушаются горные породы и входящие в их состав минералы в результате экзогенных процессов, причем основная масса продуктов разрушения образуется в результате выветривания. Под действием поверхностных вод и в меньшей степени ледников и ветра продукты разрушения переносятся к областям седиментации (осадконакопления). Весь этот материал, находящийся на стадии переноса при соответствующих условиях рельефа и геохимической обстановки может перейти в осадок. При этом начинается третья стадия образования породы – седиментогенез, или накопление осадка. Осаждение частиц может быть временным, когда частицы вновь подхватываются движением среды, или окончательным, когда происходит накопление осадка, т. е. постепенное закрепление частиц на дне. 290 Общая геология Подавляющая масса осадков накапливается в конечных водоемах стока – озерах и, главным образом, морях. Такие осадки называют субаквальными. В отличие от них осадки, накапливающиеся на суше, вне водной среды, называются субаэральными. В конечных водоемах стока в зависимости характера поступающего материала, а также от гидродинамического и гидрохимического режимов формируются осадки трех типов: обломочные, органогенные и хемогенные. Характерно, что породы биогенного происхождения встречаются только в толщах субаквальных отложений. Субаэральные отложения обычно представлены только обломочными и хемогенными образованиями, отличными по своим свойствам от тех же разностей, сформировавшихся в субаквальных условиях. На стадии седиментогенеза закладываются такие важнейшие свойства осадка, как минеральный состав, размер и форма слагающих его частиц, слоистость и т. п., которые затем наследуются породой. Следующим этапом формирования породы является стадия диагенеза. Диагенез – совокупность процессов, преобразующих осадок в осадочную породу. Свежесформированные осадки обычно образуют рыхлые, сильно обводненные слои, насыщенные разнообразными химически активными соединениями. Кроме минеральных веществ в осадке присутствуют органическое вещество в виде остатков отмерших организмов и живые бактерии. В целом для такого осадка характерно отсутствие физико-химического равновесия между слагающими его твердыми, жидкими и газообразными компонентами. Неуравновешенность осадка как физико-химической системы является основным фактором, обусловливающим диагенез. Прежде всего в осадке происходит поглощение свободного кислорода в результате жизнедеятельности бактерий и разложения органического вещества. После этого начинается редукция гидроксидов Fе, Мg, Са и сульфатов. Одновременно некоторые минералы, находящиеся в твердой фазе, такие, например, как СаСО3, МgСО3, SiO2, постепенно растворяются, достигая стадии насыщенных растворов. При этом состав вод, насыщающих осадок, первоначально не отличавшийся от состава вод бассейна седиментации, резко меняется. Они обогащаются такими газа291 Байбатша А. Б. ми, как СО2, Н2S, СН4, теряют кислород и сульфаты, резко повышается их щелочной резерв. Изменение состава вод, насыщающих осадок, дает толчок развитию двух новых процессов. Первый процесс заключается в установлении физикохимического взаимодействия между водами осадка и бассейна. Из осадка в наддонные воды бассейна уходят СО2, Н2S, СН4 и другие соединения, из наддонных вод в воды осадка поступают О2, сульфат-ион SО4 – и связанные с ним Са2+ и Мg2+. Все это приводит к дальнейшему изменению состава и концентрации вод осадка. Второй процесс идет непосредственно в осадке и заключается в образовании новых, диагенетических минералов. Эти новые минералы называются аутигенными, т.е. образованными на месте. Возникновение их связано с тем, что сочетания некоторых ионов, находящихся в водах осадка, в конечном счете, обеспечивают достижение стадии насыщения раствора тем или иным веществом, которое и выделяется в твердую фазу, образуя минералы. Образованием аутигенных минералов не исчерпывается весь объем диагенетических преобразований. Пестрота физикохимической обстановки в осадке приводит к тому, что диагенетические минералы, вначале распределенные в осадке более или менее равномерно, начинают перераспределяться, концентрируясь в различных участках породы. При этом образуются пятна, линзы, конкреций и пластообразные стяжения этих минералов. В процессе диагенетического перераспределения происходит выравнивание геохимической обстановки во всем объеме осадка. Так, в ходе сложной серии взаимосвязанных процессов исходная химически не уравновешенная система осадка перестраивается и превращается в систему, внутренне уравновешенную, – осадок становится породой. Одновременно с физико-химическими процессами происходят уплотнение осадка и отжатие избытка насыщающих его вод. Уплотнение осадка осуществляется под действием нагрузки перекрывающих его новых порций осадков, а также в результате образования диагенетических минералов, которые цементируют отдельные частицы. На стадии диагенеза уплотнение сильнее всего проявляется в кремнистых и карбонатных осадках, которые подвергаются полному окаменению. В гораздо меньшей степени окаменение присуще глинистым, алевритовым и песча292 Общая геология ным осадкам, где оно происходит лишь на отдельных участках вследствие образования диагенетических минералов в виде отдельных зерен и стяжений. К концу стадии диагенеза осадочная порода представляет собой более или менее уплотненный слой, отдельные компоненты которого находятся в полном физикохимическом равновесии друг с другом. Интенсивность процессов диагенеза зависит как от состава самого осадка, (чем он разнороднее, тем существеннее диагенетические преобразования), так и от условий, в которых осадок находится. Приведенная схема диагенеза отвечает преобразованиям, происходящим в субаквальных осадках. В субаэральных осадках, которые контактируют не с водной, а с воздушной средой, процессы диагенеза носят несколько иной характер, а интенсивность их в целом значительно ослаблена. Стадией диагенеза заканчивается процесс формирования собственно осадочной породы. Она продолжает существовать в земной коре до тех пор, пока находится в термодинамических условиях, характерных для верхних горизонтов коры, в глубинных зонах осадочная порода подвергается метаморфизму, а на поверхности, в зоне аэрации, выветриванию. Однако и в верхних горизонтах коры при сохранении термодинамических условий осадочная порода не остается неизменной. Наступает стадия катагенеза. На этой стадии породы подвергаются различным изменениям, однако в основных чертах сохраняют свое строение и минеральный состав. Катагенез – совокупность процессов, изменяющих осадочную породу в период ее существования до начала метаморфизма или выветривания в отличие от диагенетических процессов, обусловленных внутренней неуравновешенностью осадка. Причиной катагенеза является отсутствие равновесия между породой и средой, в которую она попадает в результате прогибания или подъема участков земной коры. Основными факторами катагенеза являются температура, давление и воздействие подземных вод. Катагенез пород проявляется повсеместно и постоянно. Направленность и интенсивность катагенеза определяются геологической обстановкой и в меньшей степени составом и физическими свойствами самих пород. В целом процессы катагенеза протекают менее интенсивно, чем диагенетические. К заметным 293 Байбатша А. Б. результатам они приводят только потому, что чрезвычайно длительны и могут в зависимости от истории геологического развития региона продолжаться целые геологические периоды и эры. В условиях нисходящих тектонических движений земной коры в равной мере проявляются все три фактора катагенеза, что приводит к уплотнению и обезвоживанию пород, растворению одних минералов и образованию других, перекристаллизации минералов. Рост давления проявляется в уплотнении и обезвоживании пород. Уплотнение на стадии катагенеза в отличие от диагенетического носит региональный характер. Оно обусловлено геостатическим давлением (давлением вышележащих толщ), которое возрастает с увеличением глубины залегания пород. Под действием давления происходят сближение частиц породы, их взаимоприспособление, образование более плотной упаковки. В результате сокращается первоначальный объем порового пространства пород. Это приводит к отжатию содержащихся в породе вод, которые мигрируют в вертикальном или горизонтальном направлении. Подземные воды в процессе взаимодействия с породами осуществляют привнос и вынос вещества в пределах пласта. С погружением на глубину закономерно изменяются солевой состав и общая минерализация подземных вод. Изменение геохимической обстановки приводит к потере некоторыми минералами химической устойчивости, их растворению и выносу подземными водами. Другие минералы в изменившихся условиях, наоборот, приобретают устойчивость и выделяются в твердую фазу. Совместным влиянием давления, температуры и подземных вод обусловлены также процессы перекристаллизации на стадии катагенеза. В результате перекристаллизации размеры слагающих породу кристаллических зерен увеличиваются, сокращается количество межзерновых контактов, что ведет к дальнейшему уплотнению породы. В условиях восходящих тектонических движений основным фактором катагенеза является воздействие подземных вод. При подъеме территории появляются дополнительные области разгрузки, в связи с чем усиливаются привнос и вынос вещества в пластах осадочных пород. С учетом различного характера катагенетических преобразований, совершающихся на фоне нисходящих и восходящих 294 Общая геология тектонических движений, различают прогрессивный и регрессивный катагенез. Прогрессивный катагенез имеет место при погружении осадочных толщ и через метагенез сменяется метаморфизмом, регрессивный происходит при вздымании осадочных толщ и сменяется выветриванием. Так осуществляется круговорот осадочных пород в природе – разрушение коренных пород, преобразование обломков в новую породу, новое разрушение и т. д. (рис. 13.1). Рис. 13.1. Круговорот осадочных пород в природе. Среда: а – субаэральная; б – субаквальная; I – механическое выветривание; II – химическое выветривание; III – транспортировка; IV – снос; V – транспортировка и осаждение обломков; VI – транспортировка и осаждение растворов; VII – диагенез; VIII – метаморфизм; IX – катагенез Изучение минералов органических веществ в горных породах имеет очень большое значение в геологии нефти и газа. Дело в том, что одновременно с седиментогенезом часто происходит захоронение органического вещества отмирающих животных и растительных организмов. Такие осадки (и породы), обогащенные органическим веществом, по мере погружения оказываются в условиях все более высоких давлений, температур, что приводит не только к диагенезу и катагенезу пород, но и к преобразованию органического вещества. Так, в самой верхней зоне, до глубин около 50 м, биохимическое разложение органического вещества сопровождается образованием углекислого газа и метана (рис. 13.2). Примером этого процесса является выделение болотного газа. До глубин 1–1,2 км, на которых завершаются диагенетические преобразования осадка, органическое вещество подвергается слабым изменениям. Но начиная с этой глубины и до 295 Байбатша А. Б. 4–5 км в интервале температур 60–150 °С в результате сложного химического преобразования исходного органического вещества происходит интенсивное образование углеводородов различного фазового состава – жидких (нефти) и газообразных. Эта зона соответствует катагенезу пород. Рис. 13.2. График вертикальной зональности формирования нефти и газа по мере погружения пород и преобразования органического вещества: Н – глубина; С – количество углеводородов; I – нефть; II – газ, конденсат На глубинах более 4–5 км при температурах более 150 °С происходит дальнейшее преобразование содержащегося в породах органического вещества (и нефти) с его разложением до выделения только сухого газа – метана. В этой зоне происходят не только преобразования органического вещества, но и глубокие структурные и минералогические изменения вмещающих пород, называемые метагенезом. Изучение катагенетических и метагенетических преобразований пород имеет еще один важный аспект для геологии нефти и газа. Привнос и вынос вещества в осадочных породах, их уплотнение и перекристаллизация значительно сказываются на пористости пород, а следовательно, и на их емкостных и фильтрационных свойствах. Изучению катагенетических преобразований уделяется значительное внимание при прогнозировании коллекторов нефти и газа, а также при изучении миграции углеводородов и формирования залежей. 296 Общая геология 13.3. Понятия о фациях и формациях Изучение осадков показывает, что они обладают признаками, отражающими характер среды осадконакопления. Хорошо окатанные галька и валуны свидетельствуют о длительном воздействии на обломки морского прибоя или течения. Присутствие в известняках, глинах и других осадочных горных породах морской фауны напоминает нам о том, что рождение этих пород связано с морем. Постепенный переход продуктов химического выветривания в коренные породы выделяет среди других отложений кору выветривания. Все эти факты говорят о том, что среда накладывает свой отпечаток на внешний облик осадка, на его минеральный состав, форму залегания и другие особенности. На каждое изменение среды соответственно реагирует осадок. Так, смена восстановительной среды окислительной вызывает появление среди карбонатных руд окисных соединений и т. д. Выявленные закономерности позволяют воспроизводить по осадочным горным породам физико-географические условия и среду осадконакопления в геологическом прошлом. Эти закономерности, определяющие облик осадка или породы, принято называть фацией (лат. фациес – облик). Термин «фация» был предложен в 1838 г. швейцарским геологом Грессли. В настоящее время единого определения понятия «фация» не существует. Одни исследователи под словом «фация» понимают участок поверхности земли с одинаковыми физико-географическими условиями и одинаковой фауной и флорой осадка, другие включают в понятие «фация» комплекс палеонтологических и петрографических особенностей, указывающих на среду образования осадка. Л. Б. Рухин выделяет фации морские, лагунные и континентальные. Последние, в свою очередь, стали делить на более мелкие подразделения. Так, морские фации были разделены на литоральные, неритовые (шельф), батиальные и абиссальные. Среди лагунных выделены фации бассейнов с повышенной соленостью, опресненных бассейнов и фации дельт и эстуариев. К континентальным отнесены фации пресноводных озер и болот, ледниковых областей, пустынь, предгорий, речные фации и фации коры выветривания. 297 Байбатша А. Б. Морские фации. Литоральная зона в фациальном отношении характеризуется главным образом обломочными осадками, их неравномерным распределением, присутствием остатков организмов, ведущих прикрепленный образ жизни (известковые водоросли, сверлящие моллюски и др.). Фации области шельфа весьма разнообразны по облику и составу. Из терригенных осадков здесь распространены галечники, пески, глины. Галечники встречаются лишь на отдельных участках дна на глубинах 25–30 м. Пески представлены шире. Площади их распространения имеют вид полос, окаймляющих берега и спускающихся до глубин 50–200, а иногда и более метров. Наиболее распространены глины. Они начинаются на глубинах 20–40 м и нередко покрывают весь шельф. Глины бедны фауной. Среди ископаемых морских органогенных осадков распространены фораминиферовые известняки, мел, мергель, коралловые, брахиоподовые и другие известняки. Хемогенные образования шельфа представлены известняками, бокситами, железными и марганцевыми рудами, фосфоритами, глауконитом. Фации батиальной зоны состоят преимущественно из различно-окрашенных глин, известняков органогенного происхождения и кремнистых пород. Красная глубоководная глина, радиоляриевые и глобигириновые известняки представляют фации абиссальной зоны. Лагунные фации. Среди них нет грубообломочных осадков, фауна представлена формами, приспособившимися к жизни в опресненных бассейнах. Это в основном мшанки, ракообразные, остатки рыб и некоторые другие формы. Для лагунных фаций типичны химические осадки: известняки, доломиты, соли, гипс. Фации опресненных лагун, сложенные терригенными осадками, во многом сходны с морскими и в то же время отличаются от них по фауне и отсутствию глауконита и фосфорита. Континентальные фации. Встречаются не повсеместно, разнообразны по составу и непостоянны в распространении. Речные фации выделяются извилистыми очертаниями площади распространения, имеющей вид ленты. Сложены песчано-глинистыми аллювиальными осадками, часто с косой слоистостью (у песков). 298 Общая геология Фации озер и болот имеют замкнутые в плане очертания, небольшую мощность и линзовидную форму залегания. Основную массу озерных фаций составляют пески и глины для соленых озер – соли. Для болотных фаций характерны торфяные отложения и железные руды. Ледниковые фации состоят из разнородного, несортированного материала со слабой окатанностью обломков. Флювиогляциальные отложения довольно хорошо сортированы, сложены песками и глинами, но, как и морена, лишены органических остатков. Фации пустынь занимают обширные площади, имеют небольшую мощность, сложены песками или разновеликими остроугольными обломками камней (каменистые пустыни). Среди эоловых осадков встречается фауна наземных животных, споры и пыльца засухоустойчивых растений. Предгорные фации представлены отложениями осыпей, обвалившимися массами пород, конусами выноса временных горных потоков, отложениями горных рек. Все эти осадки неровной, прерывающейся полосой окаймляют районы предгорий. Сложены они глыбами, щебнем, галечниками, валунами, песками, глинами и лишены органических остатков. Фации коры выветривания имеют небольшое распространение. Они постепенно переходят в коренные материнские породы, сложены первичными каолинами, латеритами, железными рудами и другими продуктами выветривания. Формации. В отличие от фаций формации представляют комплексы осадочных горных пород неодинакового петрографического состава, образовавшиеся в разных физикогеографических условиях, но объединенные одинаковым тектоническим режимом их формирования. Мощность формаций от сотен до тысяч метров. В качестве примера можно назвать такие распространенные формации, как флишевую, соленосную, красноцветную и угленосную. Флишевые формации формируются в очень подвижных частях земной коры из отложений, накапливающихся в водоемах, дно которых испытывает многократные, но относительно небольшой амплитуды поднятия и погружения. В строении отложений наблюдается ритмичное чередование повторяющихся слоев глин, алевритов, песчаников и некоторых других осадочных пород. 299 Байбатша А. Б. Для соленосных формаций характерно наличие химических осадков и их закономерное расположение по степени их растворимости: в основании соленосных толщ могут залегать доломиты, выше гипс, ангидрит, каменная, калийная, затем калийномагнезиальные соли. Присутствие всех этих осадков в разных соляных толщах не обязательно. В строении соленосных отложений принимают также участие прослои глин, песков, песчаников. Формации красноцветных пород сложены отложениями рек их дельт, озерными и прибрежно-морскими осадками. Угленосные формации характеризуются наличием линз и пластов угля, переслаивающихся с песчаниками, глинами, известняками и некоторыми другими породами. Контрольные вопросы: 1. Условия формирования осадков и осадочных горных пород? 2. Классификация и примеры осадочных пород? 3. Что такое литогенез? 4. Что такое диагенез? 5. Что такое катагенез? 6. Что такое метагенез? 7. Каковы принципы классификации обломочных пород? 8. Какие породы относятся к хемогенным и органогенным? 9. Какова связь и интенсивность нефтегазообразования с литогенезом? 10. Что такое фация и формация, их классификация? 11. Значение литогенеза в формировании полезных ископаемых? 300 Общая геология 14. МЕТАМОРФИЗМ 14.1. Общая характеристика Метаморфизм – преобразование горных пород под действием эндогенных процессов, вызывающих изменение физикохимических условий в земной коре. Преобразованию могут подвергаться любые горные породы – осадочные, магматические и ранее образовавшиеся метаморфические. В физико-химических условиях, отличных от тех, в которых образовались горные породы, происходит изменение их минерального состава, структуры и текстуры. Изменение минерального состава при метаморфизме может протекать изохимически, т. е. без изменения химического состава метаморфизуемой породы, и метасоматически, т. е. со значительным изменением химического состава метаморфизуемой породы за счет привноса и выноса вещества. Изменение структуры и текстуры пород обычно происходит в процессе кристаллизации вещества. Особенность метаморфических процессов заключается в том, что они протекают с сохранением твердого состояния системы, без существенного расплавления пород. Лишь при определенных физико-химических условиях метаморфизм сопровождается частичной или полной кристаллизацией исходных пород. Процессы подобного характера объединяются под названием улътраметаморфизма. В зависимости от интенсивности метаморфических процессов наблюдается постепенный переход от слабо измененных пород, сохраняющих состав и структуру исходных разностей, до глубоко преобразованных, первичная природа которых практически утрачена. В группе метаморфических пород известны химические эквиваленты перидотитов, габбро (базальтов), диоритов (андезитов) и гранитов (риолитов), а также всех осадочных пород за исключением легкорастворимых хемогенных пород – эвапоритов. Эквиваленты магматических пород щелочного ряда среди метаморфических пород почти неизвестны. Вместе с тем среди метаморфических пород присутствуют разновидности, не имеющие эквивалентов среди осадочных и магматических пород, образовавшиеся при широком участии процессов метасоматоза. 301 Байбатша А. Б. Метаморфические отложения широко распространены в земной коре. Целью изучения этих пород является расшифровка начальной природы пород и реконструкция условий их преобразования в земной коре в метаморфические разности, важно с этой точки зрения изучение геологии докембрийских комплексов, основная часть которых сложена метаморфическими породами. Состав рассматриваемых пород крайне разнообразен, в ряде случаев они представляют собой ценное минеральное сырье, поэтому их исследование имеет не только теоретическое, а также и практическое значение. 14.2. Факторы метаморфизма Под факторами метаморфизма понимают причины, приводящие к изменению исходных пород. Главными из них являются: температура, давление и химически активные соединения (растворы, флюиды), взаимодействующие с породами. Метаморфизм представляет собой сложное химическое явление, обусловленное комплексным воздействием температуры, давления и химически активных веществ. Температура – важнейший фактор метаморфизма, влияющий на процессы минералообразования и определяющий формирование тех или иных минеральных ассоциаций. При повышении температуры резко увеличивается скорость химических реакций и возрастает интенсивность процессов перекристаллизации. Повышение температуры способствует экзотермическим метаморфическим реакциям, идущим с поглощением тепла, вызывает дегидратацию гидроксилсодержащих минералов, декарбонатизацию карбонатов и приводит к образованию высокотемпературных минералов, лишенных конституционной воды. Перекристаллизация в условиях роста температур приводит к плавлению более крупнозернистых структур. Температурный интервал, в пределах которого происходят типичные метаморфические преобразования, согласно данным В. С. Соболева (1970), находится в пределах 300–1000 °С. Ниже 300 °С вследствие резкого падения скорости химических реакций метаморфические превращения почти не происходят или совершаются крайне медленно; верхний предел ограничен 302 Общая геология температурой начала плавления наиболее распространенных горных пород и отвечает условиям образования магмы. В общем случае интенсивность преобразований, связанных с воздействием температуры, увеличивается с глубиной залегания пород и ростом продолжительности теплового воздействия. Однако прямой зависимости здесь не существует, поскольку в разных зонах коры значения теплового потока и геотермического градиента различны. Этим объясняется неодинаковая степень температурных преобразований пород, залегающих на сопоставимых глубинах, но в различных областях земного шара. Давление – второй фактор метаморфизма. Различают воздействие геостатического давления, которое создается массой вышележащих толщ пород, и направленного давления (стресса), вызываемого тектоническими движениями. Геостатическое давление способствует реакциям, идущим с сокращением объема, твердой фазы, и приводит к образованию минералов с более плотной упаковкой (и большой плотностью). Кроме того, геостатическое давление вызывает повышение температуры плавления минералов, расширяя тем самым интервал температурных преобразований в твердой фазе. В условиях всестороннего давления формируются породы с однородной массивной текстурой. Стресс (направленное давление) проявляется в деформации пород и приводит к изменению их структурно-текстурных особенностей. Под влиянием стресса минералы в породе приобретают закономерную ориентировку, располагаясь длинными осями и плоскостями спайности перпендикулярно к направлению давления. При этом формируются так называемые сланцевые текстуры, характерные для обширной группы метаморфических пород – сланцев. Кроме того, стресс оказывает каталитическое воздействие на процессы минералообразования, ускоряя или замедляя их, и, вызывая дробление пород, повышает их фильтрационные свойства, что способствует циркуляции метаморфизующих растворов. Изменения геостатического и направленного давления с глубиной неодинаковы: если, первое в общем увеличивается, то второе, наоборот, ослабевает. На глубинах свыше 10 км направленные давления практически не проявляются, поскольку сокращение объема пустотного пространства в условиях высокого 303 Байбатша А. Б. геостатического давления приводит к пересыщению породы растворами и преобразованию направленного давления в геостатическое. Однако и геостатическое давление контролируется не только глубиной. Согласно расчетным данным его величина в подошве земной коры не превышает 1300 МПа. Между тем изучение минералов, полученных экспериментальным путем, и сопоставление их с естественными ассоциациями минералов метаморфических пород показывают, что давления при метаморфизме в коре могут достигать 2500 МПа. Отсюда следует, что при определенных условиях величина давления зависит не только от массы вышележащих толщ пород, но в значительной степени и от процессов направленного сжатия (в том числе и в горизонтальном направлении), которые вызывают аномальное увеличение давления на относительно небольших глубинах. Химически активные вещества (флюиды) – третий и, вероятно, самый главный фактор метаморфизма. К ним, прежде всего, относятся вода и углекислота. В последнее время не меньшее значение придается водороду – газу, обладающему высокими теплопроводностью и диффузионной способностью. Существенную роль играют также соединения N, С1, F, В, S и других элементов. В виде растворов сложного состава эти вещества мигрируют через горные породы, оказывая на них метаморфизующее воздействие. Согласно господствующей точке зрения, обоснованной Д. С. Коржинским, А. А. Маракушевым и др., метаморфизующие растворы имеют глубинное (подкоровое) происхождение. Вода, содержащаяся в осадочных породах и освобождающаяся в процессе высокотемпературного преобразования, не имеет большого значения и обычно не сказывается на общем характере метаморфизма. Основным фактором, по-видимому, являются восходящие горячие растворы, которые диффундируют из недр сквозь мельчайшие пустоты пород и через магматические расплавы, и, обогащаясь минерализаторами, становятся активными агентами метаморфизма. Об огромной роли этих растворов можно судить по тому факту, что в так называемых сухих системах, т.е. в породах, лишенных растворов вследствие малого объема их пустотного пространства, даже при наличии высоких давлений и температур метаморфические преобразования практически не происходят или идут крайне медленно. 304 Общая геология 14.3. Типы, виды и условия проявления метаморфизма По совокупности воздействующих на породы факторов, их интенсивности и геологическим условиям проявления различают шесть основных типов метаморфизма: региональный, ультраметаморфизм, динамометаморфизм, контактовый, метасоматический, импактный. В природных условиях в различных участках земной коры совместно проявляются несколько факторов метаморфизма, однако масштаб их проявления в целом и относительная роль фактора в метаморфическом процессе определяются конкретной геологической обстановкой. По особенностям пространственного размещения и размаху процесса различаются два основных вида метаморфизма: локальный и региональный. Метасоматический метаморфизм может сопровождать метаморфизм любого типа и поэтому развивается как в локальных, так и в региональных условиях. Локальный метаморфизм контролируется конкретными структурными элементами – разломами, контактами с интрузивными породами, пликативными дислокациями. Образующиеся при этом метаморфические породы связаны постепенными переходами с неметаморфизованными толщами. К локальным формам проявления метаморфизма относятся контактовый и катакластический метаморфизм (рис. 14.1). Рис. 14.1. Зоны контактового метаморфизма: 1 – неизмененный гранит; 2 – метаморфизованные породы; 3 – неизмененные осадочные породы; пунктир – граница метаморфизованных пород 305 Байбатша А. Б. Контактовый метаморфизм проявляется в пределах ореолов химического и термального воздействия интрузии на вмещающие породы. Основными факторами этого метаморфизма являются температура и химически активные вещества. По данным В. С. Соболева, температурный интервал, в котором происходит типичный контактовый метаморфизм, заключается в пределах 550–900 °С. Процесс идет при относительно низких давлениях и широком развитии метасоматоза. Летучие компоненты магмы, проникая в виде растворов и газов в окружающие породы, вступают с ними в реакцию и приводят к резкому изменению их химического состава. Особенно значительны воздействие химических агентов и проявление метасоматоза на контакте вмещающих пород с интрузиями кислого состава; интрузии основных и ультраосновных магм оказывают в основном термальное воздействие на окружающие отложения. В целом величина контактового ореола, степень метаморфизма вмещающих пород в ореоле и характер преобразований зависят от температуры, объема и состава внедрившегося расплава. Типичными породами контактово-термального метаморфизма являются роговики. К породам, образовавшимся в результате контактово-метасоматических процессов (метасоматитам), относятся скарны, грейзены, вторичные кварциты. С метасоматитами связано большое количество месторождений полезных ископаемых (олово, вольфрам, молибден, золото, полиметаллы). Катакластический метаморфизм или динамометаморфизм происходит под действием направленных давлений и заключается в механическом разрушении (дроблении и перетирании) пород – катаклазе. Катакластический метаморфизм проявляется в тех случаях, когда величина направленного давления превышает предел прочности пород. В результате катакластического метаморфизма в чистом виде, без участия температурного фактора и термальных растворов, образуются катакластические породы с различной степенью раздробленности: тектонические брекчии, катаклазиты, милониты. Однако в чистом виде катакластический метаморфизм происходит редко, поскольку областями его максимального проявления служат зоны глубинных разломов, являющиеся в то же время и основными путями подъема тепла и термальных растворов из недр. 306 Общая геология Региональный метаморфизм проявляется на обширных участках и охватывает огромные объемы пород, в пределах которых отсутствуют переходы к неметаморфизованным отложениям. Факторами регионального метаморфизма являются температура, давление и химически активные вещества, действующие совместно. При региональном метаморфизме осуществляются и изохимические и метасоматические процессы. Формирующиеся при этом породы отличаются большим разнообразием – это сланцы, гнейсы, кварциты, мраморы, амфиболиты, гранулиты, эклогиты. Региональный метаморфизм обычно связан с тектонически активными (геосинклинальными) областями, однако в отношении условий их проявления существуют две принципиально различные точки зрения. В соответствии с первой точкой зрения, причиной метаморфизма является длительное, устойчивое прогибание участков коры, при котором осадочные и вулканогенные толщи, погружаясь, попадают в условия все более высоких температур и давлений. Однако исследования последних лет показали, что прогибание коры само по себе не является причиной метаморфизма. В прогибах, где нет складкообразовательных движений и других деформаций, обычно отсутствуют и проявления регионального метаморфизма. В Прикаспийской впадине, например, мощность практически неметаморфизованных осадочных отложений достигает 25 км. Эти факты послужили основанием для того, чтобы соотносить региональный метаморфизм с орогенной стадией развития коры, характеризующейся интенсивным складкообразованием, подъемом магматических масс и генетически связанных с ними термальных растворов. Последняя точка зрения развивается в трудах Д. С. Коржинского, Ю. А. Кузнецова, А. А. Маракушева. В обстановке регионального метаморфизма процессы преобразования пород могут достигать максимальной интенсивности, приобретая характер ультраметаморфизма. Он обычно протекает на большой глубине в пределах складчатых областей, где термодинамические условия допускают частичное или полное переплавление пород. Главнейшие процессы ультраметаморфизма – анатексис, палингенез и гранитизация. 307 Байбатша А. Б. Анатексис – частичное, избирательное выплавление минералов кварц-полевошпатового состава из исходных пород. В различных количествах расплав такого состава может получаться из любых осадочных и пирокластических пород (за исключением карбонатов, эвапоритов и некоторых других). Палингенез – полное переплавление исходных пород определенного состава с образованием гранитной магмы. Это явление обычно связано с переплавлением гранито-гнейсов и осадочных пород, химический состав которых отвечает гранитам. Гранитизация – процесс химического и минерального изменения пород любого состава с превращением их в граниты. Согласно Д. С. Коржинскому (1952) и А. А. Маракушеву (1973), в процессе гранитизации исходная порода обязательно проходит стадию магматического расплава. Агентами гранитизации являются растворы, которые вызывают расплавление исходной породы, а затем, диффундируя через расплав, изменяют его состав до состава гранитной магмы. Компоненты гранитов при этом растворяются в образовавшейся магме, а компоненты, «избыточные» по отношению к составу гранитной магмы, выносятся растворами за пределы магматического очага. Таким образом, в обстановке глубоких метаморфических преобразований пород стирается граница между метаморфическими и магматическими процессами и завершается тот круговорот в природе, идея которого еще в начале века была высказана петрографом И. Д. Лукашевичем: магма магматические породы осадочные породы метаморфические породы магма. Под импактным (ударным) метаморфизмом понимают преобразования горных пород, вызванные падением на Землю и взрывом крупных метеоритов, сопровождающимся образованием метеоритных кратеров (астроблем). Главными факторами импактного метаморфизма являются мгновенные повышения давления до 500–700 кбар и температуры до 2500–3000 оС, а также ударная волна. Длительность процесса измеряется секундами. На процесс преобразования пород оказывают влияние также химический и минеральный состав метаморфизуемых пород, их структура, плотность, насыщенность флюидами и т. д. При огромной скорости падения метеорита, достигающей 70 км/с, 308 Общая геология в момент столкновения его с земной поверхностью возникает ударная волна, происходит дробление пород с образованием брекчий, плавление и испарение минералов и горных пород, образование стекловатых масс, появление высокобарических модификаций SiO2 – коэсита, стишовита. Типичными образованиями импактного метаморфизма являются аутигенные (неперемещенные) и аллогенные (перемещенные) брекчии и импактиты. Аутигенные брекчии – это раздробленные, но не перемещенные породы основания кратера, переходящие на глубине в трещиноватые породы. Аллогенные брекчии состоят из выброшенных при взрыве обломков горных пород с примесыо стекла. Импактиты – это ударные брекчии, образовавшиеся при расплавлении претерпевших ударное воздействие пород. Среди них различают зювиты и тагамиты. Зювиты представляют собой туфообразную массу спекшихся обломков стекла и пород или рыхлый материал, часто с веретенообразными бомбами импактного стекла, а тагамиты – пористую породу, состоящую из обломков стекла. С процессами метаморфизма связаны месторождения многих видов полезных ископаемых. Особенно важную роль в формировании месторождений играют региональный метаморфизм и метасоматоз. В условиях прогрессивного регионального метаморфизма формируются крупные по запасам, но бедные по содержанию полезных компонентов месторождения с относительно простой морфологией рудных тел (полиметаллические, золоторудные, урановые и др.). Рудообразующая роль метаморфизма при этом заключается в мобилизации из вмещающих пород и перераспределении рудных элементов с образованием промышленных концентраций на ограниченных по объему участках. В процессе метаморфизма возникают также новые минералы, имеющие промышленное значение, – тальк, асбест, графит – и драгоценные камни – рубин, сапфир, гранат. Сами метаморфические породы часто являются полезными ископаемыми (мраморы, железистые кварциты, глиноземистые гнейсы и др.). 309 Байбатша А. Б. 14.4. Метаморфические горные породы Осадочные и магматические горные породы благодаря движениям земной коры могут подвергнуться воздействию высокой температуры, большого давления и различных газовых и водных растворов. Естественно, что при этом они начнут изменяться. Метаморфизм горных пород зависит от следующих факторов: температуры, давления, состава пород и состава газовых и водных растворов, если они участвуют при метаморфизме. Продукты метаморфизма можно выделять по его видам, различая породы регионального, контактового и катакластического метаморфизма. Региональный метаморфизм захватывает обширные участки земной коры, включающие разнообразные горные породы. Земная кора по интенсивности метаморфических явлений разделяется на три зоны. У. Грубенман и С. Ван-Хайз, исключив область экзогенных процессов, выделяли: 1) эпизону – верхнюю зону с умеренными температурами, небольшим общим давлением и значительным направленным давлением (стрессом); для этой зоны характерны филлиты, глинистые и хлоритовые сланцы, а также другие сравнительно слабо метаморфизованные породы; 2) мезозону – среднюю зону, для которой характерны высокая температура, значительное общее и интенсивное направление давление. За счет глинистых сланцев и филлитов в этой зоне развиваются различные кристаллические сланцы и др.; 3) катазону – нижнюю зону с очень высокой температурой, высоким общим давлением и низким направленным давлением; для нее характерны гнейсы и др. Ниже катазоны могут начинаться ультраметаморфические явления, приводящие к переплавлению горных пород. Характеристика наиболее распространенных метаморфических горных пород приведена в табл. 14.1. 310 Общая геология Таблица 14.1 Классификация метаморфических горных пород Метаморфизм Региональный Контактовый Условия образоваХарактерные Структура Текстура ния (фации) породы 1. Верхняя зона Филлиты Граноле- Сланцеватая (эпизона): Зеленые сланцы: пидоблаt = 300–500 0 C хлоритовые, стовая Р = 1–2÷6–8 тыс. атм тальковые и зеленокаменные породы 2. Средняя зона Слюдяные Граноле- Сланцеватая (мезозона): сланцы пидоблаt = 400–700 оC Амфиболиты стовая, Р = 2–3÷8–10 тыс. Кварциты граноблаатм Мраморы стовая 3. Нижняя зона Гнейсы ГраноблаОчковая, (катазона): Кварциты стовая полосчатая, t =700–1000 оC Мраморы пятнистая Р = 4–5÷10–15 тыс. Эклогиты атм 4. Зона ультраметаМигматиты Граноблас- Пятнистая морфизма: товая частичное переплавление 1. Только tо-ное воздействие (термальный метаморфизм) Роговики Граноблас- Пятнистая, Кварциты товая полосчатая, Мраморы массивная Пятнистые (узловые) сланцы 2. Воздействие tо Грейзены ЛепидоПятнистая, и химически активСкарны гранобламассивная ных веществ (метаВторичные стовая соматоз) кварциты Зеленокаменные породы Катакласти- Раздробление, разТектонические Катакла- Массивная, ческий вальцевание пород в брекчии стическая катакластизонах смещений Катаклазиты ческая (разломов) Милониты 311 Байбатша А. Б. 14.5. Особенности состава и строения метаморфических пород В процессе метаморфизма возможны изменения текстуры, структуры, минерального и химического состава горных пород. Текстурные изменения чаще всего заключаются в том, что метаморфизуемые породы либо приобретают упорядоченную ориентировку минералов, либо подвергаются частичному или полному разрушению. В первом случае образуются сланцеватые, гнейсовые и полосчатые текстуры. Изменение текстурных особенностей при этом происходит в результате переориентировки таблитчатых, пластинчатых и других уплощенных минералов без разрушения сплошности горной породы. Во втором случае происходит нарушение сплошности породы, она дробится на отдельные обломки размером от нескольких метров до долей миллиметров с образованием беспорядочных текстур. Текстуры метаморфических пород делятся на унаследованные (или реликтовые) и сингенетические. К унаследованным относятся текстуры, генетически связанные с исходными породами. Примером здесь может служить слоистость. При этом важно не путать слоистость и метаморфическую полосчатость. Если метаморфическая порода состоит из субпараллельных прослоев, отличающихся по составу или структуре, правильнее будет говорить о том, что она имеет полосчатую текстуру или полосчатость. Является ли эта полосчатость результатом преобразования ранее существовавшей слоистости, или она возникла в породе в новом направлении, независимом от ранее существовавшей текстуры, – это вопрос, требующий в каждом конкретном случае специального изучения. К сингенетическим относятся текстуры, возникшие в процессе метаморфизма: полосчатые, сланцеватые, гнейсовые, плойчатые и др. При полосчатых текстурах границы полос, отличающиеся составом и структурой, часто выглядят в обнажении практически параллельными. Однако при прослеживании полос на большие расстояния обнаруживается, что они в отличие от слоистости имеют ограниченную протяженность. 312 Общая геология Обычно границы полос идут параллельно друг другу на расстоянии, в несколько десятков раз превышающем мощность. После этого полоса либо выклинивается, либо разветвляется. Новообразованный характер полосчатости хорошо виден, когда она занимает секущее положение по отношению к более ранней слоистости. Развитие в породе параллельно расположенных чешуйчатых или листоватых минералов называют сланцеватостью (а текстуру таких пород – сланцеватой). Этим сланцеватость отличается от кливажа, который представляет собой частые параллельные поверхности делимости пород, не связанные с существованием параллельно ориентированных минеральных зерен. Гнейсовая текстура характеризуется параллельным расположением таблитчатых и изометричных зерен минералов при малом содержании чешуйчатых образований. Плойчатая текстура выражается наличием мелкой сжатой складчатости в объеме породы. Среди структур метаморфических пород выделяются: кристаллобластовые, катакластические и реликтовые структуры. Кристаллобластовые структуры возникают в процессе кристаллобластеза – перекристаллизации пород в твердом состоянии. Структурные преобразования, связанные с кристаллобластезом, заключаются в изменении формы и размеров минеральных зерен, взаимоотношений между минералами. Размеры зерен минералов, слагающих породу, могут быть близкими, и тогда структура называется гомеобластовой (равномернозернистой). В противном случае структура становится гетеробластовой (неравномернозернистой). Резко выраженную гетеробластовую структуру, когда отдельные зерна минералов значительно превышают по величине зерна основной массы породы, называют порфиробластовой, а крупные зерна порфиробластами. Структура метаморфической породы, сложенной главным образом изометричными зернами (кварца, полевого шпата, граната, пироксенов), получила название гранобластовой. 313 Байбатша А. Б. Преобладание листовых силикатов приводит к появлению лепидобластовой структуры, а игольчатые и нитевидные кристаллы обусловливают возникновение нематобластовых структур. В случае совместного нахождения в породе изометричных и листоватых или игольчатых зерен минерала формируются соответственно лепидогранобластовая или нематогранобластовая структуры. Катакластические структуры образуются под действием направленного давления (стресса), вызывающего дробление и перетирание пород. По степени раздробленности пород среди катакластических структур выделяют брекчиевидную, цементную и милонитовую структуры. Реликтовые структуры характерны для пород, не претерпевших глубоких изменений, имеющих наряду с элементами новой структуры реликты (остатки) структуры первоначальной породы. Минеральный состав метаморфических пород весьма разнообразен. Тип минеральных ассоциаций (парагенезисов) зависит от исходного состава пород, температуры, давления и привносимых веществ. Для метаморфических пород характерны специфические (типоморфные) минералы, образующиеся, как правило, только при метаморфических процессах. Это – хлорит, актинолит, тремолит, эпидот, дистен, андалузит, силлиманит, графит, серпентин, гранат, кордиерит, ставролит, диопсид и др. Из числа первичных магматических и осадочных минералов присутствуют: кварц, биотит, мусковит, полевые шпаты, роговая обманка, пироксены, кальцит и др., устойчивые в широком диапазоне Р–Т параметров. Реальная горная порода чаще всего полиминеральная, то есть состоит из минералов нескольких видов, которые не всегда абсолютно равновесны между собой. В обстановке малых температур и давлений химическая активность компонентов, слагающих минералы, низка и реакции между ними не идут. В условиях повышенных температур химическая активность резко возрастает, и между некоторыми минералами происходят реакции, сопровождающиеся образованием новых минеральных видов. 314 Общая геология При изменении температуры некоторые минералы становятся неустойчивыми. Они либо распадаются на несколько более простых видов, либо, реагируя между собой, образуют один минерал. Возможен также полиморфизм, когда химический состав остается постоянным, а меняется внутренняя структура минерала (например, полиморфный ряд: кварц – коэсит – стишовит). Изменение минерального состава метаморфических пород может происходить как в условиях закрытой системы без привносавыноса химических компонентов (изохимический метаморфизм), так и в условиях открытой физико-химической системы с выносом (привносом) химических компонентов (аллохимический метаморфизм). Метаморфические преобразования горных пород с привносом (выносом) химических компонентов называют аллохимическими. При этом валовый химический состав пород до метаморфизма и после метаморфизма существенно различаются. Изменения химического состава приводят к изменениям и минерального состава. Степень изменения зависит от химической неравновесности пород по отношению к растворам, которые циркулируют во время метаморфизма. Повышение температуры на начальных стадиях метаморфизма ведет к дегидратации минералов (потере ими конституционной воды). Этот процесс сопровождается выделением больших объемов воды, нагретой до нескольких сот градусов и находящейся под давлением. В таком состоянии вода химически агрессивна и способна растворять компоненты горных пород с последующим их переотложением. Глубинное тепло не только оказывает воздействие на воды, выделившиеся в процессе метаморфизма пород, но и приводит к активизации циркулирующих подземных вод вадозного происхождения. Общее содержание растворенных в метаморфизующих растворах веществ может достигать 50–60 масс.%. Изменение химического состава пород происходит в результате реакций замещения и ионного обмена, что приводит к псевдоморфному замещению одних минералов другими (граната – биотитом, оливина – серпентином и т. д.). С параметрами метаморфизма тесно связано понятие метаморфических фаций как совокупностей горных пород, минераль315 Байбатша А. Б. ный состав которых находится в равновесии при данных условиях метаморфизма. Эти условия определяются рядом связанных между собой термодинамических, химических, структурно-текстурных и других факторов. Критерием при отнесении метаморфических горных пород к той или иной фации метаморфизма является то, что в горных породах одинакового химического состава при одинаковых условиях развивается одна и та же минеральная ассоциация (парагенезис минералов). Таким образом, метаморфическая фация – это совокупность метаморфических пород, образовавшаяся в одинаковых физикохимических условиях. Поскольку преобразуются протолиты (исходные породы) разного состава, то в одну фацию объединяются разные метаморфические породы, но минералы, входящие в их состав, устойчивы только в узком диапазоне Р-Т параметров, характерном для данной фации. Контрольные вопросы: 1. Что такое метаморфизм? 2. Какие факторы обусловливают метаморфизм? 3. Какие виды и типы метаморфизма известны? 4. Локальный метаморфизм, его особенности. 5. Региональный метаморфизм, его особенности. 6. В чем суть контактово-термального метаморфизма? 7. В чем суть динамометаморфизма? 8. Что такое палингенез? 9. Что такое анатексис? 10. В чем сущность явления гранитизации? 11. Каковы принципы классификации метаморфических пород? 12. Какие метаморфические породы и их фации известны? 316 Общая геология 15. КСЕНОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ Ксеногенными называются процессы, протекающие под действием энергии, высвобождающейся в результате падения на Землю малых космических тел. Ксеногенные процессы приводят к изменению состава и строения (структуры) земной коры и формы земной поверхности. Одним из результатов действия ксеногенных процессов является образование ксеногенных структур, которые широко известны под названием импактных структур (кратеров) или астроблем (погребенных кратеров). Это особые геологические образования, отличающиеся по внутреннему строению и характеру залегающих в них пород от различных объектов тектонического, вулканического и иного происхождения. Породы, выполняющие импактные кратеры, – взрывные брекчии и импактиты – по условиям залегания, текстурноструктурным особенностям и составу отличаются от известных осадочных, магматических и метаморфических пород и являются результатом дробления, плавления, перемешивания и перемещения пород субстрата. Самым надежным критерием выделения ксеногенных структур является обнаружение остатков метеоритного вещества и специфических изменений пород, происшедших в результате краткосрочного воздействия взрывной волны и высокой температуры (ударный метаморфизм или шок-метаморфизм). В настоящее время на Земле известно около 200 импактных структур, распределение которых неравномерно и в основном зависит от геологической изученности регионов. Астроблемы, изученные на Земле, по форме похожи на импактные кратеры Луны, Марса и других планет Солнечной системы, где они распространены весьма широко. Многочисленные импактные структуры известны и на территории Казахстана. Образование ксеногенных структур Ежегодно в земную атмосферу проникает около 20 тыс. т метеоритного вещества, источником которого является главным образом пояс астероидов. То есть ежедневно на Землю падает 317 Байбатша А. Б. 50 т космического материала – обычно мелких пылинок и песчинок. Доля более крупных обломков (весом от нескольких килограммов до тонны) составляет примерно 100 т/год. Метеоритный удар приводит к созданию кратерных структур. Если скорость метеорита достаточно велика (11–30 км/с), а масса значительна (1000 т и более), то он проходит атмосферу практически без разрушения и торможения. Кинетическая энергия движения такого метеорита переходит в тепловую, и происходит тепловой взрыв, приводящий к образованию взрывного кратера диаметром от сотен метров до 100 км и более. Тела с малой массой и малой скоростью, войдя в атмосферу, замедляются и разрушаются; их обломки при падении образуют на земной поверхности ямки, лунки, воронки и ударные кратеры диаметром до нескольких десятков метров, в которых находят остатки метеоритов или распыленное метеоритное вещество. Процесс образования взрывного кратера разделяется на несколько быстро сменяющихся и частично перекрывающихся во времени фаз (рис. 15.1): фаза сжатия – космическое тело тормозится в толще горных пород; фаза экскавации – образование транзитного (переходного) кратера, происходящее при тепловом взрыве ударившего тела; фаза трансформации транзитного кратера (ранняя модификация) и заполнения его обломочным материалом. Первая и вторая фазы протекают почти мгновенно, третья фаза также кратковременна, но оседание обломочного материала из пылевого облака может продолжаться длительное время. Последующие преобразования (поздняя модификация) могут происходить в течение геологических веков и эр и включают процессы диагенеза, эрозии, захоронения структур и т. д. Расчеты показывают, что при столкновении с метеоритами, движущимися со скоростью более 3–4 км/с, начальное давление должно равняться 109 Па при температуре 10 000 °С, теоретическое время воздействия ударной волны на породу миллионные доли секунды. При образовании кратера диаметром 50 км почти мгновенно выделяется энергия, равная 1022 Дж (что по мощности и энергии превосходит отдельные вулканические взрывы, землетрясения, цунами и т. д.). 318 Общая геология Рис. 15.1. Схема кратерообразования (Масантис и др., 1980). Фазы: 1 – сжатия; 2 – экскавации; 3 – ранней модификации и заполнения Строение импактных кратеров В строении импактных кратеров выделяются: 1) днище (истинное дно) – отрицательная структура на месте взрыва, возникшая в результате выноса горных пород, имеет плоскодонное, чашеобразное и прочие формы сечения. Форма и строение днища усложняются с увеличением поперечника – днища крупных кратеров осложнены трещинами, рытвинами, буграми, центральными горками; 2) центральная горка (центральный пик) - образуется в кратерах диаметром 5–50 км. Ее образование объясняется упругой отдачей пород поверхности после взрыва. В кратерах диаметром 50 км образуются центральные кольцевые поднятия; 3) кольцевой вал – насыпная структура, обрамляющая кратер и, как правило, имеющая асимметричную форму (внутренний склон круче внешнего). Объем кольцевого вала составляет 20–40 % от объема выброшенного взрывом материала. Взрывные импактные кратеры по морфологии подразделяются на простые и сложные (рис. 15.2). Сложные кратеры характеризуются наличием поднятий: центрального 319 Байбатша А. Б. (диаметр кратера более 3–4 км) или кольцевого (диаметр более 15 км). Различия в строении простых и сложных кратеров обусловлены их глубинной структурой, а не различиями в рельефе видимого дна кратера, возникшего при частичном заполнении впадины различными осадками. а б Рис. 15.2. Строение метеоритного кратера (Кац и др., 1989): а – простого; б – сложного; 1 – породы цоколя; 2, 3 – брекчия (2 – остающаяся на месте, 3 – перемещенная); 4 – переплавленные измененные породы; 5 – граница зоны деформации Ударные и взрывные импактные структуры подразделяются на ряд групп, различающихся по морфологии и размерам (рис. 15.3). Шок-метаморфизм Импактные образования отличаются наличием признаков ударного метаморфизма или шок-метаморфизма, который возникает только при мгновенном и резком изменении температуры и давления, обусловленном взрывом. В зависимости от ударной нагрузки и послеударного нагрева могут быть выделены ступени шок-метаморфизма (табл. 15.1). 320 Общая геология Рис. 15.3. Систематика импактных кратеров (Масайтис и др., 1980): 1 – остатки метеоритов; 2 – распыленное метеоритное вещество; 3 – ударнометаморфизованные породы Таблица 15.1 Ступени ударного метаморфизма (по Д. Штоффлеру) Сту- Давление, Температура, пень ГПа °С Характеристика процесса 0 < 10 < 100 Развитие трещиноватости в кварце и полевых шпатах 1 10–35 100–300 Появление планарных элементов1 2 35–45 300–900 3 45– (55–60) 900–1500 4 (55–60)–90 1500–3000 5 > 90 > 3000 Минералы без плавления переходят в диаплектовые2 стекла с сохранением первичной морфологии зерен. Образование коэсита, стишовита (модификация кремнезема) Образование стекол плавления с пузырчатой текстурой по полевым шпатам Полное плавление пород и образование смешанных полиминеральных стекол Испарение силикатов 1 Планарные элементы – тонкие параллельные нарушения, похожие на спайность, с расстоянием между ними около 20∙10–6 м. 2 Минералы, характеризующиеся присутствием планарных элементов и других признаков пластических деформаций структуры, называются диаплектовыми. 321 Байбатша А. Б. Взрывные брекчии и импактиты В результате метеоритного взрыва возникают брекчии, разделяющиеся на аллогенные (перемещенные) и аутигенные (оставшиеся на месте). В аллогенных брекчиях отсутствует сортировка материала; обломки пород всегда угловаты, а их размеры варьируют в широких пределах. Породы аутигенных брекчий местами раздроблены до состояния горной муки, сильно нарушены трещинами и деформированы – разлинзованы, осложнены конусами разрушения, интенсивно изогнуты и скручены. Комплекс процессов, сопутствующих формированию импактных структур, приводит к образованию новых горных пород, к которым относятся зювиты и тагамиты. Зювиты – импактные брекчии с несортированными по размерам и неокатанными обломками, содержащие более 10–15 % стекол плавления. По структуре они сходны с вулканическими туфами. Среди зювитов выделяется несколько типов в зависимости от количественных соотношений обломков стекол, пород и минералов; в свою очередь они делятся на разновидности в зависимости от преобладающего размера обломков. Предполагают, что образующие обширные поля рассеяния мелкие (до 200–300 г) стеклянные тела, называемые тектитами, являются выбросами из крупных ударных кратеров и сходны с бомбами импактного стекла, находимыми в зювитах. Тагамиты – остывшие ударные расплавы (импактные лавы). Образуют дайки, пластообразные, неправильно изгибающиеся, складчатолинзообразные, трубообразные и неправильной формы тела в аллогенных брекчиях и зювитах. Их мощности колеблются от долей сантиметра до 100 м и более. В обнажениях тагамиты сходны с лавами или интрузивными породами, но отличаются от них неоднородностью растворенных обломков пород. Роль ксеногенных процессов в истории Земли Для Земли, по-видимому, метеоритные бомбардировки были важнейшими процессами в догеологическую стадию развития. Следы этих бомбардировок стерты более поздними геологическими процессами. М. С. Марков и В. С. Федоровский (1986) предполагают, что ранняя Земля подверглась метеоритной бомбардировке, 322 Общая геология причем особенно интенсивно – до рубежа 3,9 млрд лет. В первые 600 млн лет существования Земли на ее поверхности должно было образоваться примерно 25 ударных кратеров диаметром около 1000 км и 2500–3000 кратеров диаметром 100 км. В импактных структурах диаметром более 500 км происходил интенсивный выброс больших масс горных пород (экскавация). При этом имело место резкое утонение земной коры, а при мощности коры менее 15–20 км она могла быть полностью уничтожена. Метеоритные бомбардировки должны были сопровождаться массовым магматизмом. С одной стороны, это были продукты плавления пород коры и мантии (так как около 1/3 энергии удара уходит на плавление вещества); с другой – происходит заполнение образовавшихся впадин продуктами инициированного вулканизма, вызванного повышенной трещиноватостью коры и подъемом мантийных диапиров. Исследования М. С. Маркова и В. С. Федоровского показали, что метеоритные бомбардировки привели к ощутимым последствиям для развития ранней Земли: • нарушению жесткости земной коры и созданию ее повышенной трещиноватости; • возникновению тепловых аномалий и нарушению системы конвективных ячеек (если они существовали в этот период); • появлению малоглубинных очагов плавления и заполнению импактных кратеров продуктами инициированного магматизма; • перераспределению, перемешиванию вещества коры и мантии (если последняя в этот период залегала на небольших глубинах) и появлению смешанных пород типа лунного реголита. С образованием астроблем связывают и астероидную гипотезу массовой гибели динозавров на рубеже мелового и палеогенового периодов. В последние годы эта теория, изложенная Л. Алваресом и объясняющая исчезновение рептилий с лица Земли падением крупных метеоритов, получила достаточно широкое признание. Основой ее разработки является обнаружение в 80 пунктах земного шара (в том числе и на дне океана) повышенных во много десятков раз содержаний иридия 323 Байбатша А. Б. и осмия, приуроченных к слоям, образовавшимся 65 млн лет назад. Они могли возникнуть в результате падения каменных метеоритов – углистых хондритов, в которых содержание иридия близко к содержаниям в аномальных точках. По мнению В. А. Бронштэна, причиной вымирания динозавров могло быть падение на Землю метеорита диаметром 10–15 км, что привело к резкому похолоданию из-за экранирования солнечного тепла слоями поднятой в результате взрыва пыли, разрушению озонового слоя и заражению атмосферы окислами азота. В настоящее время известно несколько кратеров, возникших от падения комет на Землю. Один из них в Казахстане – кратер Жаманши, расположенный в северном Приаралье (Э. П. Изох, 1997). В районе кратера Жаманши следы падения небесных тел распространены на площади, превышающей в поперечнике 20 км, а центральная воронка кратера диаметром около 6 км окружена многочисленными мелкими – размерами от 50 до 300 м в поперечнике. Эти кратеры-сателлиты возникли одновременно с главным кратером и чуть позже в результате соударения с земной поверхностью компактного роя кометных обломков (рис. 15.4). Рис. 15.4. Геоморфологическая схема кратера Жаманши (по И. С. Новикову, 1992): 1 – хорошо сохранившиеся кратерки-сателлиты; 2 – то же, частично размытые; 3 – плоские столовые возвышенности; 4 – равнины, подверженные размыву; 5 – сухие русла и водосборные площади; 6 – контур главной воронки; 7 – насыпной вал кратера. На врезке: перекрывание одного кратерка другим 324 Общая геология Из оставшихся кратеров: два – в Африке (Гана, Мавритания), четвертый – в Саудовской Аравии, пятый – в Тасмании. Выпавшие небесные тела располагаются в основном по линии, соединяющей кратер Жаманши с Тасманией, наиболее часто выпавшие места – Казахская степь, южный Китай, Индокитай, острова Филиппин, Индонезии, Ява, Биллитон, Австралия и Тасмания (Э.П. Изох, 1997). Подобные единичные места встречаются в Африке и Латинской Америке (рис. 15.5). Рис. 15.5. Карта распространения тектитов и импактных кратеров (по Изоху, 1997): 1 – импактные кратеры: 1 – Жаманши, 2 – Тасманийский, 3 – Босумтви (Гана), 4 – Аулу (Мавритания), 5 – Вабар (Саудовская Аравия); 2–поля выпадения тектитов: 1 – Жаманши, 6 – Юго-Восточная Азия (Южный Китай и Хайнань, Индокитай, Филиппины, Индонезия – Ява и Биллитон), 7 – Австралия и Тасмания, 8 – Индийский океан, 9 – Берег Слоновой кости, 10 – Ливийское стекло, 11 – Гватемала; 3 – Австрало-Азиатский тектитовый пояс; 4 – распространение микротектитов в морских донных осадках; 5 – упоминание о комете в древних преданиях; 6 – упоминание о Потопе в легендах и преданиях разных народов мира Контрольные вопросы: 1. Как образуются ксеногенные структуры? 2. Какое строение имеют импактные кратеры? 3. Какую роль играют ксеногенные структуры в истории Земли? 325 Байбатша А. Б. 16. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ 16.1. Классификация тектонических движений В течение геологической истории земная кора испытывает сложные перемещения в пространстве. Слагающие ее горные породы сминаются в складки, надвигаются друг на друга, разрываются и т. д. В результате изменяется рельеф земной поверхности, возникают горы и глубокие впадины. Классифицировать тектонические движения достаточно сложно. В настоящее время имеется ряд классификаций, отражающих направление тектонических движений, области их проявления, результаты проявления и т. д. По направлению перемещения В. Е. Хаин выделяет существенно вертикальные и существенно горизонтальные тектонические движения, по области проявления – поверхностные (покровные) движения, связанные с процессами в осадочном чехле (например, соляной диапиризм), коровые, охватывающие практически весь объем консолидированной коры, и глубинные, обусловленные процессами в верхней мантии. Эти типы движений, в свою очередь делятся на складчатые, блоковые, глыбовые и др. Более простая классификация тектонических движений была предложена В. В. Белоусовым. Она основана на делении тектонических движений по масштабам проявления, величине охватываемых ими объемов пород. По В. В. Белоусову, тектонические движения делятся на внутрикороые, распространяющиеся на отдельные образования земной коры, и общекоровые (глубинные), проявляющиеся в виде перемещений коры в целом. В свою очередь внутрикоровые движения делятся на складчатые и разрывные, а общекоровые – на колебательные и разрывные движения, приводящие к образованию пликативных и дизъюнктивных дислокаций различного ранга. Характерной особенностью и вертикальных и горизонтальных движений является их почти непрерывное и практически повсеместное проявление на протяжении всей геологической истории. Более наглядны и доступны для изучения тектонические движения вертикального направления. Проявления движений такого направления детально 326 Общая геология зафиксированы не только в течение длительных эпох, но даже на таком сравнительно коротком отрезке времени, каким в геологическом масштабе является продолжительность человеческой цивилизации. Широко известны факты, связанные с опусканием побережья Северо-Западной Европы (Нидерланды, Бельгия, ФРГ), где для предотвращения затопления суши возведена целая система дамб. Существуют многочисленные археологические свидетельства в виде уходящих в море дорог, затопленных развалин древних храмов, расположенных далеко на суше причалов древних портовых сооружений и т. д. В последние годы появилась возможность регистрировать вертикальные тектонические движения еще меньшей продолжительности, буквально за десятилетия. Конечно, амплитуды колебаний земной поверхности за такой короткий отрезок времени невелики и измеряются миллиметрами, но точность современных геодезических приборов позволяет их зафиксировать достаточно надежно. Движения земной коры, регистрируемые в настоящее время, называются современными; вертикальную их составляющую обычно изучают методами повторного нивелирования земной поверхности. Результаты таких измерений обобщены на карте скоростей современных вертикальных движений Восточной Европы, составленной коллективом ученых социалистических стран под руководством Ю. А. Мещерякова. На фрагменте этой карты (рис 16.1) видно, что скорость современных тектонических движений достигает 10 мм/год и даже более. Наиболее контрастны современные движения в горных областях (Карпаты, Кавказ), где даже на небольших расстояниях зафиксированы движения разного знака. В равнинных областях современные движения одного знака обычно охватывают значительные территории, скорость их также может достигать 8–10 мм/год. Анализ данных повторного нивелирования, проведенного Е. Финько (1964) в 1935 и 1955 гг. вдоль железнодорожной линии ст. Арысь – Алматы – Семипалатинск – Рубцовск, показал грандиозность современных тектонических движений и на территории Казахстана. Вся территория, пересекаемая железнодорожной трассой, испытывает поднятия с различной 327 Байбатша А. Б. скоростью на различных участках. Наиболее интенсивные поднятия со скоростями 10–12,5 мм в год отмечены в осевой части хребта Большой Каратау (перевал Шакпак), на участке сочленения западных отрогов Алатау с хребтом Кулантау. Если принять продолжительность современной эпохи в 10 тыс. лет, то за это время эти участки поднялись на 100–125 м. Рис. 16.1. Фрагмент карты современных вертикальных движений земной коры Восточной Европы (гл. ред. Ю. А. Мещеряков, 1973) За более продолжительные отрезки геологического времени удается зафиксировать тектонические движения значительно большей амплитуды. И такие геологические 328 Общая геология свидетельства многочисленны. Более того, если за исторические отрезки времени могут быть отмечены колебания амплитудой обычно не более 10–50 м, то геологические данные свидетельствуют о значительно более крупных масштабах изменения рельефа Земли. Важные геологические свидетельства тектонических движений получены в результате геоморфологических исследований, основанных на геологическом анализе современного рельефа. Изучение роли экзогенных и эндогенных факторов в формировании рельефа позволяет выявить обширную категорию вертикальных тектонических движений ближайшего геологического прошлого, называемых новейшими (неотектоническими). Эти движения, например, уверенно выявляются по современному положению речных террас. Вздымание отдельных участков русла приводит к интенсификации здесь донной эрозии и образованию врезанных меандров с крутыми берегами. Опускание устья вызывает затопление его и образование эстуариев и лиманов и т. д. Достоверным показателем колебаний земной коры являются морские террасы. Например, на восточном Черноморском побережье имеется шесть террас, наиболее древняя из которых (плиоценовая) расположена на высоте 900 м. Однако наибольшей амплитуды достигают древние вертикальные тектонические движения, охватывающие весьма продолжительные отрезки времени (100 млн лет и более). Такие тектонические движения отчетливо выявляются, например, по многочисленным находкам пород морского происхождения, участвующих в строении современных гор, по следам несомненного метаморфизма морских отложений, побывавших на значительной глубине в условиях высоких давлений и температур и т. д. Об интенсивности прогибания морского дна можно судить также по высоте органогенных коралловых построек – рифов, в частности атоллов. Условия жизни кораллов достаточно определенные – при благоприятной температуре и солености они образуют колонии на глубинах не более 40–60 м. Однако постепенное и длительное погружение скалистого основания приводит к компенсированному нарастанию колонии вверх. Мощность некоторых рифогенных толщ достигает 700–1300 м. 329 Байбатша А. Б. В открытом море основанием рифа часто служат конусы древних вулканов, срезанные волновой эрозией, – гайоты. По современным океанографическим данным в юго-западной части Тихого океана имеются гайоты, плоская вершина которых погружена на глубину около 3 км. Современные, новейшие и древние вертикальные тектонические движения часто бывают тесно связаны между собой; в таких случаях говорят об унаследованности молодых движений от более древних. По расчетам Ю. А. Мещерякова, на территории европейской части СНГ около 70 % зон активного проявления современных вертикальных движений соответствуют аналогичным структурам древнего заложения. Еще теснее связь современных движений с новейшими. Так, выявленное по результатам повторного нивелирования современное поднятие Скандинавского полуострова является проявлением более древнего процесса – непрерывного воздымания этого участка земной коры еще с конца последнего ледникового периода. И если скорость современного воздымания около 1 см/год, то амплитуда общего подъема в послеледниковый период достигает 270 м. Имеющиеся геологические данные позволяют установить важнейшие особенности тектонических движений земной коры – многократность проявления и обратимость (смену знака движения). Эти особенности отчетливо прослеживаются при колебаний уровня Приднепровской низменности. В начале среднеюрской эпохи (доггера) эта низменность была покрыта водой, т. е. подверглась трансгрессии моря. В конце раннемеловой эпохи море отступило, т. е. произошла его регрессия. Естественно, что такие колебания уровня Приднепровской низменности сопровождались накоплением здесь морских и частичным их размывом в конце раннемеловой эпохи. Таким образом, повсеместно на Земле в течение всей геологической истории активно проявлялись и проявляются тектонические движения вертикального направления. Еще более сложную, и по-видимому, определяющую в формировании земной коры играют тектонические движения горизонтального направления. Их доминирующая роль проявляется как в процессах глобального масштаба (развитие срединно330 Общая геология океанических хребтов, формирование островных дуг, горообразование), так и при локальном складкообразовании с возникновением надвигов, шарьяжей. В отличие от вертикальных, горизонтальные движения сопровождаются изменениями площади распространения слоев земной коры. Так, подсчеты показали, что сложное складкообразование в Альпах с формированием покровов (шарьяжей) привело к линейному сокращению слоев (вкрест их простирания) на 120 км. Аналогичные примеры можно привести и для других складчатых сооружений. Очевидно, что сокращение площади слоев в одних участках коры при сжатии сопровождается их растяжением в других участках. Однако изучение горизонтальных движений значительно сложнее, чем анализ и восстановление вертикальных тектонических движений, отчетливо проявляющихся в составе и мощности отложений. Поэтому разработанные методы изучения тектонических движений направлены в основном на изучение движений вертикального направления. 16.2. Геологические методы восстановления и изучения тектонических движений Как указывалось, наиболее полные и достоверные сведения о знаке, продолжительности и скорости тектонических движений могут быть получены на основе анализа геологических данных, в первую очередь сведений о литологии – составе пород, который определяется условиями осадконакопления. Таким образом, литологический состав пород несет информацию о физико-географических условиях, в которых шло накопление осадков. По составу пород можно судить об условиях их накопления – континентальных или морских, о глубине бассейна осадконакопления. Важную информацию о характере условий осадконакопления дают органические остатки, позволяющие судить о температуре воды, климате и т. д. Основываясь на принципе актуализма, можно с достаточной достоверностью выделить типы пород, формирующихся в определенных физико-географических условиях. 331 Байбатша А. Б. На дне моря образуются, например, хорошо отсортированные пески, глины, известняки, ракушечники. Они, как правило, содержат окаменелые остатки морских животных и растений. В реках накапливаются толщи хорошо отсортированных косослоистых песков с редкими раковинами пресноводных моллюсков, в озерах – своеобразные тонкослоистые («ленточные») глины, у подножий гор и в межгорных впадинах – толщи конгломератов и галечников, в пустынных районах чаще всего образуются эоловые пески. Комплекс отложений, отличающихся составом и физикогеографическими условиями образования от соседних отложений того же стратиграфического возраста, называется фацией. Другими словами, фация – однородный по составу комплекс пород, образовавшихся в сходных физикогеографических условиях. В соответствии с тремя основными физико-географическими обстановками на поверхности Земли выделяют три основные группы фаций: морские, континентальные и лагунные. Наиболее широко распространены морские фации, поскольку основная масса осадочных горных пород образуется в море. Морские отложения весьма разнообразны по составу: они включают как грубообломочные, так и тонкозернистые терригенные осадки, значительные площади покрыты известняками, доломитами, мергелями, нередко встречаются глубоководные илы и химические осадки. Однако распределение всего многообразия морских осадков подчинено определенным закономерностям и обусловливается в основном глубиной морского бассейна. Поэтому в группе морских фаций выделяют: прибрежные (сформировавшиеся на глубине до 20 м), мелководные (20–200 м), средних глубин (200–2000 м) и глубоководные (образующиеся на глубинах моря более 2 км) фации. В прибрежной приливно-отливной зоне накапливаются наиболее грубые осадки, состоящие из крупных, слабо окатанных обломков горных пород, – галечники, гравий, пески. В обломочном материале присутствуют раздробленные остатки скелетов морской фауны, водоросли, куски древесины. Среди фауны преобладают остатки животных, ведущих прикрепленный образ жизни и обладающих прочной массивной 332 Общая геология раковиной. На низменных берегах отлагаются илистые осадки, иногда с торфяниками. В них содержится значительная примесь песчаного материала и обломков раковин. В мелководной области накапливаются разнообразные неритовые отложения – терригенные, органогенные и химические. Органический мир этой области наиболее богат и разнообразен, поскольку условия обитания живых организмов вследствие хорошей освещенности и обогащенности воды кислородом благоприятны для их активного развития. Надежным показателем принадлежности пород к мелководным фациям служат некоторые минеральные образования, характеризующие строго определенные зоны морского бассейна. Так, например, присутствие в осадочном комплексе глауконита свидетельствует о накоплении донного осадка в основном на глубинах 20–150 м. На глубинах от 50 до 200 м образуются фосфоритовые желваки. В мелководной прибрежной зоне накапливаются железные руды, бокситы, марганцевые конкреции, известковые оолиты. Батиальная область, с которой связано образование средних глубин, отличается весьма устойчивым режимом. Температура воды здесь почти не меняется, солнечный свет почти не проникает, волнение воды едва заметно. Растительные организмы, осуществляющие фотосинтез, в этой области отсутствуют. Животный мир относительно беден и представлен только плавающими организмами. Минеральный скелет их обычно невелик и плохо сохраняется в ископаемом состоянии. Осадки чаще всего представлены пелагическими глинами и илами. В областях проявления вулканической деятельности нередко накапливаются также кремнистые осадки – яшмы, образующиеся в результате выпадения из раствора кремнезема. В абиссальной области, где формируются глубоководные фации, осадконакопление идет чрезвычайно медленно, отлагаются известковые и кремнистые органогенные илы и красная глубоководная глина, образующаяся главным образом за счет космической пыли. В условиях абсолютной темноты и низких температур органический мир развит слабо, в связи с чем ископаемые остатки, за исключением зубов акул и слуховых косточек китов, встречаются крайне редко. 333 Байбатша А. Б. Лагунные фации образуются в областях, переходных от суши к морю, преимущественно в бассейнах с ненормальной соленостью воды. Такими бассейнами являются опресненные засолоненные лагуны, а также дельты и эстуарии. Соответственно среди лагунных фаций выделяются фации опресненных бассейнов, засолоненных бассейнов, дельт и эстуариев. Фации опресненных бассейнов обычно представлены глинистыми породами с остатками пресноводных моллюсков, рыб, ракообразных. Для фаций засолоненных бассейнов характерны различные соли – хемогенные известняки, доломиты, ангидриты, галит, калийные и магнезиальные соли, как лишенные органических остатков. Фации дельт и эстуариев выражены косослоистыми песками и глинами, пачки которых залегают линзообразно. Органическими остатками эти отложения бедны. Континентальные фации очень разнообразны и обычно изменчивы как в вертикальном разрезе, так и по площади. Они возникают в долинах рек, озерно-болотных котловинах, межгорных и предгорных впадинах, пустынных областях, зонах развития ледников и т. д. Почти все континентальные фации представлены обломочными породами. Нередко они образуются в условиях окислительной среды, что способствует широкому распространению в осадках оксидных соединений железа и определяет их характерную красно-бурую окраску. Континентальные отложения обычно отличаются крайней бедностью или полным отсутствием органических остатков. Последние, если и встречаются, обычно принадлежат наземным животным и растениям. В группе континентальных фаций в зависимости от места и условий осадконакопления различают речные, озерно-болотные, ледниковые, пустынные и другие фации, определяемые многообразием экзогенных факторов (см. раздел 13.3). Таким образом, фации довольно точно отражают условия осадконакопления. Поэтому определение фациальной характеристики пород по их литологическому составу, остаткам ископаемых организмов и т. д. позволяет восстанавливать географические условия образования пород, глубину бассейна, 334 Общая геология соленость, температуру и даже прозрачность воды. Восстановление условий осадконакопления представляет собой основную задачу фациального анализа, одного из наиболее эффективных методов палеогеологических реконструкций. Результатом восстановления физико-географических условий формирования пород являются палеогеографические карты. На них наносятся контуры морей и суши, древние структурные элементы земной поверхности, зоны размыва и пути транспортировки обломочного материала, районы проявления вулканизма. Палеогеографические карты строятся на основе анализа карт изменения литологического состава отложений и фациальных карт. На литологических картах показываетя положение зон распространения пород различного литологического типа (песков, конгломератов, глин, карбонатных пород и т. п.), на фациальных – зоны распространения пород, образовавшихся в различных физико-географических условиях (прибрежно-мелководные отложения, мелководные, относительно глубоководные и т. п.). Иногда литолого-фациальные особенности отложений показывают на палеогеографических картах. Палеогеографические карты позволяют не только выяснить особенности геологических процессов в далеком прошлом Земли, но и решать практические задачи, связанные, например, с поисками и разведкой месторождений полезных ископаемых, в частности – нефтяных и газовых. Основой для решения таких задач может служить, в основном установление береговой линии древнего морского бассейна. Как известно, с береговой линией часто связано формирование грубообломочных осадочных пород, являющихся хорошими коллекторами нефти и газа. Следовательно, породы береговых зон древних бассейнов при прочих благоприятных условиях наиболее перспективны для поисков месторождений этих полезных ископаемых. Данные литологии пород одного возраста, вскрытых скважинами, наносят на карту и, выделяя фациальные зоны, определяют положение древней береговой линии. Поскольку фациальная характеристика позволяет судить об условиях осадконакопления, фациальная изменчивость 335 Байбатша А. Б. отложений, вскрытых скважиной, может быть использована для восстановления характера тектонических движений района. В процессе колебательных движений земной коры происходят постоянное перераспределение суши и моря и перемещение береговых линий. В результате на протяжении геологической истории на одном и том же участке земной поверхности формируются фации различного типа. Поверх отложений одной фаций накапливаются осадки другой, отвечающие новым физико-географическим условиям на данном участке, установившимся новой конфигурацией бассейна. Допустим, фациальная зональность в морском бассейне установилась при каком-то определенном положении береговой линии. Если море трансгрессирует и береговая линия смещается вглубь континента, то участок дна, ранее незначительно удалее берега, окажется в более глубоководных условиях. Накопление мелководных осадков во времени будет сменяться накоплением осадков более глубоководных. Новый план фациальной зональности, установившийся при новом положении береговой линии, не будет совпадать с прежним. В результате в отложениях трансгрессирующего бассейна как в разрезе – при переходе от более древних к более молодым комплексам, так и по площади – в пределах одного возрастного комплекса, мелководные фации замещаются глубоководными. В отложениях регрессирующего бассейна характер фациальной изменчивости будет прямо противоположным. Снизу вверх по разрезу и в направлении к береговой линии глубоководные фации будут замещаться мелководными. Смещение границ фациальных зон, вызванное перемещением береговой линии, называется миграцией фаций. По характеру миграции фаций выделяются трансгрессивные и регрессивные серии отложений. Первые характерны для участков коры, испытывающих устойчивое погружение, вторые – для участков с тенденцией к поднятию (рис. 16.2). 336 Общая геология Рис. 16.2. Смещение фациальных зон в след за движением береговой линии при трансгрессии (а), регрессии (б) и полном цикле седиментации (в): а, в, с – границы фаций; 1–7 – временные границы моря; А–А – линия вертикального разреза; 1 – галечники; 2 – пески; 3 – глины; 4 – известняки Таким образом, изучение фациального состава отложений позволяет проследить характер колебательных движений, которые испытал район за время накопления изучаемой толщи. Литолого-фациальный анализ достаточно достоверно фиксирует последовательность колебаний земной коры и изменения знака этих движений. Однако определение амплитуды колебаний по данным фациального анализа в значительной степени условно, близкие по составу породы могут формироваться в значительном диапазоне глубин. Более определенные данные об амплитуде колебаний земной коры можно получить из анализа мощностей пород, накопившихся в течение изучаемого отрезка времени. Этот метод позволяет восстанавливать амплитуду прогибания земной коры исходя из представления о компенсированном характере осадконакопления. Такое представление основывается на допущении, что накопление осадков компенсировалось 337 Байбатша А. Б. прогибанием дна бассейна и в результате поверхность этих осадков всегда была горизонтальной. Метод анализа мощностей неприменим при наличии длительных перерывов в осадконакоплении и глубоких размывов. Однако в спокойных платформенных условиях устойчивого, но дифференцированного прогибания различных участков района использование анализа мощностей позволяет с достаточной детальностью проследить историю формирования стратиграфических поверхностей, следовательно, установить возраст современных дислокаций. Эта особенность палеотектонического анализа мощностей имеет важное значение для оценки перспектив нефтегазоносности структурных элементов, так как позволяет определить возраст ловушек углеводородов. При прочих благоприятных условиях наиболее перспективны ловушки древнего заложения, так как вероятность заполнения их нефтью и газом выше, чем у молодых. 16.3. Землетрясения 16.3.1. Общая характеристика и распространение землетрясений Землетрясением называется сотрясение земной коры, вызванное естественными (иногда техногенными) причинами. Проявляются землетрясения в виде подземных толчков, часто сопровождаются подземным гулом, волнообразными колебаниями почвы, образованием трещин, разрушением зданий, дорог и даже человеческими жертвами. Землетрясения играют заметную роль в жизни нашей планеты. В течение года на Земле регистрируется свыше 1 млн подземных толчков (рис. 16.3), что составляет в среднем около 120 толчков в час или два толчка в минуту. К счастью, немногие из них бывают разрушительными и катастрофическими. В год происходит в среднем одно катастрофическое землетрясение и 100 разрушительных. 338 Общая геология Рис. 16.3. Диаграмма распределения качества землетрясений по интенсивности за 100 лет: а – разрушительные и более сильные; б – средние; в – незаметные и слабые Сила землетрясения обычно оценивается в баллах по 12-балльной шкале. В 1964 г. С. Медведев (Москва), В. Шпонхойер (Йена) и В. Карник (Прага) совместно разработали 12-балльную сейсмическую шкалу, которая приведена (в сокращенном виде) в табл. 16.1. Таблица 16.1 Схематическая сейсмическая шкала МSK–64 Количество баллов 1–3 4–6 7–8 9–10 11–12 Землетрясение Характеристика землетрясения Регистрируется только приборами Ощущается всеми людьми; Сильное повреждение зданий, мелкие трещины в грунтах Значительные повреждения Очень сильное, зданий, оползни, трещины, осыпи; разрушительное обвалы и сильные повреждения зданий, крупные оползни Разрушение зданий, повреждение Опустошительное, домов, разрывы рельсов, трубоуничтожающее проводов, трещины до нескольких дециметров Общее разрушение и обвалы зданий, изменение рельефа с Катастрофическое вертикальным и горизонтальным смещениями Слабое 339 Байбатша А. Б. Сильные землетрясения происходят довольно редко. Масштабы разрушений при крупных землетрясениях огромны. В земной коре возникают крупные дизъюнктивные дислокации. Так, при катастрофическом землетрясении 4 декабря 1957 г. в Монгольском Алтае возник разлом Богдо длиной около 265 км, а общая длина образовавшихся разломов достигла 850 км. 3емлетрясения часто сопровождаются разрушением зданий, сооружений, человеческими жертвами. Причем землетрясениям подвержено не менее 10 % суши, т. е. территория, на которой проживает половина человечества. Землетрясения остаются наиболее губительными из природных катастроф – наиболее крупные из них уносят сотни тысяч жизней и оставляют следы разрушительной деятельности на тысячах квадратных километров. При землетрясении 1556 г. в Шаньси погибло около 830 тыс. чел.; уже в наши дни, 28 июля 1976 г. в результате катастрофического землетрясения был разрушен г. Таньшань (в 150 км к востоку от Пекина), при этом число жертв было оценено в 655 тыс. человек. Центр возникновения землетрясения называется его фокусом, или гипоцентром. Расчеты параметров гипоцентра реальных землетрясений показывают, что в первом приближении очаг представляет собой сферу, радиус которой может измеряться десятками километров. Таким образом, обычно очаг землетрясения не точка, а некоторый объем, размер которого для сильных землетрясений значителен. В очагах землетрясений возбуждаются упругие продольные Р и поперечные S сейсмические волны, распространяющиеся во все стороны. Характер их распространения достаточно сложен и определяется особенностями внутреннего строения Земли. Точка на поверхности, расположенная на кратчайшем расстоянии от очага, называется эпицентром, а точка, наиболее удаленная от очага, – антиэпицентром (рис. 16.4). Максимальной разрушительной силы землетрясение достигает в эпицентре, по мере удаления от эпицентра сила его убывает. 340 Общая геология Рис. 16.4. Положение эпицентра и антиэпицентра относительно очага землетрясения: 1 – гипоцентр; 2 – эпицентр; 3 – антиэпицентр; 4 – плейстосейстовая область; 5 – изосейсты в баллах Линии равных значений силы землетрясения называются изосейстами, а зона, окружающая эпицентр и ограниченная изосейстой максимального значения, называется плейстосейстовой областью. Форма этой области целиком определяется геологическими условиями района, в котором расположен эпицентр. Анализ распространения землетрясений на Земле показывает, что они приурочены в основном к узким активным зонам земной коры, которые называются сейсмическими. Наибольшей активностью характеризуется периферия Тихого океана, образующая Тихоокеанский сейсмический пояс. С этой зоной связано около 80 % всех землетрясений. Значительное число очагов землетрясений сосредоточено в Средиземноморско-Индонезийском сейсмическом поясе, протягивающемся от Гибралтара через Средиземное море, Малую Азию, Ближний Восток и Гималаи к островам Индонезии. Здесь происходит сочленение этого пояса с Тихоокеанским. Кроме указанных поясов сейсмически активны зоны срединно-океанических хребтов (Центральноатлантического, Восточно-Тихоокеанского, Индийского) и Восточно-Африканская зона рифтовых разломов. 16.3.2. Регистрация землетрясений Регистрация колебаний земной коры производится сетью сейсмических станций, на которых они отмечаются специальными приборами – сейсмографами, с высокой точностью фиксирующими время прихода волн (начало землетрясения) и их амплитуду. Обычно на сейсмической станции волны регистрируются на трех сейсмографах: на одном – вертикальные колебания, а на двух – горизонтальные, ориентированные в широтном и меридиональном направ341 Байбатша А. Б. лениях. Сейсмографы регистрируют землетрясение в виде сейсмограммы (рис. 16.5). Первыми фиксируются продольные волны Р, характеризующиеся максимальной скоростью распространения, затем – поперечные S и последними – поверхностные L, которые распространяются с небольшой скоростью и быстро затухают. 1мин Время Рис. 16.5. Сейсмограмма с указанием моментов прихода волн Р, S и L Результаты регистрации землетрясения на станциях используются для определения положения эпицентра. Прежде всего, определяют его удаление от станции, или эпицентральное расстояние. Обозначим запаздывание поперечных волн через τ = tS – tP, где – запаздывание поперечных волн по сравнению с продольными; tS, tP – время прихода на станцию соответственно продольных и поперечных волн. Так как длина пути волн от эпицентра до станции (или эпицентральное расстояние) одинакова, то /υS - /υP = τ, где υS, υP – скорости продольных и поперечных волн. Отсюда = τ∙υP υS / (υP-υS). По этой формуле определяют эпицентральное расстояние, пользуясь данными о скоростях распространения сейсмических волн и величине запаздывания τ. Направление на эпицентр определяют сложением амплитуд меридиональной АМ и широтной АШ составляющих колебаний, которые регистрируются на сейсмической станции сейсмографами. Амплитуды колебаний, зарегистрированные сейсмографами, геометрически складывают, а на обратном продолжении результирующей горизонтальной составляющей АР откладывают вычисленное значение эпицентрального расстояния. Совпадение (или близость) данных, полученных разными сейсмическими станциями, позволяет более надежно и точно определить положение эпицентра землетрясения. 342 Общая геология Разработаны также простые методы оценки глубины центра землетрясения h. Так, ее можно определить по формуле h= (tp)Vp 2. (16.1) Особую сложность представляет собой количественная оценка интенсивности землетрясения и выделяемой им энергии. Двенадцатибалльная сейсмическая шкала связывает землетрясения в баллах со смещениями маятника стандартного сейсмографа с частотой собственных колебаний около 25 с (табл. 16.2). Так, землетрясению в 6 баллов соответствует смещение маятника на 2 мм, в 7 баллов – 4 мм и т. д. Более объективную и точную оценку интенсивности землетрясений производят по амплитуде смещения почвы. В качестве такого параметра принята магнитуда М, вычисляемая из логарифма отношения максимальной амплитуды смещения почвы на удалении от эпицентра в 100 км к эталонной амплитуде слабого землетрясения: М = lgА/АЭ, где А – максимальная амплитуда смещения частиц почвы; АЭ – эталонная амплитуда. Таблица 16.2 Сопоставление магнитуды и энергии землетрясений Место землетрясения; масса заряда бомбы Сан-Франциско (США) Сарез (Таджикистан) Ашгабад Хаит (Таджикистан) Гоби-Алтай (Монголия) Агадир (Марокко) Чили Скопле (Югославия) Аляска (США) Ташкент Дагестан Атомная бомба, 20 кг Водородная бомба: 5 Мт 300 Мт Дата Магнитуда Энергия, Дж 18/VI 1960 г. 18/II 1911 г. 5/X 1948 г. 10/VII 1949 г. 4/ХII 1957 г. 29/II 1960 г. 22/V 1960 г. 26/VII 1963 г. 28/III 1964 г. 26/IV 1966 г. 14/V 1970 г. 8,3 7,7 7,3 8 8,3 5,8 8,4 6 8,4 5,3 6,5 1017 4,3∙1016 1016 5∙1017 1017 1013 17 10 –1018 1013–1014 1018 1013 10 10 –1011 1014 8 9 5,7∙1016 1,6∙1018 343 Байбатша А. Б. Магнитуда связана с силой землетрясения F, выраженной в баллах, приближенным уравнением М = 1,3+ 0,6 F. 3начения магнитуды для очень сильных землетрясений могут достигать 8–8,5. Количественная оценка энергии, выделяемой при землетрясениях, достаточно сложная задача. Дело в том, что представляет интерес только механическая энергия, приходящаяся на единицу площади и вызывающая собственно землетрясение. Как показывают приближенные оценки, механическая энергия землетрясения лишь часть энергии, выделяемой из очага, другие части которой поглощаются в пути, превращаются в тепло, рассеиваются во всех направлениях и т. д. Механическая энергия землетрясения Е связана с его магнитудой следующей эмпирической зависимостью: lgЕ=4+1,6М. Расчеты показывают, что при наиболее сильных землетрясениях выделяется энергия порядка 1017-1018 Дж, что соответствует энергии, которую вырабатывает Самарская ГЭС примерно за 100 лет, и превосходит энергию ядерных взрывов. В табл. 16.3 приведены данные количественной оценки энергии, выделившейся при некоторых землетрясениях и ядерных испытаниях. Как видно, при землетрясениях выделяется огромное количество энергии. Так, при землетрясении магнитудой 6,8 количество выделившейся энергии эквивалентно электроэнергии, потребляемой городом с населением в 100 тыс. чел. в течение года. Отметим, что число таких землетрясений в мире по данным Дж. Эйби (1982 г.) достигает 50–60 в год; более мощные землетрясения происходят реже. Таблица 16.3 Связь между энергией и количеством землетрясений Магнитуда Число землетрясений за 10 лет 8,5–8,9 8–8,4 7,5–7,9 344 3 11 31 Выделяющаяся энергия, 1016 Дж 156 113 80 Магнитуда 7–7,4 6–6,9 6–6,4 Число землетрясений за 10 лет 149 560 2100 Выделяющаяся энергия, 1016 Дж 58 41 30 Общая геология Самые мощные землетрясения происходят в среднем около 3-х раз в десять лет. Однако выделяющаяся при этом энергия эквивалентна электроэнергии, достаточной для обеспечения потребностей города со стотысячным населением в течение более 600 лет. 16.3.3. Природа землетрясений Значительное разнообразие землетрясений связано с изменением глубины гипоцентра. Диапазон изменения глубин очагов очень велик, значительно больше мощности земной коры. Так, ее в одних районах глубина очага не превышает 10 км, то в других она составляет 500, 600 и даже 700 км. Однако в целом с увеличением глубины гипоцентра h частота землетрясений n уменьшается. Эту особенность сейсмической активности Земли проследили Б. Гутенберг и Ч. Рихтер (1941) по данным землетрясений 1903–1941 гг.: h, км 100 150 200 250 300 350 400 450 500 550 600 650 700 n 178 109 82 46 23 32 36 13 23 25 34 19 7 В целом по глубине гипоцентра землетрясения делятся на поверхностные с гипоцентром на глубине до 10 км, нормальные – 10–60 км, промежуточные – 60-300 км, глубокофокусные – более 300 км. На территории СНГ преобладают нормальные землетрясения – 46 % всех зарегистрированных землетрясений, поверхностные составляют 36 %, а промежуточные 18 %. Глубокофокусных землетрясений немного и отмечаются они в основном в пределах Дальнего Востока. Особо следует рассмотреть вопрос о силе землетрясений, связанных с очагами различной глубинности. Затухание сейсмических волн в литосфере обусловливает тот факт, что из двух землетрясений равной магнитуды более глубокофокусное проявится с меньшей силой. Связь силы землетрясения I0 в эпицентре с глубиной фокуса h и магнитудой М выражается эмпирической формулой: I0 = 1.45M – 3,5 lgМ+3. По этой формуле можно определить, например, что землетрясение с магнитудой 345 Байбатша А. Б. 7 и глубиной очага 20 км будет иметь в эпицентре силу до 9 баллов (опустошительное), а при глубине очага 600 км в эпицентре будет зарегистрировано слабое землетрясение – менее 4 баллов. Вопрос о происхождении и геологических условиях возникновения землетрясений достаточно сложен и до конца не решен. Однако по современным представлениям землетрясения связывают с тремя главными причинами, которые и определяют генетические типы. Денудационные землетрясения связаны с процессами денудации земной коры – обвалами в горах, крупными оползнями, провалами сводов естественных пустот (например, карстовых пещер) и т. д. Эти землетрясения поверхностные, так как обладают минимальной глубиной гипоцентра. Сила их в редких случаях может быть значительной, однако отмечается только в эпицентре и быстро убывает с удалением от него. Доля денудационных землетрясений в общем балансе землетрясений невелика. Вулканические землетрясения связаны с деятельностью вулканов и возникают в результате глубинных взрывов газов, выделяющихся из магмы, гидравлических ударов магмы, движущейся по каналу сложной формы и сечения, и т.д. По глубине очага вулканические землетрясения относятся к нормальным, однако гипоцентр их редко залегает на глубинах, превышающих 30–50 км. Землетрясения этого типа часто сопровождают вулканические извержения и обычно предшествуют им, поэтому землетрясения вблизи действующих вулканов являются показателем приближающегося вулканического извержения, хотя и не всегда достаточно надежным. Вулканические землетрясения более распространены, чем денудационные, однако их доля в общем числе землетрясений также невелика. Тектонические землетрясения составляют около 95 % всех землетрясений, регистрируемых на нашей планете. По современным представлениям, они связаны с кратковременными разгрузками механических напряжений, возникающих при взаимных перемещениях (вертикальных и горизонтальных) отдельных блоков литосферы. Сила трения до некоторых пор препятствует этим перемещениям и тем самым способствует накоплению напряжений. Когда смещающие силы превышают силу 346 Общая геология трения, наступает кратковременная разгрузка этих напряжений, приводящая к смещениям блоков по глубинным разломам, образованию новых разрывов в коре. Эта разгрузка сопровождается образованием сейсмических волн, распространяющихся от гипоцентра, которым обычно является наиболее напряженный узел деформаций, и различных трещин (рис 16.6 и 16.7). Тектонические землетрясения могут быть связаны с перемещениями блоков не только земной коры, но и литосферы в целом, поэтому землетрясения этого типа наиболее глубокофокусные, очаг их часто располагается на глубинах в несколько сот километров. Вследствие значительной глубины очага и огромного количества накопленной и выделяющейся энергии тектонические землетрясения регистрируются сейсмическими станциями в самых удаленных от эпицентра точках земного шара, а катастрофические последствия наиболее мощных из них охватывают значительные территории. Рис. 16.6. Последствия Кеминского землетрясения силой около 10–11 баллов 22 декабря 1910 г. (по новому стилю 4 января 1911 г.) в г. Верном (ныне Алматы) 347 Байбатша А. Б. Рис. 16.7. Перемещение блоков по трещинам, образовавшимся при Кеминском землетрясении (фото А. И. Корнеева) Во время Алматинского землетрясения силой 9–10 баллов в 1887 г. произошли обвалы массивов горных пород в долинах рек Б. Алматинка и Акжар. Площадь главного обвала в долине р. Акжар достигла 0,3 км2, а мощность – 300 м. Громадные обломки (весом до 500 т) гранитов, диоритов и сланцев образовали каменную осыпь, превратившую зеленую, покрытую лесом долину, в безжизненную каменистую пустыню. Примером связи землетрясения со смещением блоков литосферы могут служить геологические данные по разлому СанАндреас на западном побережье США. По этим данным, периодические землетрясения в районе связаны с кратковременными прерывистыми горизонтальными смещениями блоков сферы при накоплении механической энергии, достаточной «страгивания» одного блока относительно другого. Геологические данные свидетельствуют о том, что в течение кайнозойской эры величина такого смещения достигла 200 км и продолжается со средней скоростью около 5 см/год. Со смещением по разлому Сан-Андреас связаны многочисленные землетрясения, в том числе катастрофическое землетрясение 1906 г., разрушившее г. Сан-Франциско. Однако наиболее глубокофокусные землетрясения, повидимому, связаны не с горизонтальными, а с вертикальными 348 Общая геология смещениями блоков. Приуроченность очагов землетрясений к узким зонам, прослеживающимся под сейсмическими желобами и наклоненными под углом 45° (к зонам ЗаварицкогоБеньоффа), дает основание связывать частые землетрясения в этих районах с процессами прерывистого поддвигания океанической коры под континентальную. Протяженная сейсмическая зона прослеживается по периферии Тихого океана вдоль глубоководных желобов, причем всюду фокальная плоскость падает в направлении континентов (рис. 16.8), достигая глубины 600–700 км. С такими зонами поглощения океанической коры, расположенными на периферии Тихого океана, связаны многочисленные землетрясения, в том числе катастрофические – в Японии (1923 и 2011 гг.), Чили (1960 г.) и др. Рис. 16.8. Схема строения зоны Беньофа: точки – фокусы землетрясений; стрелка – направление погружения океанической коры Четкое соответствие очагов многочисленных землетрясений центральным зонам срединно-океанических хребтов свидетельствует о том, что тектонические землетрясения связаны с деформациями не только сдвига и сжатия, но и растяжения. Периодические разрывы базальтовых новообразований коры центральной (рифтовой) зоны океанического хребта сопровожда349 Байбатша А. Б. ются кратковременными выделениями энергии в виде сейсмических волн и являются причинами многих землетрясений с относительно неглубокими залеганиями гипоцентра. Разгрузка механических напряжений, возникающих в верхних слоях земной коры, часто является причиной тектонических землетрясений с неглубоким (до 6–8 км) фокусом. Хотя неглубокое залегание фокуса определяет быстрое затухание силы землетрясения в направлении от очага, в эпицентре сила землетрясения может быть значительной. Примером поверхностного тектонического землетрясения может служить Ташкентское землетрясение 1966 г., связанное с вертикальной подвижкой блоков палеозойского фундамента (рис. 16.9). Рис. 16.9. Механизм Ташкентского землетрясения 1966 г. (по В. И. Уланову): 1 – осадочные породы; 2 – фундамент; 3 – разрывы; 4 – гипоцентры основного толчка и афтершоков; 5 – сейсмическая станция; 6 – направления смещения блоков; 7 – условное положение пород фундамента и характер их сдвигового смещения; 8 – подъем поверхности по геодезическим данным Вертикальное смещение северо-восточного блока привело к подъему поверхности в области эпицентра на 5 см. Магнитуда землетрясения составила 5,3, а сила в эпицентре достигла 8 баллов. 350 Общая геология Обычно сильные землетрясения не происходят в «одиночку». Их можно представить как группу событий, которая состоит из форшоков (for – до, shock – толчок, удар), главного толчка и автершоков (after – после, shock – толчок). Форшоки – важный фактор как предвестник сильных землетрясений. Например, перед разрушительным Верненским землетрясением 28 мая (9 июня) 1887 г., в 4 часа 30 минут утра жители г. Верный (ныне Алматы) были разбужены землетрясением силой около 5 баллов, сопровождавшимся подземным гулом. Такие явления здесь были довольно часты, и люди не придали этому большого значения (вышедшие на улицу вскоре вернулись домой). Спустя 5 минут, т. е. в 4 часа 35 минут утра, произошло основное землетрясение, впоследствии получившее название Верненская катастрофа…«в 50 минут пятого утра 28 мая (по старому стилю) города уже не существовало». Постепенная прерывистая разгрузка механических напряжений при тектоническом землетрясении наглядно отражается в повторяемости подземных толчков. Главный толчок землетрясения в течение длительного времени сопровождается повторными, обычно более слабыми толчками, которые называются афтершоками. Очаги афтершоков обычно совпадают с фокусом главного толчка или расположены рядом с ним (рис. 16.10). Рис. 16.10. График распределения автершоков Ашгабадского землетрясения 1929 г. (по Г. П. Горшкову) Афтершоки продолжаются довольно долго (до 3–4 лет) после основного толчка, однако частота их убывает. На рис. 16.10 показано, что при Ашгабадском землетрясении 1929 г. афтершоки ощущались около месяца, но число их уменьшилось от 300 (1–2 мая) до 50 (5–6 мая). 351 Байбатша А. Б. Особую разновидность землетрясений представляют подводные землетрясения, т. е. моретрясения. Катастрофическими последствиями сопровождаются моретрясения, вызывающие волны цунами. Эти волны возникают при быстрых провалах дна, вызванных смещениями блоков. При этом в эпицентре моретрясения образуется волна, направленная вверх и приводящая к подъему уровня воды. На поверхности воды эта волна преобразуется в волну цунами, концентрически распространяющуюся от эпицентра со скоростью до 800 км/ч. В океане высота волн цунами не превышает 2 м, что при огромной длине волны (100–300 км) делает их малозаметными. Однако на мелководье, при приближении к берегу, волна тормозится, вырастает до 30–40 м, принимает резко асимметричную форму и обрушивается на берег. При этом разрушительная сила волны пропорциональна ее скорости. Катастрофические последствия Лиссабонского землетрясения 1755 г. во многом были связаны с разрушительной силой цунами, достигавших высоты 26 м, трижды обрушивавшихся на берег и затопивших побережье на ширину около 15 км. Волна цунами, возникшая в 1883 г. при взрыве вулкана Кракатау, достигла высоты 40 м и в течение нескольких минут смыла с окружающих островов 35 тыс. человек. Катастрофическими были последствия цунами землетрясений Курильского 1952 г., Чилийского 1960 г., Японского (Ниигатского, 1960 и Фукусимского, 2011). Анкориджского (на Аляске) 1964 г. и др. Одним из наиболее трагических по последствиям было Курильское цунами 1952 г., разрушившее г.Северо-Курильск на о-ве Парамушир. В последнее время самыми трагическими были последствия цунами, которое разразилось 26 декабря 2004 г. в ЮгоВосточной Азии. В результате цунами погибло более 150 тыс. человек в 12 странах (Индонезия, Индия, Таиланд, Шри-Ланка и др.), ущерб превысил 20 млрд долларов США. В связи с ростом антропогенного воздействия на земную кору, особенно с интенсивной нефтегазодобычей и откачкой подземных вод, все чаще стали проявляться техногенные землетрясения с крупными экономическими и экологическими последствиями. 352 Общая геология 16.3.4. Прогноз землетрясений Прогнозирование землетрясений предполагает получение ответов на три главных вопроса: 1) где, в каком районе, в какой точке земной поверхности произойдет землетрясение? 2) какова предполагаемая интенсивность будущего землетрясения? 3) когда произойдет землетрясение? Ответ на первые два вопроса дает сейсмическое районирование, задача которого заключается в выделении районов сейсмической активности и дифференцированной оценке их по силе возможных землетрясений. Эта сложная задача включает тщательный анализ частоты прошлых землетрясений, положения их эпицентров и гипоцентров, детальнее изучение особенностей геологического строения выделенных сейсмических участков и т. д. Результатом такого анализа является карта сейсмического районирования. Сейсмическое районирование является важной экономической задачей, так как позволяет учитывать сейсмические особенности районов нашей страны при планировании и строительстве городов, железных дорог, гидроэлектростанций и т. д. Значительно сложнее обстоит дело с решением третьего вопроса прогнозирования землетрясений – определением возможного времени начала будущих землетрясений. В общем виде этот вопрос до настоящего времени не решен, хотя исследования ведутся в нескольких перспективных направлениях. К таким исследованиям следует отнести: 1) анализ деформаций земной коры с помощью специальных приборов – наклономеров, регистрирующих малейшие изгибы и подвижки пластов; возможно, эти данные позволят установить тот критический порог деформаций, за которым следует разгрузка механического напряжения, т. е. землетрясение; в более общей форме механические напряжения оценивают по геодинамическим критериям, включающим синхронное измерение вертикальной и горизонтальной составляющих тектонических движений. На этой основе исследователем О. А. Одековым сделаны успешные попытки прогнозировать землетрясения в Туркменстане; 353 Байбатша А. Б. 2) изучение в некоторых сейсмических районах подземных вод, состав (в частности, содержание радона) и температура которых резко изменяются за несколько дней до землетрясения; в целом это направление исследований должно установить геохимические критерии прогноза, оно включает определения ионного состава подземных вод, состава растворенных газов, содержания микрокомпонентов (фтора, бора, ртути, мышьяка, урана и др.), измерения изотопных соотношений гелия аргона и т. д.; 3) регистрацию и изучение комплекса физических параметров различных слоев земной коры и насыщающих их флюидов, изменение которых связано с землетрясениями. Это направление называется прогнозированием землетрясений по геофизическим критериям. В частности, наблюдаются изменения соотношений скоростей продольных и поперечных сейсмических волн, вариации фона микросейсм, так называемого сейсмического «шума», отмечена связь землетрясений с изменениями в электромагнитном (вариации удельного электрического сопротивления, пьезоэлектрические эффекты деформации горных пород) и гравитационном полях. Исследования в указанных направлениях и изучение других признаков приближающегося землетрясения свидетельствуют о принципиальной возможности предсказания этих грозных явлений природы. Уже к 1979 г. официально зарегистрирован успешный прогноз не менее семи сильных землетрясений, спасшие многие тысячи жизней; среди них три землетрясения успешно предсказаны советскими учеными. Контрольные вопросы: 1. Какие виды тектонических движений земной коры выделяются? 2. В чем сущность неотектоники и современных тектонических движений? 3. Каковы особенности тектонических движений в геологическом прошлом? 4. Какие методы существуют для изучения тектонических движений? 5. Какими методами изучают современные вертикальные тектонические движения? 354 Общая геология 6. Какими методами изучают древние вертикальные тектонические движения? 7. Что называется землетрясением, его гипоцентром, эпицентром и антиэпицентром? 8. Какие сейсмические волны возникают при землетрясениях и с помощью каких приборов их изучают? 9. Как определяется сила землетрясений? 10. Какова природа землетрясений и какие бывают землетрясения? 11. Что такое моретрясения, цунами и что они вызывают? 12. Причины возникновения техногенных землетрясений? 355 Байбатша А. Б. 17. ФОРМЫ ЗАЛЕГАНИЯ ОСАДОЧНЫХ ПОРОД 17.1. Первичная форма залегания слоев Исходное ненарушенное залегание осадочных пород называется их первичной формой залеганием. Первичной формой залегания осадочных слоев является горизонтальное залегание (рис. 17.1). Рис. 17.1. Горизонтальное залегание слоев (каньон Шарын) Первичным элементом осадочных образований является слой или пласт. Слоем называется геологическое тело, сложенное однородной осадочной породой, ограниченное двумя параллельными поверхностями напластования, имеющее примерно постоянную мощность и занимающее значительную площадь. Название слоя обычно определяется составом слагающих его пород. Например, слой известняка, слой песчаника и т.д. Поверхность, ограничивающая слой снизу, называется его подошвой, сверху – кровлей (рис. 17.2). В серии или пачке слоев кровля нижележащего слоев является одновременно подошвой покрывающего слоя. Толщина слоя называется его мощностью. Обычно различают истинную, вертикальную и горизонтальную мощность. Истинная мощность – кратчайшее расстояние между кровлей и подошвой слоя. Вертикальная мощность – расстояние по вер356 Общая геология тикали от любой точки кровли до подошвы слоя. Горизонтальная мощность – расстояние по горизонтали от любой точки кровли до подошвы слоя. Мощность слоев может быть относительно постоянной (выдержанной) и непостоянной (изменчивой). При изменении мощности слоя наблюдаются явления раздува – резкого местного увеличения мощности и пережима – резкого местного сокращения мощности слоя. Постепенное уменьшение мощности слоя вплоть до его исчезновения называется выклиниванием. Наиболее выдержаны по мощности на больших пространствах слои осадочных морских пород. Менее выдержанной мощностью слоев отличаются континентальные отложения, для которых характерны также линзовидные и гнездообразные формы залегания. Рис. 17.2. Блок-диаграмма, иллюстрирующая элементы залегания слоя: а – пески; б – песчаники; в – алевролиты; г – глины; д – известняки; е – гипс; 1 – подошва глин (кровля известняков); мощность: 2 – истинная, 3 – вертикальная; 4 – горизонтальная; 5 – раздув (увеличение мощности); 6 – сокращение мощности; 7 – выклинивание; 8 – линза; 9 – простирание; 10 – направление падения; 11 – угол падения 357 Байбатша А. Б. 17.2. Вторичные формы залегания Любые изменения от горизонтального залегания слоев называются вторичными формами их залегания. Взаимное расположение слоев может быть согласным или не согласным. При согласном залегании пород границы слоев практически параллельны (рис. 17.3, а). Такое положение границ сохраняется и при наклонном (рис. 17.3, б) и при складчатом (рис. 17.3, в) залегании слоев. Характерной особенностью согласного залегания, кроме того, является последовательное залегание более молодых слоев на более древних. Формирование пород происходило в условиях последовательного погружения и непрерывного накопления осадков. Рис. 17.3. Согласное залегание осадочных пород: а – горизонтальное; б – наклонное; в – складчатое; 1 – конгломераты; 2 – пески, песчаники; 3 – глины, аргиллиты; 4 – известняки 358 Общая геология При более сложном геологическом развитии породы могут оказаться в условиях несогласного залегания. Особенностью этого вида залегания является наличие в разрезе так называемой поверхности размыва (рис. 17.4), свидетельствующей о наличии перерыва в осадконакоплении. По этой поверхности происходит контакт пород со значительной разницей в возрасте. На рис. 17.4, а показан пример последовательного накопления осадков пермского, триасового, юрского и, возможно, мелового возраста в условиях непрерывного прогибания. В конце мелового периода произошло вздымание, накопленные осадки оказались на поверхности и начали интенсивно разрушаться. Эрозией были снесены породы мелового и частично юрского возраста; на последних при очередном прогибании и трансгрессии моря накапливались породы в течение палеогенового, неогенового и четвертичного периодов. Таким образом, сформировалось параллельное несогласие с наличием перерыва в осадконакоплении. Разница в возрасте пород, контактирующих поверхности размыва, при согласном трансгрессивном залегании одинакова для всех участков района. Рис. 17.4. Несогласное залегание осадочных пород: а – параллельное; б – с угловым несогласием; 1 – поверхность размыва; остальные условные обозначения см. на рис. 17.3 Иногда накопленные осадки в условиях интенсивного прогибания сминаются в складки. Глубина эрозии после выведения пород на поверхность оказывается различной для разных стратиграфических границ. Поэтому на поверхности размыва обнажаются породы разного возраста, на которых в условиях трансгрессии накапливаются молодые осадки. Самые молодые поро359 Байбатша А. Б. ды, входящие в состав нижнего комплекса на рис. 17.4, б имеют верхнемеловой возраст. Перекрыты они отложениями неогена. Следовательно, складкообразование, воздымание и разрушение пород происходило в течение палеогенового периода, осадки которого в разрезе отсутствуют. Такими особенностями характеризуется угловое несогласие, при котором по поверхности размыва контактируют породы разного возраста. В случае, показанном на рис. 17.4, б, породы неогена залегают и на верхнемеловых, и на нижнемеловых, и даже на юрских и триасовых отложениях, хотя перерыв в осадконакоплении ограничен палеогеновым периодом. Основной областью накопления осадков является дно морей и океанов. Здесь осадки часто отлагаются в виде параллельных, практически горизонтальных слоев. Однако в процессе геологического развития первоначальные формы залегания горных пород обычно нарушаются под влиянием эндогенных процессов, главным образом тектонических движений земной коры. Всякое нарушение первоначального горизонтального залегания горных пород, вызывающее вторичные формы залегания, называется дислокацией. Дислокации подразделяются на пликативные и дизъюнктивные. 17.2.1. Пликативные дислокации (складчатые нарушения) Складчатые дислокации происходят без разрыва сплошности слоев. Среди них различают следующие основные формы: моноклинали, флексуры и складки. Моноклинали представляют собой толщи слоев горных пород, равномерно наклоненных в одну сторону на значительном протяжении (рис. 17.5, а) Флексурами называются уступообразные нарушения горизонтально (или моноклинально) лежащих слоев (рис. 17.5, б). Флексуры обычно возникают при блоковых смещениях нижележащих пород. При смещениях небольшой амплитуды разрыва не происходит, но мощность пород в зоне сдвига часто бывает сокращенной. У флексур различают нижнее, соединительное и верхнее крылья. Соединительное крыло представляет собой участок, на котором слои имеют крутой наклон и сокращенную мощность. 360 Общая геология Рис. 17.5. Моноклиналь (а) и флексура (б). Крылья флексуры: 1 – верхнее, 2 – соединительное, 3 – нижнее; остальные условные обозначения см. на рис. 17.3 Складки являются основной формой пликативных дислокаций. Они бывают двух основных видов – антиклинальные и синклинальные. Антиклинальными называются выпуклые складки, в которых слои падают в противоположные стороны, а в центральных частях залегают более древние породы, чем на периферии (рис. 17.6, а). Синклинальными называются вогнутые складки, в которых слои падают навстречу друг другу, а в центральных частях располагаются более молодые породы, чем на периферии (рис. 17.6, б). Рис. 17.6. Антиклинальная (а) и синклинальная (б) складки. Условные обозначения см. на рис. 17.3 Антиклинальные и синклинальные складки имеют следующие элементы: крылья, шарнир, замок, угол, осевую поверхность, ось и ядро. Они характеризуются шириной, амплитудой и 361 Байбатша А. Б. длиной (рис. 17.7). Крылья – боковые части складки. Шарнир – линия, проходящая через точки максимального перегиба любого из слоев, образующих складку. В продольном вертикальном разрезе шарнир нередко воздымается и погружается (ундулирует). Замок – участок складки в области шарнира, где происходит перегиб крыльев. Иногда замок антиклинальной складки называют сводом, а замок синклинали – мульдой. Угол складки – угол, заключенный между крыльями складки, мысленно продолженными до их пересечения. Осевая поверхность – воображаемая поверхность, проходящая через шарниры всех слоев складки. Ось складки – линия пересечения осевой поверхности складки с горизонтальной плоскостью. Ядро складки – толща горных пород, слагающих замок антиклинальных и синклинальных складок. Ширина – расстояние между крыльями складки. При наличии нескольких параллельных складок ширина складки определяется как расстояние между осевыми поверхностями двух соседних антиклиналей или синклиналей. Амплитуда складки – вертикальное расстояние от перегиба антиклинали до перегиба сопряженной синклинали. Длина – расстояние в плане от одного периклинального окончания до другого. Замыкание антиклинальной складки называется периклиналью, а замыкание синклинальной складки – центриклиналью. Складки различаются по особенностям строения, отражающимся в поперечном сечении и плане. По особенности строения в поперечном разрезе складки делятся на ряд типов. По положению осевой поверхности и крыльев выделяют прямые, наклонные, лежачие и перевернутые складки. У прямых складок осевая поверхность вертикальная, а крылья располагаются симметрично (рис. 17.8, а). Осевая поверхность наклонных складок наклонена, крылья падают в разные стороны (рис. 17.8, б). Разновидностью наклонных являются опрокинутые складки, оба крыла которых наклонены в одну сторону. У лежачих складок осевая поверхность находится в положении, близком к горизонтальному, крылья почти параллельны друг другу (рис. 17.8, в). Осевая поверхность перевернутых складок находится ниже горизонтальной плоскости, крылья развернуты (рис. 17.8, г). 362 Общая геология Рис. 17.7. Элементы антиклинальной складки (1/4 складки условно удалена): 1 – осевая плоскость; 2 – ось; 3 – свод (замок); 4 – крыло; 5 – периклиналь; 6 – шарнир АБ; 7 – угол; 8 – амплитуда; 9 – ширина; 10 – длина Рис. 17.8. Типы складок по положению осевой поверхности: а – прямая; б – наклонная; в – лежачая; г – перевернутая По характеру расположения крыльев и форме замка различают складки нормальные (гребневидные), изоклинальные, веерообразные и сундучные (коробчатые). У нормальных (гребне363 Байбатша А. Б. видных) складок крылья сходятся под острым углом, а замок имеет остроугольную форму (рис. 17.9, а). Изоклинальные складки имеют узкий замок и параллельные крылья (рис. 17.9, б) Веерообразные складки отличаются широким замком, веерообразно расходящимися крыльями и пережатым ядром (рис. 17.9, в). У сундучных (коробчатых) складок широкий замок и относительно крутые, почти вертикальные крылья (рис. 17.9, г). Рис. 17.9. Типы складок по положению крыльев: а – нормальная; б – изоклинальные; в – веерообразные; г – сундучная Особенности строения складок в плане также позволяют выделить ряд типов. По соотношению длины и ширины различают линейные и прерывистые складки. Линейные образуются при интенсивном смятии пород и имеют узкую вытянутую в плане форму. Отношение длины к ширине у таких складок составляет от 10:1 до 20:1 и более. В периклиналях и центриклиналях пласты залегают более полого, чем на крыльях. Линейные складки в плане бывают прямолинейными, дугообразно изогнутыми, ветвящимися, виргирующими, кулисообразными и сигмовидными. Часто по простиранию один тип линейных складок сменяется другим (рис. 17.10). Рис. 17.10. Типы складок в плане: а – прямолинейные; б – дугообразно изогнутые; в – ветвящиеся; г – виргирующие; д – кулисообразные; е – сигмовидная 364 Общая геология Прерывистые складки характерны для областей спокойного геологического развития. В плане их длина незначительно превышает ширину. Среди прерывистых складок выделяют брахискладки, валы, купола и диапиры. У брахискладок отношение длины к ширине изменяется в пределах от 2:1 до 5:1. Среди них различают брахиантиклинали и брахисинклинали. Купола представляют собой антиклинали, у которых отношение длинной оси к короткой меньше. В плане они имеют округлые изометричные очертания. Синклинальный аналог куполов – мульды. Крупные вытянутые антиклинальные поднятия, состоящие из брахиантиклиналей и куполов, называют валами. Они протягиваются на десятки и сотни километров. Нередко амплитуды валообразных поднятий достигают 200–300 м. Углы падения слоев на крыльях валов невелики и обычно не превышают 3–5°. Рис. 17.11. Диапировая складка Своеобразной формой куполовидных прерывистых складок являются диапиры (купола с ядром протыкания). Характерные особенности диапиров – наличие пластичных пород (соль, глины и др.) в ядре и закономерное увеличение угла наклона пластов от крыльев к ядру складки (рис. 17.11). Если ядра сложены каменной солью, складки называются соляными куполами. Диапиры образуются при выдавливании высокопластичных пород ядра складки (соль, гипс, глина) вверх, в область пониженного горного давления. В результате диапировые ядра приобретают различные формы – линз, штоков, грибов и т. д. 365 Байбатша А. Б. 17.2.2. Дизъюнктивные дислокации (разрывные нарушения) Разрывные дислокации сопровождаются разрывом сплошности слоев горных пород. Они проявляются в виде трещин, по которым не происходит смещения слоя и в виде разрывов (зон дробления) со смещением слоев по плоскостям разрыва. Плоскость разрыва, по которой происходит относительное перемещение слоев горных пород, называется сместителем (рис. 17.12). Примыкающие к этой плоскости участки горных пород называются крыльями. При наклонном сместителе различают висячее и лежачее крылья. Рис. 17.12. Элементы дизъюнктивной дислокации: С – сместитель; А – лежачее крыло; В – висячее крыло; амплитуды: r – смещения, r1 – вертикальная, r2 – горизонтальная Величина относительного перемещения слоев по сместителю называется амплитудой разрыва. Различают амплитуды: истинную (наклонную) – расстояние в плоскости сместителя между кровлей или подошвой одного и того же слоя в висячем и лежачем крыльях; вертикальную – проекция истинной амплитуды на вертикальную плоскость; горизонтальную – проекция истинной амплитуды на горизонтальную плоскость; стратиграфическую – расстояние по нормали между кровлей или подошвой одного и того же слоя в висячем и лежачем крыльях. 366 Общая геология По характеру, величине, направлению и углу относительного перемещения крыльев разрывы подразделяются на сбросы, взбросы, надвиги и сдвиги и сложные (рис. 17.13). Сбросы представляют собой разрывные нарушения, у которых сместитель наклонен в сторону опущенного крыла, а висячее крыло смещено вниз по отношению к лежачему. Угол наклона сместителя к горизонтальной плоскости составляет 40– 60о (рис. 17.13, а). При вертикальном положении сместителя сбросы называются вертикальными. Взбросы представляют собой разрывные дислокации, у которых сместитель наклонен в сторону поднятого крыла, а висячее (поднятое) крыло по отношению к лежачему (опущенному) крылу смещено вверх по круто падающему сместителю (более 60°) (рис 17.13, б). Надвиги – разрывные дислокации типа взброса, висячее крыло которых надвинуто на лежачее по пологому (менее 60°) сместителю (рис. 17.13, в). Пологие надвиги большой горизонтальной амплитуды при малом угле наклона сместителя называются шарьяжами, или тектоническими покровами. Горизонтальная амплитуда их может достигать 30–40 км. Сдвиги представляют собой разрывные дислокации, крылья которых смещаются преимущественно в горизонтальном направлении, параллельно простиранию сместителя. Они нередко сочетаются со сбросами, взбросами и надвигами (сбрососдвиги и т. д.) (рис. 17.13, г). Разрывные нарушения обычно встречаются группами, образуя сложные дизъюнктивы: ступенчатые сбросы, грабены и горсты. Ступенчатые сбросы представляют собой систему сбросов, в которой каждое последующее крыло опущено относительно предыдущего (рис. 17.13, д). Грабены – это система ступенчатых сбросов, в которой центральная часть опущена относительно периферийных блоков (рис. 17.13, е). Горсты – система взбросов, в которой центральная часть приподнята по отношению к периферийным блокам (рис. 17.13, ж). 367 Байбатша А. Б. Рис. 17.13. Дизъюнктивные дислокации: а – сброс; б – взброс; в – надвиг; г – сдвиг; д – ступенчатый сброс; е – грабен; ж – горст; з – сложный ступенчатый грабен 368 Общая геология Особый тип разрывных тектонических нарушений представляют собой так называемые глубинные разломы. Это долгоживущие разломы глубокого заложения (700 км) – линеаменты, пересекающие земную кору и углубляющиеся в мантию, характеризующиеся протяженностью в сотни и тысячи километров. По таким разломам обычно перемещаются очень крупные блоки земной коры. Примерами их могут служить ТаласоФерганский разлом, протягивающийся через весь Тянь-Шань, Курило-Камчатский, разломы Рудного Алтая и др. Следует также отметить, что в природе существует большое число нарушений промежуточного складчаторазрывного характера. 17.3. Элементы залегания слоев Пространственное положение слоя характеризуется его простиранием и падением. Простирание – линия пересечения кровли слоя с горизонтальной плоскостью; положение этой линии относительно стран света определяется азимутом простирания. Падение – наклон слоя к горизонтальной плоскости, характеризуется направлением падения и углом падения. Угол падения – угол между плоскостью (поверхностью) слоя и горизонтальной плоскостью. Направление или азимут падения и угол наклона (падения) измеряются в градусах. Азимут падения всегда перпендикулярен к простиранию слоя. Азимуты простирания, падения и угол падения называются элементами залегания слоя и определяют его положение в пространстве. Элементы залегания измеряются горным компасом (рис. 17.14). Измерять элементы залегания пород необходимо для изучения геологического строения недр в местах естественных выходов пород на поверхность. Эти выходы, или обнажения пород позволяют установить не только состав пород, но и взаимное расположение и особенности залегания слоев, сложенных ими. 369 Байбатша А. Б. Рис. 17.14. Элементы залегания пород и их измерение с помощью горного компаса: АБ – линия простирания; А/Б/ – линия падения; – угол падения Контрольные вопросы 1. Первичные формы залегания слоев. 2. Вторичные формы залегания горных пород. 3. Что такое дислокация и какие ее виды бывают? 4. Наклонное залегание, его изображение на карте и в разрезе. 5. Складчатое залегание, его изображение на карте и в разрезе. 6. Антиклинальная складка, ее элементы и разновидности. 7. Синклинальная складка, ее элементы и разновидности. 8. Флексура, ее характеристика. 9. Трещиноватость горных пород. 10. Сброс, его элементы и размеры. 11. Взброс, его элементы и размеры. 12. Сдвиг, горст и грабен и их характеристика. 13. Надвиг и глубинные разломы (линеаменты) и их характеристика. 14. Элементы залегания горных пород и их определение. 370 Общая геология 18. СТАНОВЛЕНИЕ И РАЗВИТИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ КОНТИНЕНТОВ 18.1. Современные модели развития земной коры Процесс развития земной коры характеризуется исключительной сложностью и, по-видимому, может протекать в различных формах. В геотектонике господствовали два направления, основанные на различных оценках роли вертикальных и горизонтальных тектонических движений. Первое направление исходит из предположения о доминирующей роли вертикальных тектонических движений. Геологи, придерживающиеся этого направления, считают горизонтальные движения следствием вертикальных и не допускают возможности крупномасштабных горизонтальных перемещений блоков земной коры. Из-за постулата о практически постоянном положении развивающихся тектонических структур это направление получило название фиксизма. Второе направление в геотектонике связывает эволюцию литосферы с крупномасштабным горизонтальным перемещением блоков, часто включающих целые континенты. Движения вертикального направления, хотя и играют значительную роль, при этом являются второстепенными, обусловленными режимом астеносферы или взаимным положением литосферных плит. Это направление развития геологической науки, считающее горизонтальные движения доминирующими, получило название мобилизма. 18.2. Основные структурные элементы земной коры К числу основных структурных элементов континентов относятся континентальные платформы, подвижные пояса (эпиплатформенные орогены, складчатые пояса и рифты) и глубинные разломы [8]. 18.2.1. Континентальные платформы Понятие о платформах зародилось в конце XIX века в противопоставление подвижным поясам земной коры, к тому времени получившим название геосинклиналей. Термин «платформа» 371 Байбатша А. Б. появился впервые в 1904 г. во французском переводе капитального труда австрийского геолога Э. Зюсса «Лик Земли». В 1921 г. для стабильных частей континентов австралийский тектонист Л. Кобер предложил термин кратоген (от греч. кратос – крепкий, устойчивый), который немецкий ученый Г. Штилле сократил до названия кратон. Последнее удержалось в литературе, особенно в зарубежной, а в отечественной науке употребляется как синоним древней платформы. В разработке учения о платформах, их строении и развитии ведущая роль принадлежит российским ученым А. П. Карпинскому, А. П. Павлову, А. Д. Архангельскому, Н. С. Шатскому, А. А. Богданову, М. В. Муратову, А. Л. Яншину, Д. Н. Мазаровичу, В. В. Белоусову, В. Е. Хаину. Континентальные платформы занимают огромные площади в миллионы км2 и сложены континентальной корой мощностью 30–45 км. Литосфера в их пределах достигает мощности 150–200 км, а по некоторым данным – до 400 км. Платформы характеризуются выровненным низменным или плоскогорным рельефом, небольшой скоростью тектонических движений, слабой сейсмичностью, отсутствием или редкими проявлениями вулканической деятельности, пониженным тепловым потоком. Это наиболее устойчивые и спокойные области континентов. Часть территории платформ покрыта водами морей (таких как Балтийское, Белое, Азовское). В строении платформ различают два структурных этажа: фундамент и чехол (рис. 18.1). Нижний этаж, или фундамент, сложен метаморфическими и магматическими породами, смятыми в складки, разбитыми многочисленными разломами. Фундамент платформ формировался в течение длительного времени и впоследствии подвергся денудации, в результате которой оказались выведенными на поверхность породы, залегавшие на большой глубине. Верхний структурный этаж платформ, или чехол, сложен полого залегающими неметаморфизованными слоистыми толщами – осадочными морскими и континентальными отложениями, среди которых в ряде регионов установлены вулканогенные образования трапповой формации. Породы осадочного чехла с резким угловым несогласием перекрывают фундамент. Поверхность 372 Общая геология между чехлом и фундаментом отражает самое важное структурное несогласие в пределах платформ. В разрезе некоторых платформ выделяют еще промежуточный структурный этаж, занимающий переходное положение между фундаментом и чехлом. Рис. 18.1. Структурные этажи платформ по [7]. Породы платформенного чехла: а – пески и конгломераты, б – глины, в – известняки; породы фундамента: г – интрузии магматических пород, д – интенсивно дислоцированные метаморфические породы; 1 – платформенный (осадочный) чехол; 2 – складчатое основание (фундамент); 3 – поверхность размыва По возрасту, строению и истории развития континентальные платформы подразделяются на две группы: древние платформы с докембрийским фундаментом и молодые платформы, фундамент которых сформировался в основном в фанерозое. Древние платформы занимают около 40 % площади континентов. К их числу относятся Северо-Американская, ЮжноАмериканская (Бразильская), Восточно-Европейская, Сибирская, Африканская (Африкано-Аравийская), Австралийская, Антарктическая и другие платформы (рис. 18.2). Они, как правило, ограничены краевыми швами – крупными глубинными разломами и окаймлены складчатыми поясами. Размеры их в поперечнике – тысячи километров. Так, Восточно-Европейская платформа имеет параметры 2200 х 2800 км, Африканская – 3500 х 4000 км, Северо-Американская – 7 000 х 7 000 км. 373 Байбатша А. Б. Рис. 18.2. Современная тектоническая схема земной коры по [7]. Платформы: а – древние (I – Северо-Американская, II – Восточно-Европейская, III – Сибирская, IV – Бразильская, V – Африкано-Аравийская, VI – Индостанская, VII – Восточно-Китайская, VIII – ЮжноКитайская, IX – Индо-Синийская, X – Австралийская, XI – Антарктическая); молодые: б – эпикаледонские; в – эпигерцинские; г – эпикиммерийские; д – области альпийской складчатости; пунктирные линии – недостоверные границы В фундаменте древних платформ преобладают метаморфизованные (от зеленосланцевой до гранулитовой фации метаморфизма), интенсивно дислоцированные архейские и раннепротерозойские образования; значительно меньше распространены позднепротерозойские. Главную роль среди них играют гнейсы и кристаллические сланцы, широко распространены гранитоиды. В связи с этим такой вид фундамента называют гранитогнейсовым или просто кристаллическим. Главными структурными элементами кристаллического фундамента являются гранит-зеленокаменные области, зеленокаменные и гранулито-гнейсовые пояса, гранитогнейсовые купола. Зеленокаменные пояса представляют собой специфические раннедокембрийские структуры, сложенные относительно слабо метаморфизованными (не выше амфиболитовой фации), пре374 Общая геология имущественно вулканогенными толщами с преобладанием пород основного состава, превращенных в кристаллические сланцы и амфиболиты. Свое название эти структуры получили в связи с широким распространением в них зеленокаменно измененных вулканитов. В настоящее время зеленокаменные пояса установлены на всех континентах. В плане они характеризуются линейными или более сложными, извилистыми очертаниями. В поперечном сечении большинство из них имеет синклинорное строение, осложненное разломами и складками, ориентированными в основном параллельно оси структур. Протяженность поясов составляет несколько десятков–тысячи километров, а ширина – от нескольких километров до нескольких сотен километров. Мощность слагающих их осадочно-вулканогенных толщ может достигать 10–15 км. Зеленокаменные пояса периодически зарождались на протяжении всего раннего докембрия, в течение которого сменилось несколько их генераций. В структуре фундамента древних платформ они занимают различное тектоническое положение. Раннеархейские зеленокаменные пояса в сочетании с прорывающими и деформирующими их гранитогнейсовыми куполами и интрузиями гранитоидов образуют гранит-зеленокаменные области - древнейшие ядра платформ, охватывающие площади в несколько десятков и сотен тысяч км2 (Каапваальский кратон в ЮАР, блок Пилбара в Западной Австралии, Западная Гренландия и др.). Зеленокаменные пояса составляют в них 10–40 %, остальное приходится на граниты и гранитогнейсы. Гранитогнейсовые купола представляют собой овальные или округлые в плане тела 100-150 км в поперечнике, сложенные мигматизированными гранитами и гнейсами, состав которых отвечает натриевым гранитоидам - тоналитам и трондьемитам (рис. 18.3). Общий структурный план гранит-зеленокаменных областей определяется преобладанием гранитогнейсовых куполов, разделенных зеленокаменными поясами, которые, занимая межкупольное положение и структурно подчиняясь их контурам, отличаются сложной морфологией (рис. 18.4). Степень метаморфизма корневых частей гранит-зеленокаменных областей может дости375 Байбатша А. Б. гать гранулитовой фации. Гранит-зеленокаменные области обрамляются и наращиваются сериями линейных зеленокаменных поясов позднеархейского возраста, чередующихся с поясами и блоками, сложенными гнейсами, гранитоидами и метаосадочными породами (провинции озера Верхнего в Канаде, Йилгарн в Австралии, Карельская и Олёкминская в России) (рис. 18.5). Рис. 18.3. Гранитогнейсовые купола Родезийского массива, архей (по А. М. Макгрегору, 1951). Внизу – форма гранитогнейсовых куполов в вертикальном сечении, Балтийский щит (по Н. Эдельману, 1960): 1 – чехол молодых отложений; 2 – гранитогнейсовые купола; 3 – зеленокаменные пояса; 4 – кристаллические сланцы; 5 – мигматизированные граниты и гнейсы Раннепротерозойские зеленокаменные пояса (протогеосинклинали) обычно занимают секущее положение по отношению к архейским структурам, располагаясь по границам древних ядер платформ или их составных частей (Циркум-Унгавский в Канаде, Амазар-Гилюйский и Унахинский на Сибирской платформе, 376 Общая геология Печенга-Имандра-Варзугский на Европейской платформы и др.). северо-западе Восточно- Рис. 18.4. Схема геологического строения гранит-зеленокаменной области Пилбара (по А. И. Хикману, 1975): 1 – постархейские породы; 2-4 – зеленокаменные пояса: 2 – группа Уим-Кирк, 3 – группа Гордж-Кирк, 4 – группа Уарравуна; 5 – посттектонические граниты; 6 – гранитогнейсовые купола Гранулито-гнейсовые пояса, классическим примером которых может служить Лапландский пояс Балтийского щита, разделяют крупные блоки кристаллического фундамента. Предполагается, что их образование связано со столкновениями литосферных плит. Протяженность гранулито-гнейсовых поясов достигает 1200 км при ширине от 30–40 до 100 км. Появляются эти структуры в конце архея и получают широкое развитие в протерозое, но в их строении значительное участие принимает архейский материал. От зеленокаменных поясов они отличаются более интенсивными многофазными складчатыми деформациями, широким развитием покровно-надвиговых структур, более высокой степенью метаморфизма (гранулитовая фация), более широким проявлением гранитизации и гранитообразования. 377 Байбатша А. Б. Рис. 18.5. Схема геологического строения провинции озера Верхнего (по К. Конди, 1983): 1 – постархейские образования; 2 – высокометаморфизованные супракрустальные породы; 3 – зеленокаменные пояса; 4 – метаосадочные породы; 5 – гнейсовые комплексы и граниты; 6 – разломы Наряду с гранулито-гнейсовыми поясами в кристаллическом фундаменте древних платформ выделяют крупные площадные выступы высокометаморфизованных гранулитогнейсовых комплексов, представляющие собой глубоко эродированные части гранит-зеленокаменных областей (ЦентральноАлданский мегаблок Сибирской платформы, блок Саут-Вестерн провинций Йилгарн в Австралии и др.). Значительные площади фундамента древних платформ перекрыты неметаморфизованными отложениями платформенного чехла мощностью 3–5 км, а в некоторых случаях 15–18 км и более. Состав отложений разнообразен, но чаще всего преобладают осадочные породы морского и континентального происхождения, образующие выдержанные на большой площади пласты и толщи (см. рис. 18.1). Весьма характерны карбонатные породы - известняки, писчий мел, доломиты, мергели, широко распространены пески, глины, песчаники, аргиллиты, реже встречают378 Общая геология ся конгломераты, эвапориты, угленосные отложения, фосфориты. Кроме того, в состав чехла могут входить покровы континентальных базальтов (платобазальты) и изредка кислые вулканиты. Для многих платформ типичны покровно-ледниковые отложения. Молодые платформы занимают значительно меньшую площадь континентов (около 5 %) и располагаются либо по периферии древних платформ, как Восточно- и ЗападноЕвропейские, Восточно-Австралийская и Патагонская, либо между ними, например Западно-Сибирская платформа между древними Восточно-Европейской и Сибирской. Рельеф молодых платформ – равнины и низменности – аналогичен таковому древних платформ. От последних они отличаются большей дислоцированностью чехла, меньшей степенью метаморфизма пород фундамента и значительной унаследованностью структур чехла от структур фундамента. Фундамент молодых платформ составляют испытавшие денудацию складчатые пояса, закончившие свое развитие в позднем силуре-среднем девоне (каледонские), в поздней пермисреднем триасе (герцинские) или в ранней-средней юре (киммерийские). Они сложены в основном фанерозойскими осадочновулканогенными породами, испытавшими складчатые деформации и слабый (зеленосланцевая фация) или даже только начальный метаморфизм, хотя встречаются и блоки глубоко метаморфизованных докембрийских пород, составлявшие некогда микроконтиненты в подвижных поясах фанерозоя. Граниты и другие интрузивные образования играют подчиненную роль в составе этого фундамента, который в отличие от фундамента древних платформ называется не кристаллическим, а складчатым. От чехла он отличается не столько метаморфизмом, сколько высокой дислоцированностью. В зависимости от возраста завершающей складчатости этого фундамента молодые платформы или их части подразделяются на эпикаледонские, эпигерцинские, эпикиммерийские (см. рис. 18.2). Осадочный чехол молодых платформ имеет в основном юрский или мел-четвертичный возраст и значительно меньшую мощность, редко превышающую 2–3 км. 379 Байбатша А. Б. Наиболее крупными структурами континентальных платформ, которые выделяются по положению фундамента, являются щиты и плиты (рис. 18.6, 18.7). Рис. 18.6. Схема главнейших элементов строения древней платформы на примере Восточно-Европейской платформы (по М. В. Муратову): 1 – кристаллический фундамент платформы; 2 – доплитный (рифей) и плитный (девон, карбон, пермь) комплексы; 3 – разломы Щиты характерны для древних платформ. Это крупные, в тысячу и более километров в поперечнике, площади выхода на поверхность платформенного фундамента. В течение большей части истории геологического развития они испытывают устойчивое воздымание (и, следовательно, денудацию), лишь изредка и ненадолго покрываясь мелким морем. Примерами этих структур служат Алданский, Анабарский, Балтийский, Канадский, Украинский щиты. В зарубежной литературе для архейских щитов или их частей часто употребляется название кратон (кратоны Каапваальский, Сьюпириор, Слейв, Северо-Атлантический и т.д.). Менее крупные выходы на поверхность фундамента, длительное время перекрывавшиеся осадками, называют кристаллическими массивами (например, Воронежский массив); они обычно образуют ядра антеклиз. Рис. 18.7. Основные структуры платформ по [7]: 1 – щит, 2–3 – плита: 2 – синеклиза, 3 – антеклиза 380 Общая геология Плиты – части платформ с развитым осадочным или вулканогенно-осадочным чехлом, обладающие тенденцией к опусканию (Западно-Сибирская, Русская, Скифская, Аравийская и др.). По площади они не уступают щитам или даже превосходят их. Фундамент молодых платформ целиком или почти целиком перекрыт чехлом, и по этой причине их часто называют просто плитами. Помимо щитов и плит в структуре платформ нередко выделяются зоны перикратонных опусканий – окраинные перикратонные прогибы (см. рис. 18.6). Такие зоны наиболее отчетливо выражены между щитами и подвижными поясами (АнгароЛенская зона Сибирской платформы, зона Великих Равнин между Канадским щитом и Скалистыми горами). Зоны перикратонных опусканий характеризуются пологим моноклинальным или ступенчато-моноклинальным погружением фундамента в сторону смежных подвижных поясов. Эти зоны представляют внутренние части пассивных континентальных окраин (отвечают внутреннему шельфу) и отличаются повышенной мощностью (до 10–12 км) морских осадков по сравнению с плитами. В пределах плит как древних, так и молодых платформ выделяют более мелкие структурные элементы – антеклизы, синеклизы и авлакогены (см. рис. 18.6, 18.7). Эти структуры сложены породами платформенного чехла, но их морфология во многом определяется строением поверхности фундамента. Антеклизы представляют собой пологие поднятия в сотни километров в поперечнике, имеющие форму сводов с утоненным (мощностью не более 1–2 км) чехлом и приподнятым фундаментом (см. рис. 18.7). Разрез чехла обычно изобилует перерывами в осадконакоплении и сложен мелководными или континентальными отложениями. Иногда в центре антеклиз имеются относительно небольшие выходы фундамента (Воронежская антеклиза Русской плиты, Оленекская антеклиза в Сибири, Каракумская – в Средней Азии и др.). В некоторых случаях антеклизы являются как бы многовершинными; эти вершины именуются сводами (Татарский и Токмоковский своды ВолгоУральской антеклизы). Синеклизы – обширные, пологие, почти плоские прогибы, под которыми фундамент опущен, а мощность чехла достигает 3–5 и более километров (Московская, Тунгусская, Амударьин381 Байбатша А. Б. ская и другие синеклизы). Они отличаются более полным и глубоководным разрезом осадочного чехла. Подобно тому, как антеклизы могут распадаться на несколько сводов, синеклизы могут состоять из нескольких впадин, разделенных сводами или седлами. Несколько таких впадин различают в пределах Тунгусской синеклизы. Синеклизы обычно граничат с антеклизами или со щитами. Встречаются они и в пределах самих щитов. Углы наклона слоев в пределах синеклиз и антеклиз, как правило, не превышают 1о. Авлакогены (от греч. – бороздой рожденные) – линейные грабен-прогибы, протягивающиеся на многие сотни километров при ширине в десятки, иногда более сотни километров и выполненные мощными толщами осадков, а нередко и вулканитов, среди которых особенно характерны базальты повышенной щелочности. Среди осадков типичны соленосные и угленосные формации. Развитие авлакогенов сопровождается опусканием фундамента и одновременным формированием платформенного чехла. Глубина залегания фундамента нередко достигает 10–12 км, а кора и литосфера в целом утонены, что объясняется подъемом разуплотненной мантии. Такое глубинное строение характерно для континентальных рифтов. Их древней и погребенной разновидностью – палеорифтами – авлакогены и являются. Примерами авлакогенов могут служить Тиманская, Пачелмская (см. рис. 18.6) и Днепрово-Донецкая структуры. Авлакогены чаще всего формировались в рифее и слагают нижний структурный подъярус платформенного чехла. В верхней части чехла авлакогены могут быть выражены развитыми над ними синеклизами или зонами складчатости с образованием валов. Валы представляют собой пологие линейные поднятия протяженностью в несколько десятков километров; как правило, они состоят из более мелких антиклинальных структур. В осевой части широких авлакогенов нередко наблюдаются горстовые поднятия, как, например, Сунтарский горст в Вилюйском авлакогене. В пределах авлакогенов и глубоких синеклиз с мощными соленосными толщами широко распространены соляные диапиры - купола и валы (например, в ДнепровоДонецком авлакогене и Прикаспийской синеклизе). 382 Общая геология 18.2.2. Подвижные пояса Среди подвижных поясов континентов различают складчатые пояса, эпиплатформенные орогены и рифты. Складчатые пояса – линейные планетарные структуры протяженностью во многие тысячи километров и шириной, как правило, более 1000 км, занимают окраинно-континентальное или межконтинентальное положение, разделяя и обрамляя континентальные платформы (Тихоокеанский, Урало-Охотский, Средиземноморский, Северо-Атлантический, Арктический пояса) (рис. 18.8). Прежде их называли геосинклинальными или геосинклинально-орогенными, складчатыми геосинклииальными поясами, а в современной литературе – просто складчатыми или орогенными, имея в виду первичный (эпигеосинклинальный в прежней терминологии) орогенез, непосредственно сменяющий режим преобладающих погружений и накопления морских осадков. Рис. 18.8. Главные складчатые пояса фанерозоя (по К. Сайферту, Л. Сиркину, 1979) с изменениями: 1 – складчатые пояса (Т – Тихоокеанский, УО – Урало-Охотский, С – Средиземноморский, СА – Северо-Атлантический, А – Арктический); 2 – древние платформы (кратоны) и их фрагменты Эти очень сложные и разнообразные по строению и развитию структуры (рис. 18.9), включающие фрагменты континентов, островных дуг, образований ложа океана и окраинных морей, 383 Байбатша А. Б. начали формироваться в рифее (1–0,85 млрд лет назад), имеют длительную историю развития с неоднократной сменой тектонических обстановок и представляют собой орогенные покровноскладчатые сооружения с повышенной мощностью континентальной коры (70–75 км) и сильно расчлененным рельефом. Они сложены мощными (20–30 км) толщами вулканогенных и осадочных пород, интенсивно смятыми в складки и перемещенными относительно друг друга, часто по пологим зонам разломов. Это тектонически активные области континентов с большим размахом и контрастностью тектонических движений, отличающиеся высокой сейсмичностью и интенсивно проявленными процессами магматизма и метаморфизма. Для них характерны значительные скорости и амплитуды тектонических движений. Рис. 18.9. Схема строения Монголо-Охотской складчатой области Урало-Охотского пояса (Н. Л. Добрецов, 1986, с упрощениями): 1, 2 – кристаллический фундамент платформ; раннеархейского (1) и раннепротерозойского (2) возраста; 3 – позднедокембрийские складчатые области (байкалиды); 4 – докембрийские массивы в фанерозойских складчатых областях; 5–8 – складчатые области: ранне- (5) и позднекаледонские (6), герцинские (7), киммерийские (8); 9, 10 – области распространения островодужных формаций (9) и коллизионных гранитоидов (10); 11 – глаукофановые сланцы; 12 – эклогиты; 13–15 – пояса офиолитов (реликтов океанической коры): 13 – байкальские, 14 – каледонские, 15 – герцинские; 16 – разломы 384 Общая геология От соседних континентальных платформ складчатые пояса отделяются прогибами, наложенными на опущенные края этих платформ (в случае сочленения с плитой), либо краевыми швами (рис. 18.10), представленными глубинными разломами или зонами пологих надвигов – шарьяжей, вдоль которых пояса оказываются непосредственно надвинутыми на щиты платформ на десятки, реже сотни километров. Рис. 18.10. Схема сочленения платформы со складчатым поясом по [7]: а – посредством краевого шва; б – посредством передового прогиба. Породы накопленные: 1 – до горообразования; 2 – после горообразования; 3 – до орогенеза; 4 – во время орогенеза; 5 – после орогенеза; 6 – краевой шов Долгое время в геологии господствовала геосинклинальная концепция развития подвижных поясов, основанная на представлениях о том, что складчатые системы закономерно возникают в результате эволюции линейных зон интенсивного погружения и осадконакопления, получивших название геосинклиналей. Учение о геосинклиналях зародилось в Америке во второй половине XIX в. (Дж. Холл, 1859; Дж. Дана, 1873), а в дальнейшем развивалось многими зарубежными и отечественными учеными – М. Бертраном, Г. Штилле, Дж. М. Кэйем, Ж. Обуэном, А. Д. Архангельским, Н. С. Шатским, В. В. Белоусовым, А. Л. Яншиным, А. А. Богдановым, Н. Г. Кассиным, М. В. Муратовым, В. Е. Хаиным, Э. Огом, Э. Краусом, Э. Арганом, Р. Штаубом и др. 385 Байбатша А. Б. В рамках учения о геосинклиналях была разработана довольно стройная концепция стадийного их развития по пути превращения морского бассейна в свою противоположность – складчатое сооружение – ороген. Однако последующие научные открытия, особенно в области геологии океана, выявили в этих представлениях ряд недостатков (неверная интерпретация геодинамики развития океанских бассейнов, отрицание важной роли горизонтальных движений – растяжения и сжатия, неприменение метода актуализма, излишний детерминизм – признание единой схемы развития геосинклиналей и т. д.) и создали объективные предпосылки для разработки принципиально новой актуалистической концепции – тектоники литосферных плит, получившей в настоящее время широкое признание среди геологов мира. Еще в начале XX в. Ф. Тейлором и А. Вегенером была предложена гипотеза дрейфа континентов, положившая начало новому направлению в геотектонике – мобилизму, допускавшему, в противоположность фиксизму, крупные горизонтальные перемещения континентальных масс. Основы современной тектоники литосферных плит разработаны в 1961–1968 гг. усилиями американских, английских, канадских и французских геофизиков и геологов (Г. Хесс, Р. Дитц, Б. Айзекс, Дж. Оливер, Л. Сайкс, Дж. Морган, Д. Маккензи, Ф. Паркер, К. Ле Пишон, Дж. Дьюи, Дж. Берд, У. Диккинсон, Дж. Т. Уилсон и др.). В России существенный вклад в развитие тектоники литосферных плит внесли В. Е. Хаин, Л. П. Зоненшайн, Н. Л. Добрецов, Ч. Б. Борукаев, О. Г. Сорохтин, С. А. Ушаков. С позиций тектоники литосферных плит вместо фиксистского объяснения развития складчатых поясов (геосинклиналей) только процессами в мантии, происходящими непосредственно в основании поясов с преобладанием вертикальных тектонических движений без сколько-нибудь существенного растяжения и сжатия, в качестве первопричины выступают перемещения литосферных плит, вызывающие сначала растяжение и раздвиг континентальной коры с новообразованием и разрастанием коры океанского типа – рифтогенез и спрединг, а затем сжатие – субдукцию (поддвиг) океанской коры под континентальную, аккрецию и коллизию поясов со 386 Общая геология всеми сопутствующими явлениями – складчатостью, метаморфизмом, гранитизацией и горообразованием. Складчатые пояса в их геологическом прошлом (на определенных стадиях развития) представляли собой активные окраины континентов и межконтинентальные пространства с достаточно сложным строением, включавшим элементы пассивных окраин, окраинные глубоководные моря, островные дуги с задуговым и, междуговыми и преддуговыми прогибами, глубоководные желоба (все это ранее описывалось как частные геосинклинали и геоантиклинали), срединно-океанские хребты, микроконтиненты (срединные массивы), которые впоследствии в результате конвергенции (схождения) превращались в складчато-орогенные сооружения. Развитие поясов приводит к преобразованию тонкой океанской коры в мощную континентальную и наращиванию континентов, вследствие чего их называют первичными орогенами. После завершения развития и денудации складчатые пояса образуют фундамент молодых платформ. Современными, развивающимися аналогами этих структур являются окраинноконтинентальные подвижные пояса, охватывающие зоны перехода между океанами и континентами. Складчатые пояса подразделяются на складчатые области крупные отрезки поясов, различающиеся историей развития, строением и отделенные друг от друга крупными поперечными разломами или пережимами (например, Восточно-Казахстанская, АлтаеСаянская и Монголо-Охотская области Урало-Охотского пояса). В пределах областей выделяются складчатые системы – отчетливо линейные структуры протяженностью более тысячи километров, разделяющиеся жесткими блоками земной коры – срединными массивами (Уральская, Южно- и СевероТяньшаньская системы, Большой Кавказ и др.). В складчатых системах различают внутренние (эвгеосинклинальные) и внешние (миогеосинклииальные) зоны. Внутренние зоны, заложенные на океанской коре, характеризуются высокой вулканической и интрузивной активностью и большой мощностью отложений. В их пределах широко развиты офиолиты – реликты океанской коры, граувакки, кремнистые и вулканогенные породы. 387 Байбатша А. Б. Внешние зоны формируются на континентальной коре прилегающей платформы в условиях внешнего шельфа и континентального склона и, как правило, отличаются отсутствием магматизма. В их пределах преобладают терригеные и карбонатные отложения. Срединные массивы чаще всего представляют собой фрагменты континентальных платформ, за счет раздробления которых возникли складчатые области (пояса), и по аналогии с подобными структурами в современных океанах получили название микроконтинентов. Форма срединных массивов обычно угловато-изометричная при ширине порядка нескольких сотен километров, реже более 1000 км. Крупные срединные массивы отличаются большой устойчивостью и приближаются к настоящим платформам (Таримский, Индосинийский массивы). Складчатые системы состоят из отдельных синклинориев и антиклинориев (рис. 18.11). Синклинории – отрицательные структуры, испытавшие длительное погружение и интенсивную складчатость на завершающих стадиях развития. Они обычно характеризуются большими мощностями вулканогенных и осадочных толщ, преобладанием тонкообломочных пород, полнотой стратиграфического разреза без длительных перерывов и резких несогласий. Зеркало складчатости (условная поверхность, огибающая вершины складок) в синклинориях имеет вогнутую форму (рис. 18.11 в). Рис. 18.11. Основные структуры складчатых систем: а – блок-диаграмма складчатой системы: 1 – антиклинории, 2 – антиклинали, 3 – синклинали, 4 – синклинории; б – антиклинории (I) и синклинории (II) в разрезе; 1 – палеозой, 2 – триас, 3 – юра и мел, 4 – разломы; в – зеркало складчатости: 1 – антиклинория, 2 – синклинория 388 Общая геология Антиклинории – положительные складчатые структуры, разделяющие синклинории и граничащие с ними обычно по крупным разломам. В отличие от синклинориев, им свойственны преобладание положительных движений над отрицательными, меньшие мощности толщ, преимущественное распространение грубообломочпых пород, сокращенные разрезы с частыми перерывами и несогласиями. Складки, образующие антиклинории, имеют общую антиклинальную форму и выпуклое зеркало складчатости. Антиклинории и синклинории, в свою очередь, состоят из большого числа антиклиналей и синклиналей разных размеров (см. рис. 18.11). Эпиплатформенные орогены (внутриконтинентальные орогенные пояса) образуются на месте территорий, длительное время представлявших собой платформу, то есть их формированию предшествовал платформенный этап развития, вследствие чего они получили название вторичных орогенов («возрожденные горы», по В. А. Обручеву), а процессы, в результате которых возникали эти структуры, называют тектонической активизацией платформ. Тектоническая или тектоно-магматическая активизация происходила неоднократно, начиная с позднего докембрия до неоген-четвертичного времени, в большинстве случаев совпадая с фазами орогенеза в складчатых поясах. Эпиплатформенные орогенные пояса обычно обладают горным рельефом, в котором хребты чередуются с межгорными впадинами, а по высоте в общем не уступают горным сооружениям складчатых поясов. В целом это сводово-глыбовые постройки, состоящие из мегантиклиналей и мегасинклиналей (рис. 18.12). От платформенных областей они могут быть отделены предгорными впадинами, которые, так же как и межгорные впадины, сложены мощными (10–12 км и больше) толщами континентальных, преимущественно грубообломочных отложений. Кора эпиплатформенных орогенов относится к континентальному типу и обычно имеет мощность 50–60 км. Сейсмичность, как правило, высокая, но магматическая активность (вулканизм и гранитоидные интрузии) свойственна не всем эпиплатформенным орогенам, нередко проявляясь лишь в виде базальтовых излияний, а местами она и вовсе отсутствует. 389 Байбатша А. Б. Рис. 18.12. Тип структур эпиплатформенного орогенного пояса Тянь-Шаня, восстановленный по деформациям мезозой-кайнозойских поверхностей выравнивания. Южный Тянь-Шань (по Н. П. Костенко): 1 – разломы; 2 – поверхности выравнивания; 3 – складки первого порядка (мегантиклинали и мегасинклинали); 4 – отложения неогена-антропогена; 5 – донеогеновые образования Среди современных эпиплатформенных орогенов различаются три основных типа. Главный из них представлен структурами, непосредственно примыкающими к складчатым поясам (перигеосинклинальные вторичные орогены, по В. Е. Хаину). Образование их связано с орогенезом в смежных складчатых поясах и протекает в условиях сжатия. Наиболее крупным и типичным представителем этих структур является ЦентральноАзиатский пояс, включающий горные системы Алтая, ТяньШаня, Гиндукуша, Памира, Прибайкалья, Забайкалья, Становой Хребет, Хинган, Куньлунь, Циньлин, Тибетское нагорье. К этому же типу принадлежат Восточные скалистые горы и плато Колорадо в Северной Америке, восточные кордильеры Анд и Сьерра-Пампа в Аргентине, Передовой хребет Большого Кавказа, Горный Крым, Юрские горы, тяготеющие к западной части Альпийско-Гималайского пояса. К другому типу относятся эпиплатформенные орогены, располагающиеся в пределах пассивных окраин континентов (периокеанские), такие как Аппалачи, Скандинавские горы, Мозамбикский пояс Восточной Африки, Атлантический пояс Бразилии. Предполагается, что они образовались в результате 390 Общая геология напряжений сжатия, источником которых являлись рифтовые зоны срединно-океанских хребтов. Особый тип эпиплатформениых орогенов составляют линейные и изометричные поднятия в глубине платформы, вдали от складчатых поясов и океанов (внутриплатформенные вторичные орогены). К числу линейных поднятий относятся Уральский и Тиманский кряжи, а к изометричным - плато Деканское на Индостанской, Путарано на Сибирской и Карру на Африканской платформах. Возникновение линейных орогенов связывается со сжимающими напряжениями вдоль древних швов внутри платформ, а изометричных – с выступами астеносферы и восходящими конвективными течениями в мантии. Континентальные рифты (от англ. rift – расщелина, трещина) – системы сейсмически активных грабенов-прогибов, возникших в результате растяжения и уплотнения литосферы, сопровождаемого на глубине выступами астеносферного слоя или мантийными струями, обусловившими подъем повышенного теплового потока и активную магматическую деятельность. В большинстве своем они сформировались в неоген-четвертичное время на месте крупных сводовых поднятий континентальной коры (рис. 18.13). Однако в последние годы все чаще выявляются рифты палеозойского и даже докембрийского возраста. Образование рифтов также можно отнести к процессам тектонической активизации платформ. Активным рифтовым зонам континентов присущи расчлененный рельеф, сейсмичность, вулканизм, которые отчетливо контролируются крупными разломами, преимущественно сбросами. Центральное положение в рифтовой зоне обычно занимает долина шириной 40–50 км, ограниченная сбросами, нередко образующими ступенчатые системы. Такая долина иногда протягивается вдоль сводового поднятия земной коры (например, Кенийский рифт), но может формироваться и без него. В пределах рифтовой долины развиты осадочные и магматические комплексы мощностью 7–10 км; по краям рифтов - поля лавовых покровов. Осадочные толщи обычно континентального, реже морского происхождения. Магматические образования представлены вулканитами основного, щелочного, в меньшей степени кислого состава и их интрузивными гомологами. 391 Байбатша А. Б. Рис. 18.13. Строение Байкальской рифтовой зоны (по В. П. Солоненко и Н. Л. Флоренсову, 1968, с изменениями): 1 – неоген-четвертичное осадочное выполнение рифтов; 2 – неоген-четвертичные платобазальты; 3 – потухшие четвертичные вулканы; 4 – край Сибирской платформы; 5 – контуры сейсмического пояса с интенсивностью землетрясений до М-6,5; 6 – сбросы; 7 – граниты (протерозой); 8 – метаморфический нижний протерозой; 9 – архей (мраморы, сланцы, гнейсы) Тектонические блоки на обрамлении рифта бывают приподняты до отметок 3000–3500 м и более. Нередко рифты осложнены продольными или диагональными приподнятыми блоками – горстами. Протяженность континентальных рифтов – сотни и даже тысячи километров при ширине от первых километров до десятков и сотен километров. Наиболее известными представителями этих структур являются ВосточноАфриканский пояс, Байкальский (см. рис. 18.13) и Рейнский рифты. Как уже отмечалось, древними аналогами рифтов являются авлакогены. 392 Общая геология 18.2.3. Глубинные разломы Термин глубинный разлом был предложен А. В. Пейве в 1945 г. для региональных и планетарных разрывных структур земной коры, обладающих большой протяженностью и значительной глубиной заложения, с которыми в течение длительного периода времени связаны интенсивные тектонические, магматические и метаморфические процессы. Но само учение о глубинных разломах возникло раньше, когда У. Хоббс в опубликованной в 1911 г. работе показал, что основные направления рельефа земной поверхности и многих тектонических структур определены первоначальной сетью разломов (линеаментов), закономерно ориентированной относительно оси вращения Земли. Важное значение таких разломов в строении земной коры отмечали: А. П. Карпинский, Э. Зюсс, В. А. Обручев, а позже Н. Г. Кассин, В. А. Николаев, В. П. Нехорошев, Е. А. Кузнецов и многие другие ученые. Однако лишь в 1945 г. после опубликования работы А. В. Пейве «Глубинные разломы в геосинклинальных областях» учение о глубинных разломах получило четко выраженное оформление и начало быстро развиваться. Его дальнейшая разработка позволила установить смещение вдоль глубинных разломов крупных блоков земной коры и литосферных плит и объяснить этим развитие разрывов, возникновение складок, вулканизм и интрузивный магматизм. Были намечены глобальные закономерности размещения и ориентировки крупных (планетарных) линий разломов (линеаментов), главными направлениями которых считаются сопряженные ортогональная (меридионального и широтного простирания) и диагональная (северо-западного и северовосточного простирания) системы, образующие в совокупности регматическую сеть, связанную с перестройкой фигуры Земли при изменении скорости или положения оси ее вращения. В пределах континентов глубинные разломы разделяют крупные блоки земной коры, различающиеся тектоническим режимом, структурой и историей развития (рис. 18.14). Они пересекают как платформы, так и складчатые пояса. Протяженность глубинных разломов исчисляется сотнями и тысячами километров. Так, Каратауский разлом в Казахстане протягивается на 750 км, Эльбинский линеамент в Центральной Европе про393 Байбатша А. Б. слеживается в юго-восточном направлении на 1600 км, Главный Уральский разлом имеет протяженность более 2000 км. Рис. 18.14. Схема строения Северо-Байкальского глубинного краевого шва (по В. А. Наумову, 1974): I – Сибирская платформа; II – Байкальская складчатая область. 1 – глубинные разломы краевого шва (взбросы, надвиги, сбросы); 2 – продольные и диагональные разрывы сколового типа; 3 – поперечные разрывные нарушения отрыва (сбросы, сбросо-сдвиги); 4 – разломы отрыва в фундаменте (пунктир) по геофизическим данным; 5 – те же, но интрудированные трапповой магмой; 6 – мелкие разрывы в чехле платформы; 7 – глубинные разломы складчатой области (взбросы, сбросы); 8 – крупные и мелкие разрывы складчатой области; 9 – направление сдвиговых смещений по краевому шву 394 Общая геология На поверхности и в верхних частях земной коры глубинные разломы выражены зонами (поясами) тектоно-метаморфического преобразования горных пород (зонами динамического влияния разломов, по С.И. Шерману) шириной от нескольких километров до десятков километров, в пределах которых наблюдается концентрация крупных продольных разрывов и сопровождающих их более мелких смещений и трещин, проявлений различных форм магматизма, интенсивной складчатости и динамометаморфизма (рис. 18.15). Блоки пород, зажатые между отдельными разрывами, подвергаются кливажу и рассланцеванию, вплоть до образования динамосланцев. Часто в зонах разломов сосредоточиваются узкие линейные складки, прямые или наклонные и опрокинутые в соответствии с направлением перемещения крыльев разломов. Характерны дайковые пояса, интрузии разного состава, в том числе и ультраосновные. Наличие последних является одним из признаков глубинности разломов. Весьма показателен контроль зонами разломов вулканической деятельности, что выражается в линейном расположении цепочек вулканических центров. К зонам разломов на глубине приурочены гипоцентры землетрясений, магматические очаги и протрузии серпентинизированных пород мантии. В геофизических полях глубинные разломы выражаются гравитационными ступенями и линейными положительными магнитными аномалиями. По глубине проникновения глубинные разломы можно разделить на коровые, литосферные и мантийные. Коровые достигают поверхности Мохо (Мохоровичича). Литосферные пересекают земную кору, верхнюю мантию и затухают в астеносфере. Многие из них при этом смещают границу Мохо с амплитудой 10–20 км. Мантийные (сверхглубокие) разломы устанавливаются по гипоцентрам землетрясений, объединяемых в сейсмофокальные зоны. Они фиксируются вдоль активных окраин континентов и островных дуг и прослеживаются до глубины 650–750 км. По кинематическим и динамическим признакам глубинные разломы подразделяют на глубинные сбросы и раздвиги, взбросы, надвиги и сдвиги, то есть разломы, связанные с растяжением, сжатием или сдвигом. Но такое деление весьма условно. 395 Байбатша А. Б. Рис. 18.15. Схема геологического строения Котуйкан-Монхолинской зоны глубинного разлома (по В. С. Рачкову, 1988): 1 – архейские метаморфические породы Анабарского щита; 2–3 – тектониты, мигматиты и диафториты: 2 – амфиболитовой фации метаморфизма (а – площадного, б – локального распространения), 3 – зеленосланцевой фации; 4 – гранитоиды (а – гранодиориты, б – граниты); 5 – анортозиты и сопровождающие их породы; 6 – линейные зоны тектонитов (а – милонитов, б – катаклазитов); 7 – граница Анабарского щита; 8 – элементы залегания полосчатости (а – крутые ( > 80°), б – наклонные (50–80°), в – пологие ( < 50°)) 396 Общая геология Глубинные разломы в течение длительной истории своего развития могут неоднократно менять характер и направление перемещения разделяемых блоков и переходить из одного качества в другое. В наибольшей мере глубинным разломам, возникшим в условиях тангенциального сжатия, отвечают так называемые сутуры, или швы, маркирующие зоны столкновения, коллизии литосферных плит. Это важнейшие элементы строения складчатых поясов. Их характерными признаками являются распространение офиолитов (древней коры океанического типа, обычно в виде меланжа) и глаукофановых сланцев (продуктов метаморфизма высокого давления и низкой температуры). Примерами наиболее древних (позднеархейских-раннепротерозойских) сутур могут служить Криворожский разлом Украинского щита, разделяющий Кировоградский и Среднеприднепровский архейские блоки; Ботническо-Ладожская зона разломов на Балтийском щите между Свекофенским и Карельским блоками и др. К числу более молодых сутур относятся линия Николаева и Южно-Ферганская зона разломов в Тянь-Шане. Глубинные сбросы образуются в условиях растяжения земной коры при формировании авлакогенов и рифтов (ДнепровоДонецкий авлакоген, Рейнский грабен, Байкальский рифт), а также ограничивают крупные впадины в фундаменте платформ (Прикаспийская впадина). На поверхности они выражены зонами со ступенчатым строением, поверхностями вертикального смещения или крутым падением этих поверхностей в сторону внутренней опущенной части структуры. Амплитуда опусканий достигает нескольких километров. К разряду глубинных разломов – раздвигов могут быть отнесены континентальные рифтовые системы в начальной стадии развития – узкие «щелевидные» рифты, обрамленные глубинными сбросами. В своем дальнейшем развитии они перерождаются в дивергентные границы плит, что видно на примере Восточно-Африканской рифтовой системы, развитие которой уже привело к откалыванию Аравийской плиты от Африканской. Глубинные сдвиги обычно приурочены к складчатым поясам. Они развиваются как граничные поверхности горизонтально перемещающихся блоков земной коры или литосферы и 397 Байбатша А. Б. обычно сопровождаются раздвиговыми составляющими. Протяженность сдвигов может превышать 1000 км, а амплитуда смещения достигает сотен километров: сдвиг Сан-Андреас в Калифорнии – 580 км, Таласо-Ферганский и Центральный Сихотэ-Алиньский сдвиги – около 200 км. К древним глубинным сдвигам можно условно отнести трансформные разломы, в том или ином виде сохранившиеся в фундаменте платформ и существовавшие на доорогенном этапе их развития. Такие поперечные зоны намечаются, например, в Северо-Американских Кордильерах, на продолжении гигантских трансформных разломов Тихого океана – Мендосино и др. 18.3. Краткая история формирования земной коры Основываясь на современных представлениях о внутреннем строении нашей планеты и результатах региональных геологических исследований, можно представить историю формирования земной коры с момента ее зарождения до наших дней. Естественно, однако, что эта история изобилует «белыми пятнами», а отдельные этапы ее известны лишь в самых общих чертах. Поэтому достаточно сложную историю формирования коры нашей планеты схематично можно представить в виде нескольких этапов. Догеологический этап (4,6–4,0 млрд лет назад) соответствует времени формирования первичной базальтовой оболочки. С одной стороны, дегидратация базальтов приводила к выделению воды и образованию гидросферы, с другой стороны, первичные базальты в результате метаморфизма превращались в зеленокаменные основные породы. Впоследствии базальтовая оболочка подвергалась еще более глубокому метаморфизму (в результате погружения под массой вышележащих пород в условиях высоких давлений и температур). На этом этапе наша планета, повидимому, практически целиком была покрыта единым океаном небольшой глубины – Панталассой. Эоархейскому этапу (4,0–3,6 млрд лет назад) соответствует одна из наименее изученных страниц истории нашей планеты – образование гранитного слоя, лежащего в основании современных континентов. 398 Общая геология Изучение выявленных практически на всех континентах «серых гнейсов» кислого состава позволяет считать, что в течение этого этапа происходило интенсивное выплавление из мантии гранитоидов. Кроме того, можно полагать, что в конце этапа существовали и атмосфера, и гидросфера, начались процессы денудации суши и седиментации – экзогенных процессов. На среднеархейском (палео-, мезоархей) этапе (3,6–2,8 млрд лет назад) происходило формирование первых геосинклинальных областей на нашей планете. В течение позднего архея–раннего протерозоя накапливались мощные толщи геосинклинальных формаций, которые подвергались интенсивному метаморфизму. Завершился процесс гранитизации (включающий интенсивные проявления кислого вулканизма), приведший к увеличению общей мощности коры на некоторых ее участках до 30 км. В конце архея, т.е. в неоархее (2,8–2,5 млрд л.н.) континентальная кора стабилизировалась, а в начале протерозоя (2,5–2,3 млрд л.н.) образовала единый суперконтинент – Пангею 0. И эта Пангея по различным понятиям могла соответствовать от 60 до 80 % объему коры. На другой конце планеты находилась единый мировой океан – Панталасса. В первой половине палеопротерозоя (до 2,2 млрд лет) в результате процесса охлаждения коры литосфера, обладавшая жесткостью и хрупкостью, начинает растрескиваться и в суперконтиненте появляются рифтовые впадины и разрывы. Во второй половине палеопротерозоя (2,2–1,9 млрд л.н.) этот процесс усиливается, начинается дробление суперконтинента Пангея 0 с образованием множества блоков-микроконтинентов, достигающих в поперечнике сотни и тысячи км. Они утончаются (рифтинги) и полностью разрываются (спрединги), а между раздробленными блоками образуются достаточно глубоководные бассейны. В течение раннего протерозоя в органическом мире формируются сине-зеленые водоросли – строматолитовые построения (их толщина местами достигает сотни метров). От фотосинтезирующей деятельности этих водорослей выделяется кислород, начинает изменяться состав атмосферы. Появление в атмосфере свободного кислорода в свою очередь обеспечивает быстрое развитие животного мира. 399 Байбатша А. Б. В конце палеопротерозоя (1,8–1,6 млрд л.н.) переход протогеосинклиналей в складчато-надвиговые системы приводит к объединению блоков континентальной коры и образованию нового суперконтинента Пангея I, морские воды вновь объединяются в Панталассу. Первоначальные архейские глыбы, а затем палеопротерозойские складчатые системы служили основанием кристаллических фундаментов древних платформ (Восточная Европа, Сибирь, Китайско-Корейская и др.). В начале рифея, т. е. мезопротерозоя (1,6–1,4 млрд л.н.) начинается новое дробление суперконтинента Пангея I и в среднем рифее этот процесс усиливается. Однако в конце этого времени суперконтинент снова восстанавливает свою целостность. Начало позднего рифея ознаменуется вновь усилением дробления (деструкции) суперконтинента, появлением бассейнов с морским или переходным типом коры. В органическом мире появляются бесскелетные многоклеточные организмы. В конце протерозоя (0,85–0,541 млрд л.н.) все платформы начинают объединяться в единый суперконтинент Пангея II, появляется впадина Тихого океана. В результате байкальского (рифейского) тектонического цикла ряд новых участков континентальной коры переходит в платформенный этап и древние платформы завершали свое формирование (см. рис. 18.2) Палеозойский этап (541–252,6 млн лет назад) характеризуется активным развитием геосинклинальных подвижных поясов – Северо-Атлантического, Урало-Охотского, Средиземноморского. В конце раннего палеозоя в результате складкообразования, получившего название каледонского тектогенеза, возникли горные сооружения – каледониды. Платформы, образовавшиеся после их денудации, названы эпикаледонскими. Фундамент этих платформ сложен породами нижнего палеозоя и более древними, метаморфизованными, смятыми в складки, нарушенными разломами, прорванными многочисленными интрузиями. В состав платформенного чехла эпикаледонских платформ входят неметаморфизованные, практически горизонтально залегающие породы верхнего палеозоя, мезозоя и кайнозоя. Тектогенез среднего и позднего палеозоя получил название герцинского (варисцийского). Горные складчатые сооружения, образовавшиеся на этом этапе, называются герцинидами. На 400 Общая геология обширных пространствах герциниды подвергались денудации и в результате возникли эпигерцинские (эпиварисцийские) платформы. В состав фундамента этих платформ входят породы палеозоя и более древние породы, метаморфизованные, интенсивно дислоцированные и прорванные интрузиями. Платформенный чехол образуют плащеобразно залегающие породы мезозоя и кайнозоя. В состав платформенного чехла иногда включают мощные толщи верхнего палеозоя (в основном перми). По существу к этому времени сформировались структурные планы Африканского и Австралийского континентов; к этому этапу относится объединение Европы и Азии и начало совместного существования крупнейшего континента северного полушария – Евразии. На мезозойско-кайнозойском этапе (начиная с 252,6 млн лет) продолжали развиваться горно-складчатые (геосинклинальные) пояса, заложенные еще в протерозое. Так, инверсия в ряде геосинклинальных областей, которая произошла в конце мезозойской эры, явилась проявлением следующего, мезозойского, тектогенеза. Он завершился образованием горных складчатых сооружений – мезозоид, после разрушения которых возникали эпимезозойские платформы. В начале мезозоя при объединении Лавразии и Гондваны континентальная кора была полностью стянута в единый суперконтинент Пагею II. На востоке эти континентальные массы была расчленена океаническим бассейном Тетис, который соединялся с Тихим океаном. В юрском периоде начинается раскол Пангеи II, в меловой период этот процесс усиливается. В середине альбского века продолжается объединение Южной Атлантики с Центральной Атлантикой. Африка отделяется от Южной Америки, Индостана и Антарктиды. А Индостан в свою очередь отделяется от Австралии и Антарктиды. К концу мела Атлантика продолжается на север и разъединяет Гренландию и Серверной Америки. Расширяется Индийский океан. Австралия отделяется от Антарктиды. В начале мезозоя (рэт-байос) уровень Мирового океана был близок к современному уровню или немного ниже его. После этого уровень начинает подниматься, достигнув максимума к концу мела. В сеноманском веке этот уровень поднимался выше 401 Байбатша А. Б. современного более чем на 500 м. В результате этого имело место самая сильная трансгрессия в фанерозое. Климат на Земле в течение мезозоя был теплым, оледенения не наблюдается. В мире животных на суше развивались рептилии и амфибии, появились птицы, на свет появились примитивные млекопитающие. В промежутке между мезозоем и кайнозоем (мел-палеоген) в мире животных имел место, начиная с кембрия самый крупный кризис. В кайнозое (начиная с 66,0 млн лет) продолжалось формирование горно-складчатых поясов (геосинклиналей); на отдельных участках уже наступил орогенный этап. Кайнозойская эпоха складчатости называется альпийской, а горные складчатые сооружения, возникшие в результате ее проявления, – альпидами. Формирование кайнозойских геосинклиналей завершилось в современную эпоху: здесь сосредоточены действующие вулканы, отмечаются высокая интенсивность тектонических движений и землетрясения (рис. 18.16). Рис. 18.16. Современные границы литосферных плит Таким образом, каждая последующая эпоха складчатости приводила к увеличению размеров консолидированных блоков 402 Общая геология литосферы. Наряду с этим отмечается усложнение их внутреннего строения, дифференциация режимов развития платформ и подвижных поясов. Эти особенности формирования земной коры отражают общую направленность ее развития – от эпох активизации к эпохам стабилизации, от геосинклинального режима к платформенному. В палеогене тектоническая активность возрастала, ее главой причиной стало столкновение Евразии с микроконтинентами, примкнувшими с юга (Иран, Афганистан, Индостан). Контуры океанов приближались к современным. Климат был теплым и влажным. Уровень Мирового океана в палеогене по сравнению с поздним мелом был несколько ниже, однако в середине олигоцена был повыше, чем современный. В конце олигоцена его уровень резко погружался и был примерно на 400 м ниже современного, только в середине миоцена он достиг современного уровня. В миоцене продолжалось формирование АльпийскоГималайского горного пояса, появились складчато-надвиговые сооружения, к которым относятся Апенинны, Карпаты, Динариды, Большой Кавказ, Копетдаг. Горообразование охватило и территории с платформенным режимом развития, например, Тянь-Шаньские, Алтайские, Саянские, Забайкальские, Памирские, Гиндукушские, Куньлуньские, Наньшаньские, Циньлинские, Тибетские и другие горные системы. Большинство их пиков достигали 7 км-го уровня. Горообразование в АльпийскоГималайском поясе интенсивно развивалось в течение неогена и достигло самых высоких уровней в четвертичном периоде. В четвертичном периоде под воздействием оледенений уровень Мирового океана резко колебался, изменялись и климатические условия, появились контрастные пояса. Человек на Земле появился около 3 млн лет назад, его численность сейчас превышает 7,0 млрд человек, населяя все уголки нашей планеты и люди начали осваивать даже космические пространства. Контрольные вопросы: 1. В чем суть и различие между фиксизмом и мобилизмом? 2. Назовите основные структурные элементы континентов. 3. Что такое платформы, какое строение они имеют? 403 Байбатша А. Б. 4. Назовите структурные элементы платформ. 5. Что такое подвижные пояса, их классификация, проявления в истории Земли? 6. Когда и где проявились эпиплатформенные орогены? 7. Характеристика глубинных разломов, их виды. 8. Что такое Пангея и Панталасса, как они формировались и изменялись? 9. Значение понятий каледонид, герцинид, мезозоид и альпид. 404 Общая геология 19. ГЕОЛОГИЯ ПЕРЕХОДНЫХ ЗОН «КОНТИНЕНТ - ОКЕАН» Переходные зоны между континентами и океанами, или континентальные окраины, занимают около 20 % площади Мирового океана. Особенностью переходных зон является развитие в их пределах земной коры переходного типа, подразделяемой на субокеанскую и субконтинентальную [8, 11]. Субокеанская кора отличается от океанской большей мощностью (до 15–20 км) за счет мощного осадочного слоя. Субконтинентальная кора по сравнению с континентальной обладает меньшей (не более 25 км) мощностью и более низкой степенью консолидированности, что отражается в пониженных скоростях сейсмических волн в низах коры (Vр = 5–5,5 км/с). В переходных зонах выделяют пассивные, активные и трансформные континентальные окраины. 19.1. Пассивные континентальные окраины Типичны для большей части Атлантического и Индийского океанов, за исключением отдельных их участков (Карибского моря и моря Скотия в Западной Атлантике, Андаманского моря в Индийском океане). Они характерны также для Северного Ледовитого и антарктической части Тихого океанов. Отличительной особенностью пассивных окраин является низкая сейсмическая и вулканическая активность. В строении пассивных окраин выделяют три главных структурных (и соответственно геоморфологических) элемента: шельф, континентальный склон и континентальное подножие. Шельф – затопленная водой часть континента, непрерывной полосой окаймляющая берега. Рельеф поверхности дна обычно прост и характеризуется выровненностыо, малым уклоном в сторону океана (в среднем, около 0°7–8'). Со стороны океана шельф ограничен четко выраженной бровкой (перегибом рельефа), расположенной на глубине от 100 до 200 м. Ширина колеблется от нескольких десятков километров до 1200–1300 км (максимальной шириной обладают моря Северного Ледовитого океана). Средняя ширина составляет 68 км, средняя глубина бровки – 132 м ниже уровня моря. 405 Байбатша А. Б. В пределах шельфа отлагаются самые разнообразные осадки, характеризующиеся лавинными скоростями осадконакопления. Под лавинной седиментацией (по А.П. Лисицыну) понимают быстрое (более 10 см/1000 лет) и сверхбыстрое (более 100 см/1000 лет) накопление осадка. На бровке шельфа пассивных континентальных окраин с аридным климатом формируются рифы. Их росту способствуют относительно небольшая глубина, прозрачность и постоянная температура воды, приток питательных веществ, медленное тектоническое погружение внешнего края шельфа, компенсирующееся непрерывным ростом рифовых построек. Типичным примером является современный Большой Барьерный риф пассивной окраины СевероВосточной Австралии. Шельфы пассивных окраин обычно подстилаются той же корой, что и прилегающая часть континента, но эта кора утонена до 25–30 км, разбита разрывными нарушениями и пронизана дайками магматических пород основного состава. Континентальный склон примыкает к шельфу. Его основание располагается на глубине от 1000 до 3500 м, иногда и глубже. Средний наклон поверхности составляет чуть более 3°, но может достигать 25°, а на отдельных участках 45°. Ширина варьирует от 8–10 до 250–270 км. Типичной особенностью континентального склона является система последовательно чередующихся уступов и субгоризонтальных ступеней и понижений, напоминающих подводные долины (прогибы). Кроме того, часто от бровки шельфа вниз континентальный склон рассечен многочисленными подводными каньонами. В сторону океана континентальный склон постепенно сменяется континентальным подножием. Переход склона в абиссальные океанские равнины характеризуется постепенным плавным уменьшением уклона океанского дна до почти горизонтального. Этот переход происходит на глубине от 3500 до 5 000 м. Ширина континентального подножия достигает многих сотен и тысяч километров. Максимальная ширина наблюдается в Индийском океане. На континентальном подножии формируются мощные (иногда более 15 км) толщи обломочных осадков, также образующиеся в результате лавинной седиментации. Для водных масс континентальный склон представляет собой препятствие в виде «экрана» высотой до 4 км. Океанские воды, находящиеся в непрерывном движе406 Общая геология нии, упираются в эту естественную преграду, которая вызывает появление вертикальной составляющей подъема глубинных вод – апвеллинга. В сочетании с постоянными и периодическими течениями апвеллинг приводит к возникновению внутренних волн, глубинных бурь и штормов. Последние нарушают устойчивость маломощных рыхлых осадков, покрывающих континентальный склон, вызывают их гравитационное перемещение вниз по склону и последующее отложение на континентальном подножии. Такие осадки называют гравититами. Большая роль в образовании осадков на континентальном подножии принадлежит контурным течениям, подобным рекам на дне океана. Эти течения своим происхождением обязаны перемещению холодных вод. Формируясь в высоких широтах, холодные воды опускаются на дно и далее движутся в общем направлении к экватору, прижимаясь в результате действия ротационных сил к основанию континентального склона. Контурные течения захватывают обломочный материал, переносят его и отлагают на дне в виде гигантских кос, в которых мощность обломочных осадков, называемых контуритами, может достигать 2–3 км. В отдельных случаях подножие представляет собой слившиеся конусы выноса мутьевых потоков, транспортными магистралями для которых служат подводные каньоны и долины, прорезающие континентальный склон и часто являющиеся продолжением речных долин суши. Подводные конусы выноса сложены турбидитами – продуктами отложения материала мутьевых потоков. Континентальные склоны и внутренние части континентальных подножий подстилаются корой переходного (субокеанского) типа. Граница этой коры с собственно океанской проходит в средней части континентального подножия под мощной толщей контуритов и турбидитов. 19.2. Активные континентальные окраины Активные континентальные окраины характерны для обрамления Тихого океана и для отдельных участков Атлантического (Карибское море, море Скотия) и Индийского (Андаманское море) океанов. От пассивных окраин их отличает наличие 407 Байбатша А. Б. активных сейсмофокальных зон (зон субдукции) с повышенной концентрацией очагов землетрясений (рис. 19.1). С этими зонами, по которым происходит погружение одной плиты под другую, связаны также магматизм, складчато-надвиговые деформации и метаморфизм. Сейсмофокальные зоны ограничивают активные окраины от океана и под разными углами наклонены в сторону континента, прослеживаясь до глубины 600–700 км. Эти зоны также называют зонами Беньофа, ЗаварицкогоБеньофа, Беньофа-Вадати в честь исследователей, много сделавших для обнаружения и изучения этого феномена. С выходом на поверхность связаны глубоководные желоба – огромные по протяженности (в несколько тысяч миль: 2200 – Алеутский, 3400 – Перуанско-Чилийский, 1700 – ТонгаКермадекский), узкие (до 10–12 миль по изобате 5,5-6 км) депрессии дугообразной, реже прямолинейной формы. В поперечном сечении желоба асимметричны с более крутым (10–25°) склоном, обращенным в сторону континента, и относительно пологим приокеаническим (3–8°) склоном. Дно желобов опущено на 2,5–5 км ниже уровня прилегающих участков дна океана (рис. 19.2). Их глубина зависит часто от того, насколько желоб заполнен осадками, среди которых преобладают гравититы. Активные континентальные окраины подразделяются на два типа: восточно-тихоокеанский, или андийский, и западнотихоокеанский, или зондский. Первый, восточно-тихоокеанский, тип, присущий тихоокеанской окраине Южной Америки, построен достаточно просто. Континент граничит непосредственно с глубоководным желобом, внутренний борт которого является одновременно континентальным склоном и узким шельфом. По краю континента над сейсмофокальной зоной идет образование горных сооружений, формируются очаги магматических расплавов, вдоль глубинных разломов возникают цепочки вулканов различного типа, поставляющих на поверхность лавы и пирокластический материал базальт-андезитриолитового состава. Внедрение значительных объемов гранитных магм на глубине приводит к становлению крупных интрузивных массивов – батолитов. Эффузивные и интрузивные образования в совокупности образуют окраинно-континентальные (краевые) вулканоплутонические пояса. 408 Общая геология Рис. 19.1. Схематические поперечные разрезы сейсмофокальных зон: а – через Курило-Камчатский глубоководный желоб; б – через Марианский глубоководный желоб; в – через Перуано-Чилийский глубоководный желоб; 1 – ось глубоководного желоба; 2 – контур сейсмофокальной зоны; 3–6 – гипоцентры землетрясений с магнитудой: 3 – 5,5–6,4 М, 4 – 6,5–7,4 М, 5 – 7,5–7,9 М, 6 – свыше 8 М (карта сейсмичности Тихоокеанского подвижного пояса и Тихого океана, 1973) 409 Байбатша А. Б. Рис. 19.2. Профили глубоководной впадины Охотского моря, Курило-Камчатской островной дуги и глубоководного желоба (Удинцев, 1972) Активные континентальные окраины западно-тихоокеанского типа имеют более сложное строение. Для них характерен следующий латеральный структурный ряд (от океана к континенту): глубоководный желоб – аккреционная призма – невулканическая дуга – преддуговой прогиб – вулканическая дуга – задуговой бассейн или окраинное море (рис. 19.3). Между глубоководным желобом и абиссальной равниной океана часто располагается краевой вал – пологое поднятие океанического ложа высотой в сотни метров. Аккреционные призмы – изоклинально-чешуйчатые зоны интенсивно перемятых и раздробленных осадков, претерпевших мощную деформацию при поддвиге океанской плиты под континентальную или переходную. Островные дуги представляют собой линейно и дугообразно вытянутые параллельно глубоководным желобам архипелаги островов и подводных гор, расположенных над сейсмофокальными зонами. 410 Общая геология Рис. 19.3. Важнейшие элементы активной континентальной окраины (по Павлинову, Соколовскому, 1990) Невулканические островные дуги имеют сглаженный рельеф или погружены под уровень моря. В их строении участвуют тектонизированные океанические комплексы (офиолиты), пелагические осадки, осадочные породы глубоководных желобов, а также комплексы пород океанических островов, образующие пакеты чешуйчатых надвигов. Между невулканической и вулканической дугами располагается преддуговой прогиб, заполняемый осадками, сносимыми с островных дуг. Вулканические дуги на 200–300 км удалены от оси глубоководных желобов. Это расстояние зависит от наклона сейсмофокальной зоны: чем круче сейсмофокальная зона, тем ближе дуга к оси желоба. По мощности и строению земной коры вулканические дуги делятся на два типа. Первый – энсиалический (Курило-Камчатская, Японская, частично Филиппинская дуги и др.) – сформировался на мощной (25–30, реже 40 км) гетерогенной континентальной коре, состоящей из блоков метаморфических, осадочных и древних магматических образований. Второй тип – энсиматический (Тонга-Кермадекская, Марианская, Южно-Сандвичева дуги и др.), возникающий на маломощной коре океанского типа. Вулканы энсиалических дуг извергают на поверхность известково-щелочные лавы и пирокласты преимущественно андезитового состава. Среди них довольно часто встречаются и более кислые разности – дацитового и риолитового составов. Пре411 Байбатша А. Б. обладают полигенные газововзрывные и смешанные вулканы центрального типа. Интрузивный магматизм, протекающий в основании дуг, приводит к образованию массивов гранитов. Вулканиты энсиматических дуг обычно представлены базальтоидами, слагающими крупные щитовые вулканы. Широко проявлены также трещинные лавовые извержения и вулканизм ареального типа. В ходе эволюции дуги на более поздних стадиях развития базальтоиды сменяются андезитами. Одновременно с вулканогенными породами на глубине формируются интрузивные массивы преимущественно диоритового и гранодиоритового составов. Окраинные моря располагаются между островными дугами и континентами. Большая их часть тяготеет к западной окраине Тихого океана, лишь моря Карибское и Скотия находятся в пределах западного побережья Атлантики. Глубинное строение земной коры окраинных морей неоднородно. Котловинам свойственен океанский или субокеанский тип земной коры, а поднятиям – континентальный или субконтинентальный. Мощность коры в котловинах колеблется от 5 до 10–14 км. При этом наиболее глубокие котловины имеют минимальную мощность коры. Мощность коры под поднятиями и хребтами меняется в их пределах от 13 до 30 км. Осадки, накапливающиеся на дне окраинных морей, имеют различное происхождение. На островодужном склоне отлагаются преимущественно продукты размыва островной дуги. На склоне, примыкающем к континенту, формируются подводные конусы выноса. В глубоководных котловинах накапливаются толщи глин, биогенных илов, эоловых осадков, принесенных с суши. Местами проявляется базальтовый вулканизм. Трансформные континентальные окраины распространены менее по сравнению с пассивными и активными. К ним относятся сравнительно небольшие участки атлантической окраины Африки (северное побережье Гвинейского залива), Северной Америки (район острова Ньюфаундленд), Южной Америки (южное ограничение Фолклендского плато), а также тихоокеанской окраины Северной Америки (Калифорния) и Командорского сегмента Алеутской островной дуги. В этом типе окраин параллельно берегу континента или архипелагу островов 412 Общая геология (Командоры) протягиваются один или несколько сближенных разломов. По разломам фиксируются как вертикальные – сбросовые, так и горизонтальные – сдвиговые перемещения. Эти разломы являются тектонической границей между континентальной и океанской корой. Кора переходного типа между ними практически отсутствует. Тектонический характер окраины определяет и особенности рельефа океанского дна: узкий шельф, очень крутой континентальный или островодужный склон, практически неразвитое континентальное подножие. Контрольные вопросы: 1. Типы переходных зон. 2. Характеристика пассивных континентальных окраин. 3. Характеристика активных континентальных окраин. 4. Структурные (геоморфологические) элементы пассивных окраин. 5. Важнейшие элементы активных окраин. 6. Особенности трансформных континентальных окраин. 413 Байбатша А. Б. 20. ГЕОЛОГИЯ ОКЕАНОВ: ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ОКЕАНСКОГО ДНА В настоящем разделе охарактеризованы лишь самые крупные значимые структурные элементы океанского дна, представленные срединно-океанскими хребтами (СОХ), относительно стабильными, устойчивыми областями – океанскими платформами (плитами) и трансформными разломами [8, 11]. Срединно-океанские хребты (СОХ) образуют планетарную систему общей протяженностью около 60 тыс. км, пересекающую все океаны и занимающую около 1/3 поверхности их дна (рис. 20.1). Океанская кора в пределах хребтов имеет минимальную мощность, а местами и вовсе отсутствует; мощность литосферы обычно не превышает 30 км. Рис. 20.1. Мировая система срединно-океанских хребтов (по В. Е. Хаину и А. Е. Михайлову, 1985). Оси хребтов показаны жирными черными линиями; параллельно им следуют тонкие линии, отвечающие линейным магнитным аномалиям; пунктир – трансформные разломы Срединно-океанские хребты на всем протяжении тектонически и вулканически активны, являются современными зонами спрединга, т. е. зонами расширения океанского дна и наращивания новообразованной океанской коры. 414 Общая геология Следует заметить, что срединное положение эти структуры занимают в Атлантическом (где и были впервые установлены) и Индийском океанах, а в Тихом и Северном Ледовитом – сдвинуты к одной из границ этих океанов. Средняя глубина океана над СОХ около 2,5 км. Хребты воздымаются над ложем океана на 1–3 км, их ширина составляет от многих сотен до 2–3 тыс. км. Некоторые хребты или их отрезки, отличающиеся большой шириной (до 4 тыс. км) и пологими, относительно слабо расчлененными склонами, получили название срединно-океанских поднятий (Восточно-Тихоокеанское поднятие). В строении СОХ выделяются осевые, гребневые и фланговые зоны. Осевые зоны хребтов чаще выражены узкими, шириной 20– 30 км и глубиной 1–2 км, центральными рифтовыми долинами (сложно построенными грабенами), которые отличаются сейсмичностью и высоким тепловым потоком, представляя оси активного раздвига с зияющими трещинами растяжения, многочисленными центрами вулканических извержений и застывшими лавовыми озерами. В центральной части рифтовой долины обычно намечается невысокое продольное поднятие, образованное наиболее молодыми центрами базальтовых излияний. Ближе к бортам рифтов нередко расположены горячие источники (гидротермы), отлагающие сульфиды, сульфаты и оксиды тяжелых металлов (Fe, Mn, Pb, Zn, Сu и др.). Осадочные отложения в рифтовых долинах практически отсутствуют, за исключением осыпей и обвалов у подножия уступов по краям этих долин. На некоторых участках срединно-океанских хребтов, где магматическая деятельность наиболее активна, осевые зоны представлены горстами (рис. 20.2), возвышающимися над гребневыми зонами (Восточно-Тихоокеанское поднятие, отрезок Срединно-Атлантического хребта южнее острова Исландия). Осевые части хребтов служат основными зонами выделения внутреннего тепла Земли, являются современными поясами сейсмичности и отвечают непосредственным границам литосферных плит, где происходит новообразование океанской коры. Гребневые зоны срединно-океанских хребтов располагаются по обе стороны рифтовых долин или осевых горстов, имеют 415 Байбатша А. Б. ширину 50–100 км и отличаются сильно расчлененным рельефом и блоковой тектоникой. Они разбиты продольными разломами на узкие (от 1 до 10 км) блоки, приподнятые в виде гряд или опущенные относительно друг друга. Осадочные образования, по возрасту не древнее позднего миоцена, имеют небольшую мощность (десятки метров), распространены неравномерно, выполняя «карманы» на более погруженных блоках. Рис. 20.2. Примеры срединно-океанских хребтов (по Ж. Деркуру и Ж. Паке, 1982): а – Срединно-Атлантический хребет (широта Азорских островов); б и в – Восточно-Тихоокеанское поднятие на широте Мексики: срединная долина (рифт) отсутствует. На разрезе в показаны: посередине – тектонически активная зона (I – зона экструзии магмы и базальтовых излияний); сбросы и трещины открыты и заполнены лавой (черная заливка); II – зона с очень многочисленными трещинами растяжения; III – более спокойная зона (где количество трещин уменьшается), по краям – тектонически более спокойные зоны, где погружения сопровождаются накоплением все более мощных осадков 416 Общая геология Фланговые зоны (склоны хребтов) имеют наибольшую ширину (многие сотни и даже тысячи километров) и плавно понижаются в сторону абиссальных равнин. Практически асейсмичны. Осадочный слой здесь развит повсеместно, его возрастной диапазон увеличивается до олигоцена включительно, мощность постепенно возрастает к подножию хребтов. Океанские плиты (платформы) – крупные площадные структуры, занимают пространство между подножиями срединно-океанских хребтов и подводными окраинами континентов. Они отличаются относительно спокойной тектонической обстановкой, нормальным тепловым потоком и ограниченным проявлением вулканизма. Практически асейсмичны. Кора платформ, в основном не древнее олигоцена, отвечает нормальному для океанов типу и в общем выдержана по мощности, за исключением некоторых внутриплитных поднятий и того, что осадочный слой в направлении континентальных подножий постепенно увеличивается в мощности за счет появления все более древних горизонтов, до верхов средней юры, а также за счет поступления обломочного и вулканического материала с континентов. В том же направлении плавно возрастает и мощность литосферы благодаря опусканию ее границы с астеносферой вследствие охлаждения. Рельеф платформ представляет собой абиссальные равнины с осложняющими их поднятиями и хребтами. Некоторые абиссальные равнины, особенно в Атлантическом и Индийском океанах, обладают почти идеально плоским рельефом, когда все неровности сглажены достаточно мощным слоем осадков, другие, преимущественно в Тихом океане, характеризуются холмистым рельефом, непосредственно отражающим неровности кровли базальтового слоя. Среди равнин, особенно в Тихом океане, отчасти и в других океанах, возвышаются подводные вулканические горы, иногда выступающие над поверхностью океана в виде островов, например Рьюньон в Индийском океане, а их высота над ложем океана бывает сопоставима с высотой горных пиков на континентах (вулканы острова Гавайи). Особой разновидностью подводных гор являются гийоты (гайоты) – потухшие вулканы с усеченными, плоскими вершинами, нередко увенчанными рифовыми известняками. 417 Байбатша А. Б. В качестве основных структурных элементов океанских платформ выступают котловины и разделяющие их внутриплитные поднятия. Котловины обычно занимают более или менее изометричные участки абиссальных равнин до 1000 км в поперечнике. Глубина океана над ними составляет 4000–6 000 м. Эти структуры обладают типичной океанской корой мощностью 5–6 км. Осадочный слой, как правило, маломощный (сотни метров) и сложен бескарбонатными глубоководными осадками. Примерами котловин могут служить Гвианская, Бразильская, Иберийская в Атлантическом океане, Северо-Западная, Центральная, Южная, Северо-Восточная, Кокосовая, Наска в Тихом океане. Внутриплитные океанские поднятия, разделяющие котловины, представлены крупными подводными возвышенностями и хребтами. Возвышенности имеют в общем изометричные, овально-округлые очертания (Бермудское поднятие в Атлантическом океане, поднятия Шатского и Хесса – в Тихом и др.). Некоторые из них за плоский рельеф, образованный осадочным слоем, получили название плато, например плато Онтонг-Джава в Тихом океане. Внутриплитные хребты являются отчетливо линейными структурами, протягивающимися на тысячи километров при ширине порядка сотни километров (Мальдивский и Восточно-Индийский хребты в Индийском океане). Их, в отличие от спрединговых СОХ, иногда называют асейсмичными. Океанские поднятия воздымаются над смежными котловинами на 2–3 км и больше, а их наиболее возвышенные участки образуют подводные банки, острова или целые архипелаги (острова Зеленого Мыса, Бермудские и др.). Все эти поднятия имеют утолщенную океанскую кору, мощность которой в некоторых случаях достигает 25–30 км (поднятия Шатского, Хесса, Онтонг-Джава). Мощность осадочного слоя на поднятиях тоже бывает увеличена до 1–1,5 км, в основном за счет карбонатных пород, поскольку вершины поднятий находятся выше уровня растворения карбонатов. Большинство внутриплитных поднятий этого типа имеет вулканическое происхождение, связанное с действием мантийных струй, хотя нельзя исключить роль тектонических процессов, в частности блоковых движений. 418 Общая геология Другой тип внутриплитных поднятий составляют микроконтиненты с утоненной до 25–30 км континентальной корой. Они характеризуются плоской, выровненной поверхностью рельефа, лежащей на глубине 2–3 км, и морфологически выражены подводными плато с банками или даже островами в наиболее поднятых частей (плато Роколл и банка Орфан в Северной Атлантике, Фолклендское плато и плато Агульяс в Южной Атлантике, Сейшельский архипелаг в Индийском океане). В основании этих плато залегает континентальная кора с гранитогнейсовым слоем, имеющая возраст от раннедокембрийского до мезозойского. Осадочный чехол несколько утолщен по сравнению с абиссальными равнинами, и в нем могут присутствовать отложения, предшествовавшие раскрытию океана. Вулканические проявления наблюдаются локально и относятся к континентальному типу. Эти структуры представляют крупные блоки, отколовшиеся от континентов в процессе раскрытия океанов. Срединно-океанские хребты и в меньшей степени абиссальные равнины рассечены многочисленными поперечными разломами, названными Дж.Т. Уилсоном трансформными в связи с тем, что вдоль них происходит трансформация раздвиговых движений в сдвиговые. Трансформные разломы расчленяют СОХ и оси спрединга на отдельные сегменты, смещенные в плане относительно друг друга на сотни, иногда более чем на тысячу километров. Собственно сдвиговые движения имеют место лишь на центральном отрезке между пересечениями с рифтовыми зонами, где устанавливается и максимальная сейсмичность. За пределами этого отрезка смещения происходят в одном направлении, но с разной скоростью. В рельефе дна трансформные разломы выражены уступами, иногда высотой более 1 км, и вытянутыми вдоль них узкими ущельями глубиной до 1,5 км. Вдоль разломов наблюдаются проявления вулканической деятельности, гидротермы и протрузии серпентинизированных пород мантии. Наиболее крупные из трансформных разломов (магистральные) пересекают не только СОХ и абиссальные равнины, но могут продолжаться и в пределах смежных континентов. Протяженность их нередко достигает нескольких тысяч километров (разломы Мендосино, Меррей, Клиппертон в Тихом оке419 Байбатша А. Б. ане), а глубина трассирующих их океанических впадин – 7–8 км. На пересечении срединно-океанских хребтов с трансформными разломами возникают наиболее крупные вулканические постройки, нередко выступающие над поверхностью воды в виде островов (Исландия, Азорские острова, остров Пасхи и др.). Контрольные вопросы: 1. В чем отличие строения океанской коры от континентальной? 2. Какие структурные элементы характерны для океанов? 3. Особенности срединно-океанских хребтов. 4. Характеристика котловин и океанских поднятий. 5. Особенности трансформных разломов. 420 Общая геология 21. ОСНОВНЫЕ ГЕОТЕКТОНИЧЕСКИЕ ГИПОТЕЗЫ В морфологическом плане крупнейшими элементами земной коры являются континенты и океанические впадины. Как указывалось, на континентах кора имеет значительную мощность (до 70–80 км) и состоит из трех слоев: осадочного (верхнего), гранитного (промежуточного) и базальтового (нижнего). В пределах океанических впадин кора обычно представлена только тонкими осадочными и базальтовым слоями небольшой мощности (менее 10 км). Такие принципиальные различия в строении континентов и океанического дна не позволяют объяснить морфологию нашей планеты только воздыманием и опусканием земной поверхности. В динамическом плане в земной коре распространены деформации как растяжения, так и сжатия. Одновременное проявление этих деформаций в одних и тех же участках земной коры существенно затрудняет объяснение их движущих сил. В тектоническом плане крупнейшими элементами земной коры на континентах являются активные подвижные области (геосинклинали) и стабильные области спокойного развития – платформы. Необратимость процесса геотектонического развития и периодичность этапов тектогенеза также усложняют изучение движущих сил, контролирующих стадийность формирования земной коры. Определение механизма и выяснение движущих сил, объясняющих эти морфологические, динамические и тектонические различия строения и развития различных участков земной коры, представляют собой сложнейшую проблему, пока еще окончательно не решенную. Отдельные аспекты этой проблемы частично рассматриваются в геотектонических гипотезах, предполагающих различные возможные варианты объяснения механизма и движущих сил формирования земной коры. По характеру основных движущих сил, которые предлагаются для объяснения механизма геотектонических процессов, можно выделить: гипотезы, предполагающие изменение объема Земли; гипотезы горизонтального дрейфа континентов; гипотезы, основанные на внутренней дифференциации вещества Земли. 421 Байбатша А. Б. 21.1. Гипотезы изменяющегося объема Земли Попытки объяснения современной морфологии нашей планеты и строения земной коры неотделимы от представлений о происхождении Земли. Классической геотектонической гипотезой, развивающей идею «горячего» происхождения Земли (по Кант– Лапласу), является контракционная гипотеза, разработанная в 1852 г. французским геологом Эли де Бомоном. В развитии этой гипотезы участвовали такие крупнейшие геологи, как Э. Зюсс, Г. Э. Ог, Г. Штилле, А. П. Карпинский, И. В. Мушкетов и др. Контракционная гипотеза основана на предположении о медленном остывании Земли, сопровождающемся уменьшением объема. Образовавшаяся на поверхности Земли в результате остывания твердая кора при уменьшении внутреннего объема подвергается смятию и дроблению. Согласно таким представлениям зоны смятия коры соответствуют зонам складкообразования, а по крупным разрывам коры происходит обрушение (проваливание) крупных блоков с образованием океанических впадин. В качестве доказательств сокращения внутреннего объема Земли использовались данные о смятии пластов в современных горных сооружениях. Так, подсчитано, что Альпы, ширина которых в настоящее время около 250 км, в момент формирования слагающих их пород должны были простираться на 600–1200 км. В соответствии с контракционной гипотезой последующее сжатие пород только в Альпах привело к сокращению окружности Земли на 3 % и уменьшению ее радиуса на 19 км. Учет сокращения площади в пределах других горных сооружений приводит к выводу, что сокращение радиуса Земли должно было быть значительным, измеряемым сотнями километров. Физическое обоснование такого сокращения объема Земли ее при остывании отсутствует. Кроме того, современные данные свидетельствуют о «холодном» происхождении Земли, а последующий ее разогрев тем более не мог сопровождаться сокращением объема. Контракционная гипотеза отдает предпочтение тангенциальным деформациям земной коры. Однако в рамках этой гипотезы показан лишь механизм сжатия коры и не объясняются процессы растяжения и рифтообразования, а также наблюдае422 Общая геология мые существенные различия в строении и мощности континентальной и океанической коры; не ясно, почему складкообразование наиболее активно проявлялось на участках в основном мощной континентальной коры, а не тонкой океанической; отсутствует объяснение периодичности эпох складчатости и т. д. Однако, несмотря на то, что физико-геологические основы контракционной гипотезы в целом не подтвердились, многие разработки были прогрессивными для своего времени. Несомненным достоинством ее является разработка учения о геосинклинальном, орогенном и платформенном этапах развития земной коры, не утратившего своего значения и в наши дни. В последние годы получены данные о том, что процессы контракции, возможно, играют некоторую роль в формировании литосферы. В частности, установлено, что фактическое замедление вращения Земли меньше расчетного, обусловленного воздействием только сил приливного торможения. Предполагают, что это может быть связано с сокращением размеров Земли, при котором происходит некоторое увеличение скорости ее вращения, компенсируемое приливным торможением. По подсчетам, сокращение радиуса Земли достигает 4,5 см в столетие. Другими косвенными подтверждениями возможного проявления контракции являются предположение о современном остывании (а не разогреве) Земли, сделанное исходя из наблюдаемого в геологической истории уменьшения интенсивности вулканизма; вывод о преобладании нисходящих движений над восходящими, основанный на количественной оценке крупных вертикальных движений блоков литосферы; доказательство возможности полиморфных превращений минералов под давлением (например, переход оливина в шпинель сопровождается сокращением объема на 10–15 %) и т. д. Таким образом, современные данные допускают возможность проявления процессов сжатия литосферы под действием сил контракции, хотя и не в тех масштабах, которые предусматривались контракционной гипотезой. Практическое отсутствие складок и небольшая мощность земной коры океанического типа, выявленные при изучении дна океанов, позволили предположить, что основным планетарным видом деформаций является не сжатие, как это следует из контрак423 Байбатша А. Б. ционной гипотезы, а растяжение. На этом предположении основана гипотеза расширяющейся Земли, сформулированная в конце XIX в. М. Ридом. Позже в ее разработке принимали участие Б. Линдеман, М. М. Тетяев, И. В. Кириллов, Л. Эдьед, У. Кэри и др. В соответствии с этой гипотезой в первоначальном состоянии Земля имела плотность 9,13 г/см3, а не 5,52 г/см3, и радиус ее был бы равен 5 430 км (при современном значении 6 371 км). При этом вся поверхность нашей планеты была покрыта мощной корой, аналогичной современной континентальной коре. В результате разогрева и расширения Земли возникли глобальные разрывы, и отдельные фрагменты коры раздвинулись, образовав современные континенты. Гипотеза предполагает увеличение поверхности нашей планеты за последние 345 млн лет более чем в 2 раза. Такое значительное возрастание размеров Земли не имеет физического обоснования, более того, гипотезе противоречат геологические данные. Так, значительное увеличение планеты должно было бы сопровождаться резким замедлением скорости ее вращения (увеличением продолжительности суток, сокращением числа дней в году), кроме того, изменилась бы величина силы тяжести, что должно было бы отразиться в эволюции растений и животных. Однако следов таких существенных изменений в геологической истории не обнаружено. К тому же попытки «реконструировать» древнюю континентальную кору из современных континентов приводит к необходимости не только их значительных перемещений, и сложного вращения, что не могло произойти при простом «расползании» континентальных глыб. Довольно наглядно (но физически не обоснованно) объясняя происхождение континентальной и океанической коры, гипотеза расширяющейся Земли не дает удовлетворительного истолкования происхождения складчатости и периодичности тектонических процессов. Синтез двух приведенных гипотез содержится в пульсационной гипотезе, разработанной американским геологом В. Бачером и получившей развитие в работах советских геологов М. А. Усова и В. А. Обручева. Согласно этой гипотезе Земля периодически испытывает расширение, сменяющееся периодами сжатия. В целом преобла424 Общая геология дает сжатие, приводящее к сокращению размеров Земли. В эпохи расширения развиваются вертикальные движения, появляются разрывы в коре, интенсивно проявляется магматизм. Для эпох сжатия характерно складкообразование, затухание магматизма. Пульсационная гипотеза также практически не имеет физического обоснования. Она не объясняет, почему складкообразованию подвергаются в основном участки мощной континентальной коры, почему в геосинклинальных областях зоны сжатия часто соседствуют с зонами растяжения и т.д. Тем не менее, пульсационная гипотеза является шагом вперед по сравнению с предыдущими гипотезами, так как содержит объяснение деформаций растяжения и сжатия, обоснование периодичности эпох складчатости. 21.2. Гипотезы горизонтального дрейфа континентов Новое толкование геотектонических процессов родилось из предположения о горизонтальном дрейфе континентов. Непосредственным указанием на возможность горизонтальных перемещений крупных блоков земной коры является удивительное сходство берегов Атлантического океана, особенно в южном полушарии. Факт сходства очертаний восточных берегов Южной Америки и западных берегов Африки был замечен давно, но только в начале XX в. послужил основой для одной из наиболее популярных геотектонических гипотез, разработанной в 1915 г. немецким ученым А. Вегенером. Гипотеза Вегенера открыла новую страницу в изучении механизма и последовательности геотектонических процессов. Впервые предложенный для их объяснения горизонтальный дрейф континентов лег в основу целого направления в геотектонике, получившего название мобилизма, в отличие от господствовавших ранее представлений фиксизма, не допускавших крупномасштабных горизонтальных перемещений блоков земной коры. Еще более удивительным, чем сходство береговых очертаний Атлантического океана, явилось установленное А. Вегенером сходство геологического строения континентов, разделенных тысячами километров. Так, при совмещении карт Южной Америки и Африки отмечается совпадение их строения по целому ряду геологических признаков (рис. 21.1). Капские горы на юге 425 Байбатша А. Б. Африки продолжаются в сходных с ними по строению и составу складчатых горах вблизи Буэнос-Айреса, близки в геологическом отношении гнейсовое плато в Африке и плоскогорье в Бразилии и т.д. При более детальном изучении обнаруживается сходство в составе одновозрастных пород и т. д. Эти и другие геологические факты легли в основу гипотезы А. Вегенера, существо которой состоит в следующем. В конце карбонового периода современные континенты представляли собой один суперконтинент – Пангею (рис. 21.2). В мезозое начались дробление Пангеи и дрейф отдельных континентальных глыб в направлении к их современному положению. Образование складчатости А. Вегенер объяснял смятием внешних кромок перемещающихся глыб (Кордильеры, Анды) или их столкновениями (Гималаи); периодичность складкообразования связывалась с последовательным дроблением и распадом Пангеи. Рис. 21.1. Сходство геологического строения Южной Америки и Африки (по Г. Д. Ажгирею и др.): 1 – щиты; возраст пород: 2 – до 4 млрд лет; 3 – 0,6–2 млрд лет; 4 – 450–600 млн лет; 5 – региональные тектонические простирания 426 Общая геология Рис. 21.2. Распад Пангеи (по А. Вегенеру): а – в конце карбона; б – в эоценовую эпоху; в – к началу четвертичного периода; штриховкой показано положение окраинных и внутренних морей на континентах Предложенную гипотезу горизонтального дрейфа континентов А. Вегенер пытался обосновать палеонтологическими и палеоклиматическими данными, которые имелись в начале XX века. Однако некоторые из этих данных оказались спорными, а самое главное, не выдержал критики механизм перемещения континентальных глыб, предложенный А. Вегенером. 427 Байбатша А. Б. По его мнению, распад Пангеи и дрейф континентов обусловлены приливными силами лунно-солнечного притяжения и ротационными силами вращения Земли, под действием которых более легкие гранитные континентальные глыбы начали скользить по поверхности базальта, постепенно удаляясь друг от друга. Однако расчеты показали, что эти силы недостаточны для такого перемещения континентальных глыб. Позже, в 1937 г. представления А. Вегенера были развиты в гипотезе южноафриканского геолога А. Дю Тойта. По этой гипотезе, учитывающей новые палеоклиматические и палеонтологические данные, допускалось существование не одного, а двух первичных континентов – Лавразии в северном полушарии и Гондваны в южном (рис. 21.3). Для гипотезы А. Дю Тойта характерна детальная обоснованность геологическими данными. Более изучена геологическая история Гондваны, представлявшей собой в палеозое гигантский континент площадью около 75 млн км2. В пределах Гондваны детально прослежены положения палеоклиматических зон, области верхнепалеозойского оледенения, единые зоны формирования хемогенных пород (гипса, каменной соли), каменного угля и т. д. Рис. 21.3. Схематическое положение континентов Лавразии и Гондваны (по А. Дю Тойту) 428 Общая геология В результате распада Гондваны в мезозойско-кайнозойское время произошло обособление современных континентов южного полушария и Индостана, при столкновении которого с Азией образовались Гималаи. Существенным недостатком гипотезы явилось отсутствие ее физического обоснования, которое имело качественный, описательный характер. Иной механизм перемещения континентальных глыб был разработан в 1929 г. американским ученым А. Холмсом. Его гипотеза подкоровых течений предполагает существование в мантии (субстрате) медленных конвективных потоков, обусловленных различным накоплением тепла под континентами и океанами. Восходящие конвективные потоки приводят к разрыву коры, раздвиганию блоков и образованию молодого океанического дна. В районах нисходящих потоков, наоборот, блоки сталкиваются, сминаются, образуя системы надвигов, шарьяжей (рис. 21.4), а глубинные слои коры даже вовлекаются в мантию, переходя в глубинные аналоги базальтов – эклогиты. Рис. 21.4. Схема действия механизма подкоровых течений (по А. Холмсу): а, б – стадии I и II эволюции континентального массива под действием восходящих течений базальтовой магмы 429 Байбатша А. Б. Можно отметить, что с разработкой гипотезы А. Холмса идеи мобилизма получили новый импульс, обусловивший их широкую популярность и в наши дни. Кроме того, в последние годы при изучении строения дна океанов получены новые данные, которые также используются для подтверждения возможности горизонтального дрейфа. Эти данные послужили основой гипотезы новой глобальной тектоники или тектоники плит. Гипотеза разработана американскими учеными Г. Хессом и Р. Дицем. Значительный вклад в ее развитие внесли геологи – Ко. Ле Пишон, А. Миясиро, О. Г. Сорохтин, С. А. Ушаков и др. Основные идеи, положенные в основу гипотезы тектоники плит, связаны с открытием зон формирования молодой океанической коры в зонах рифтообразования и зон поглощения коры у глубоководных желобов. По мнению авторов гипотезы, в зонах рифтообразования происходит «раздвигание» плит литосферы с образованием молодой океанической коры в центральной рифтовой зоне. Это явление, названное спредингом океанического дна, характеризуется прерывистостью, сопровождается внедрениями мантийного вещества из астеносферы и разрывами маломощных базальтов в рифтовой зоне (рис. 21.5). С этой активной зоной связаны проявления вулканизма, неглубокие фокусы землетрясений и аномалии теплового потока. Образование новой коры в зонах спрединга сопровождается поглощением блоков (плит) литосферы в других участках нашей планеты. По мнению авторов гипотезы, такими участками являются зоны глубоководных океанических желобов, в которых происходит прерывистое поддвигание одной плиты литосферы под другую (рис. 21.6). Это явление, названное субдукцией, сопровождается кратковременным выделением значительной механической энергии в виде землетрясений, проявлений вулканизма. Длительное поддвигание океанической коры под континентальную приводит к деформации окраинного моря, смещению островной дуги к континенту и складкообразованию. При этом поддвигание может смениться развитием обширных надвигов океанической коры – обдукцией. Другим путем образования орогенных зон, по мнению авторов гипотезы, является столкновение континентов – коллизия. Так, они считают, что образование Гималаев произошло в результате столкновения Индийского субконтинента с Азией. 430 Общая геология Рис. 21.5. Схема спрединга континентальной коры и образования молодой океанической коры (по Д. Дьюи, Д. Берду): а – г – последовательность раскола континентальной плиты и образование океана; разрезы: д – через Суэцкий залив, г – через Красное море; 1 – докембрий; 2 – мантия; 3 – частично переработанная континентальная кора; 4 – интрузии; 5 – океаническая кора; 6 – современные осадки; 7 – грубообломочные осадки и вулканиты 431 Байбатша А. Б. Рис. 21.6. Схема субдукции и обдукции океанической коры (по Д. Паккэму, Д. Фалви). Системы окраинное море–островная дуга: а – молодая (10–40 млн лет); б – зрелая (100–250 млн лет); в – деформированная; I – континент; II – окраинные моря; III – островная дуга (вулканическая или континентальный отторженец); IV – метаморфизм в условиях низких давления и температуры, V – то же, в условиях высоких давления и температуры; кора: 1 – континентальная, 2 – островодужная, 3 – океаническая; 4 – осадки; 5 – интрузии Важным подтверждением механизма спрединга явились результаты палеомагнитных исследований последних лет. Довольно высокая остаточная намагниченность базальтов, слагающих океаническое дно, позволяет регистрировать направление магнитного поля прошлых эпох (рис. 21.7). Инверсии поля обусловливают полосовой характер магнитных аномалий, а по известной продолжительности межинверсионных эпох и ширине базальтовых новообразований можно определить скорость «раздвигания» плит. Гипотезе субдукции соответствуют и данные о строении островных дуг. Фокусы глубоких землетрясений здесь располагаются в довольно узкой плоскости, уходящей под островную дугу под углом 40–60°. Эта область фокусов землетрясений, 432 Общая геология называемая зоной Заварицкого–Беньоффа, связывается с областью погружения океанической коры, прерывистое поддвигание которой и является причиной землетрясений. Движущие силы механизма перемещения блоков литосферы авторы гипотезы тектоники плит связывают с конвективным перемешиванием мантийного вещества, что близко к взглядам А. Холмса. Однако в отличие от положений гипотезы подкоровых течений в соответствии с рассматриваемой гипотезой поток мантийного вещества здесь замыкаются на уровне астеносферы; участки горизонтального движения потоков выполняют роль «липкого конвейера», на котором перемещаются жесткие плиты литосферы, состоящие из слоев коры и верхней мантии. Рис. 21.7. Полосовые магнитные аномалии (а) в зонах спрединга океанического дна и их отображение (б) на поверхности океана (по Д. и М. Тарлинг): I – внедрение базальтов; II – мощность магнитоактивного слоя; III – кривая измеренной напряженности магнитного слоя; IV – хребет. Черным и белым цветом показаны магнитные аномалии различной полярности 433 Байбатша А. Б. Таким образом, в соответствии с гипотезой тектоники плит под действием потоков мантийного вещества происходят глобальные перемещения континентов, но не изолированно, как считал А. Вегенер, а в составе мощных плит литосферы. При таком горизонтальном перемещении плит в зонах спрединга происходит обновление коры, а в зонах субдукции – ее поглощение и растворение в астеносфере. По современным данным, литосфера состоит из семи крупных плит, ограниченных зонами спрединга, субдукции или смятия (рис. 21.8): Тихоокеанской, Евразиатской, Индийской, Африканской, Антарктической, Северо-Американской и ЮжноАмериканской. Кроме того, выделяется ряд более мелких «обломков» литосферы, так называемых микроплит – Наска, Кокос и др. Каждая плита обладает главным направлением перемещения от зоны спрединга к зоне субдукции. Шесть плит (кроме Тихоокеанской) содержат в литосфере континенты или их части, которые участвуют в перемещении блоков. Рис. 21.8. Положение, направления и скорость перемещения основных литосферных плит: 1 – зоны спрединга плит – океанические рифты; 2 – континентальные рифты; 3 – зоны субдукции плит; 4 – крупные разломы, границы плит; 5 – векторы с указанием направления и скорости перемещения плит, мм/год. Плиты: I – Северо-Американская, II – ЮжноАмериканская, III – Евразиатская, IV – Африканская, V – Индийская, VI – Тихоокеанская, VII – Антарктическая; микроплиты: VIII – Кокос, IX – Наска 434 Общая геология Гипотеза тектоники плит позволяет свести все основные геотектонические процессы к процессам взаимодействия блоков, а также прогнозировать их расположение в будущем (рис. 21.9). Рис. 21.9. Возможное расположение континентов через 50 млн лет согласно гипотезе тектоники литосферных плит Складкообразование и горообразование в соответствии с этой гипотезой могут быть обусловлены, например, субдукцией океанической коры у края континента, где происходит «соскабливание» океанических осадков. При субдукции могут происходить деформация и воздымание континентальной плиты, а столкновение таких плит приводит к образованию наиболее высоких горных сооружений (Гималаи). Гипотеза тектоники плит дает стройную картину геотектонических процессов, основанную на данных геологии океанического дна. Вместе с тем некоторые факты не получают убедительного объяснения в рамках этой гипотезы. Можно отметить, например, слабое обоснование тепловой конвекции в мантии. Условием конвекции является высокая однородность вещества мантии, что, повидимому, не соответствует действительности. Наличие горизонтальных сейсмических границ раздела в мантии свидетельствует об изменениях физического состава различных ее слоев, а следовательно, об отсутствии радиальных конвективных потоков. Другим недостатком рассматриваемой гипотезы является слабая аргументация субдукции. «Заталкивание» в мантию на глубину до 700 км твердой литосферы недостаточно обосновано с точки зрения физи435 Байбатша А. Б. ки. Кроме того, сам факт наличия здесь системы глубинных разломов, пересекающих не только литосферу, но и более глубокие слои мантии (до 700 км), не увязывается с возможностью широких горизонтальных перемещений плит или, во всяком случае, существенно ограничивает эту возможность. 21.3. Гипотезы внутренней дифференциации вещества Земли Основой гипотез внутренней дифференциации вещества Земли является представление о разогреве мантии или отдельных ее слоев; одна из первых гипотез этого направления – гипотеза радиоактивных циклов – предложена Д. Джоли в 1929 г. Главной движущей силой геотектонических процессов Д. Джоли считал динамику разогрева и остывания блоков земной коры, приводящую в основном к их вертикальным перемещениям. В соответствии с гипотезой Джоли под континентами накапливается глубинное радиогенное тепло, что периодически приводит к плавлению базальтового слоя, «проседанию» гранитных блоков, трансгрессии моря на континентах, интенсивной теплоотдаче и остыванию. При этом сокращение линейных размеров гранитных блоков обусловливает складкообразование и воздымание блоков, а, следовательно, регрессию моря. В дальнейшем весь цикл радиогенного разогрева – проседание, сокращение размеров и воздымание – повторяется с периодом 30–50 млн лет. Характерно, что Д. Джоли допускал возможность горизонтального перемещения континентов по расплавленному базальтовому слою под действием сил лунно-солнечного притяжения. Несомненным достоинством гипотезы Джоли явилась попытка объяснения периодичности геотектонических процессов. Однако физическое обоснование гипотезы не выдержало проверки геологическими фактами. Так, было установлено, что температура плавления базальта выше, чем гранита, периодический процесс разогрева и охлаждения подкорового слоя должен довольно быстро прекратиться, силы лунно-солнечного притяжения недостаточны для перемещения континентальных глыб и т. д. Последующие гипотезы связывают разогрев Земли с возникновением в мантии тепловых потоков конвективного перемешива436 Общая геология ния. Это процесс тесно связан с сепарацией вещества мантии по плотности, так как с повышением температуры легкоплавкие компоненты вещества мантии приобретают подвижность и могут перемещаться под действием силы тяжести. Таким образом, речь идет о термогравитационной дифференциации вещества мантии, на которой основано большинство современных геотектонических гипотез. По гипотезе В.В. Белоусова, предложенной в 1942 г., ведущая роль принадлежит вертикальным движениям земной коры. Радиогенный разогрев и плавление магмы приводят к дифференциации ее вещества и всплыванию легких компонентов гранитного состава. При этом в очагах концентрации радиоактивных веществ происходят растяжение и разрывы коры, вулканические взрывы и образование гор и сопряженных с ними прогибов. Позже В. В. Белоусов пришел к выводу, что основным фактором эволюционного формирования земной коры является гравитационная дифференциация, а радиогенное тепло является лишь вспомогательным источником энергии. Активной зоной дифференциации вещества, по В. В. Белоусову, является астеносфера. Здесь происходит выплавление базальта в виде капель, которые объединяются в крупные глубинные диапиры – астенолиты. Массы расплавленного базальта, будучи более легкими, чем окружающее вещество астеносферы, по разломам верхней мантии поднимаются вверх, достигая земной коры и даже прорываясь на поверхность. Подъем астенолитов сопровождается воздыманием земной коры. Дифференциация вещества мантии проявляется также в выделении тяжелых остаточных масс – антиастенолитов, погружение которых сопровождается опусканием земной коры. В разработке гипотезы В. В. Белоусов придает особое значение проницаемости коры относительно поднимающихся снизу базальтовых масс, выплавляемых в астеносфере. Характер проницаемости по существу и определяет вид режима земной коры. При рассеянной проницаемости поднимающийся базальт пронизывает литосферу густой сетью каналов. Проникающая вместе с базальтом ультраосновная магма приводит к изменению состава – «базификации» коры, ее утяжелению и опусканию. Этот этап соответствует геосинклинальному режиму, при котором в 437 Байбатша А. Б. соответствии с гипотезой В. В. Белоусова происходит закрытие большинства существовавших ранее каналов и образование «сосредоточенной» проницаемости, связанной с отдельными системами глубинных разломов. Диапировые внедрения вызывают дифференцированные вертикальные перемещения отдельных блоков. При этом накопление подкорового тепла и ряд физикохимических процессов обусловливают общий метаморфизм коры, приводящий к ее гранитизации и «облегчению». Поэтому в данных условиях, соответствующих орогенному режиму, восходящие движения преобладают над нисходящими. Остывание внедрившихся масс, сопровождающееся интенсивной денудацией, приводит к стабилизации коры, выравниванию ее рельефа и переходу к платформенному режиму. Периодичность этапов складчатости, по мнению В. В. Белоусова, обусловливается прерывистым, периодическим характером выплавления жидких компонентов из мантии. Таким образом, в соответствии с гипотезой В. В. Белоусова геотектонические процессы обусловлены только вертикальными колебательными движениями, механизм которых связан с дифференциацией вещества мантии. Завершение дифференциации соответствует переходу к платформенному, более стабильному режиму развития земной коры. К недостаткам гипотезы В. В. Белоусова следует отнести отсутствие объяснения природы и механизма горизонтальных тектонических движений в тех масштабах, в каких они наблюдаются. Механизм глубинной дифференциации мантийного вещества изучен пока недостаточно, однако многие исследователи, особенно в последние годы, уделяют ему все большее внимание. На одном из проявлений гравитационной дифференциации основана широко распространенная изостатическая гипотеза, исходящая из предположения об изостатическом равновесии блоков литосферы с вязкой астеносферой, на которой они «плавают» в соответствии с законом Архимеда. При этом более высоким блокам (например, горным сооружениям), соответствуют более глубокие «корни», уходящие в астеносферу. Воздействие экзогенных факторов приводит к перераспределению нагрузок на поверхности плит и нарушению равновесия. Так, таяние крупного ледника на 438 Общая геология территории Скандинавского п-ова привело к снижению нагрузки и современному воздыманию этого блока литосферы. Изостатическая гипотеза подтверждается сейсмологическими данными, в соответствии с которыми участкам повышенного рельефа земной коры действительно соответствуют глубокие прогибы поверхности Мохоровичича. Кроме приведенных предложен еще ряд гипотез, удовлетворительно объясняющих одни стороны геотектонических процессов, но оставляющих без объяснения другие. Однако пока не разработана теория, которая бы в полном соответствии с геологическими фактами объяснила все особенности эволюции земной коры и природу движущих сил геотектонических процессов. В целом, геотектоника вступила сейчас в ту стадию своего развития, когда решающее слово будет принадлежать количественной оценке влияния тех или иных факторов: термического режима Земли, физического состояния ее глубинных частей, механизма гравитации, дифференциации, конвекции и др. Будущая геотектоническая гипотеза должна быть построена на учете всего разнообразия физических и химических процессов, протекающих в Земле, рассматривать эти процессы в их взаимосвязи и исторической последовательности. Контрольные вопросы: 1. В чем заключается сущность гипотез изменяющегося объема Земли? 2. В чем сущность гипотезы горизонтального дрейфа континентов? 3. В чем различие гипотезы Вегенера и гипотезы тектоники литосферных плит? 4. Что такое спрединг, субдукция, обдукция и коллизия, каков их механизм? 5. В чем сущность гипотезы внутренней дифференциации вещества Земли? 6. Какие основные структурные элементы земной коры известны? 7. Что такое литосферные плиты и их взаимоотношение? 8. Возможность прогноза расположения континентов в геологическом будущем. 439 Байбатша А. Б. 22. МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ГРАФИЧЕСКОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ СТРОЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ Практическая инженерная деятельность человека обычно протекает в пределах крупных районов или отдельных участков земной коры, сложенных комплексами горных пород, весьма разнообразных по составу, формам залегания и механизму образования. В процессе геологических исследований на основе изучения геологических объектов, их взаимосвязей и изменений в пространстве и времени, оценки взаимоотношений с окружающими явлениями и средой создаются модели участков земной коры. Они представляют собой обычно сочетание описания геологического строения территорий и графических материалов, в наглядной форме иллюстрирующих и дополняющих это описание. Графические модели изучаемого района дают объективное отражение современных знаний о строении, составе и свойствах как земной поверхности, так и прилегающих к ней глубинных частей земной коры. К таким графическим моделям относятся геологические карты и планы, разрезы, стратиграфические колонки, схемы и т. д. 22.1. Методы получения геологической информации Общие сведения о геологической съемке. Основным методом исследования земной коры является геологическая съемка, имеющая целью изучение геологического строения, полезных ископаемых и составление геологической карты определенного масштаба. По способу проведения геологическая съемка делится на наземную и дистанционную. При наземной съемке используются естественные выходы горных пород, буровые скважины и горные выработки. Визуальные исследования обычно дополняются геофизическими и геохимическими наблюдениями и измерениями (рис. 22.1). Дистанционная геологическая съемка (зондирование) состоит в изучении строения поверхности и глубинных частей Земли с летательных аппаратов (самолетов, искусственных спутников Земли, космических станций), находящихся в атмосфере или космическом пространстве. Названные способы гео440 Общая геология логической съемки в настоящее время тесно взаимосвязаны. При наземных исследованиях практически всегда используются материалы аэро- и космической фотосъемки. Дешифрирование материалов, полученных с помощью дистанционных методов геологической съемки, производится с использованием наземных (контрольных) наблюдений. Рис. 22.1. Методы исследования недр Земли: а) космические; б) аэрометоды; в) наземные Геологическую съемку ведут планомерно, без пропусков отдельных участков с тем, чтобы в конечном итоге увязать данные по отдельным районам и получить представление о геологическом строении всей территории и крупных регионов. Обязательным условием геологической съемки является ее кондиционность, или надежность, которая определяется соответствием детальности картируемых особенностей геологического строения масштабу съемки. По содержанию работ современная геологическая съемка является комплексной. 441 Байбатша А. Б. Масштабы и методы геологической съемки. Детальность геологосъемочных работ определяется заданным масштабом картирования. Чем крупнее масштаб съемки, тем больше деталей геологического строения она выявляет, тем полнее и надежнее будут полученные результаты. Последующее увеличение масштаба уже готовой карты не может повысить степень детальности изображения геологического строения района, заданную масштабом съемки. Мелкомасштабные съемки (1:1 000 000–1:500 000) в нашей стране в настоящее время не проводятся. Геологические карты этих масштабов составляются на основе обобщения данных более детальных съемок. Среднемасштабные съемки (1:200 000– 1:100 000) осуществляются для изучения геологического строения и прогнозной оценки полезных ископаемых. При съемках этого масштаба проводятся геофизические и геохимические исследования, дешифрирование аэро- и космофотоснимков. Широко применяются легкие горные выработки (канавы, расчистки, мелкие шурфы) и неглубокие буровые скважины. Крупномасштабные съемки (1:50 000–1:25 000) в первую очередь проводятся в горнопромышленных районах и используют данные бурения. Состав работ этой стадии в целом соответствует съемке среднего масштаба. По методам проведения геологическая съемка делится на маршрутную, площадную и инструментальную. Маршрутная съемка, удовлетворяющая требованиям мелкомасштабных карт, ведется по направлениям, расположенным преимущественно вкрест простирания пород или складчатых комплексов. Кроме того, маршруты обязательно охватывают точки наилучшей обнаженности. Полученные данные распространяются на расположенную между маршрутными ходами площадь. Площадная съемка, проводимая при картировании в масштабе 1:200 000–1:25 000, осуществляется на основе равномерной сети точек наблюдения, которыми являются естественные и искусственные (картировочное бурение) обнажения, широко используются в съемке аэрофотоснимки, геофизические и геохимические работы. Инструментальная съемка применяется при детальном картировании (масштаб 1:25 000 и крупнее). Точки располагают 442 Общая геология по равномерной сети, наложение геологических границ и объектов наносится на топографическую основу инструментально. В последнее время при региональных исследованиях широкое развитие получили методы глубинного и объемного геологического картирования. Они предназначены для выявления геологического строения глубоко залегающих горизонтов и структур. При картировании используются материалы наземных наблюдений, бурения, горных выработок, а также геофизические и геохимические данные. Виды наземной геологической съемки. Комплексная геологическая съемка характеризуется тем, что, наряду с картированием коренных пород, проводится съемка четвертичных отложений, а также проводятся специальные съемки: структурная, геоморфологическая, гидрогеологическая, инженерно-геологическая, металлогеническая, геофизические и др. Структурная съемка, проводимая в закрытых районах, выявляет опорные горизонты, которые отражают скрытые под толщей отложений геологические структуры. Разновидностью структурной является съемка древних структурных этажей (кристаллического фундамента) платформенных территорий, проводимая на основе глубокого опорного бурения и геофизических данных. Геоморфологическая съемка направлена на изучение и картирование денудационных и аккумулятивных форм рельефа. Она проводится в комплексе с геологической или отдельно и служит основой для изучения геологии четвертичных отложений и поисков россыпных месторождений. Съемка и картирование четвертичных отложений обычно сопровождают общую геологическую съемку. Она предусматривает установление генезиса, возраста и состава четвертичных образований. Гидрогеологическая съемка, проводимая в составе общей геологической, завершается составлением карты водоносности района. При специальной гидрогеологической съемке определяются число и распространение водоносных горизонтов, их стратиграфическое положение, водообильность, режим и степень минерализации. Инженерно-геологическая съемка заключается в определении физико-механических свойств горных пород, оценке осо443 Байбатша А. Б. бенностей рельефа, активности денудационных процессов, важных для проведения инженерно-строительных работ и освоения месторождений полезных ископаемых. Геофизические съемки основаны на изучении параметров физических полей Земли как естественных, так и искусственных. Их проведение позволяет установить строение Земли вплоть до мантии и ядра, развитие пород различного состава по площади и в глубину, важнейшие тектонические структуры и другие геологические объекты на основе различия, их физических свойств. Дистанционные методы геологической съемки. К дистанционным методам геологических исследований Земли относятся аэро- и космические методы. Аэрометоды представляют собой комплекс методов изучения земной поверхности, выполняемых визуально, фотосъемкой, геофизическими и другими приборами. Аэровизуальные методы позволяют ускорить наземные геологические работы, увязать в единое целое результаты, полученные при съемке соседних районов. Аэрофотографические методы позволяют определить форму, размеры и положение элементов природного ландшафта и на основе их взаимосвязи с геологическим строением территории проводить геологическое дешифрирование стереопар аэрофотоснимков с помощью стереоскопа. Геологическое дешифрирование основано на использовании прямых и косвенных признаков. Прямыми признаками являются выраженность геологических структур в рельефе, а также геометрическая форма, размеры и тон (цвет) изображений, характеризующих особенности геологических объектов и их элементов. К косвенным признакам относятся геоморфологические показатели, характер растительности, цвет и степень увлажнения почв, водные источники и др. Наиболее широко при аэрофотосъемке используются черно-белые аэрофотоснимки, которые передают до 35 оттенков между черным и белым цветами. Получили развитие цветная и спектрозональная аэрофотосъемки, проведение которых увеличивает эффективность геологического дешифрирования. Аэрофотосъемку производят обычно в масштабах 1:10 000, 1:20 000, 1:25 000, 1:35 000, 1:50 000, 1:100 000, 1:200 000, применяются также масштабы 1:15 000, 1:18 000, 1:70 000. 444 Общая геология Аэрогеофизические методы (аэромагнитные, аэрорадиометрические, аэрогравиразведочные) основаны на измерении естественных и искусственных физических полей приборами, установленными на самолетах и вертолетах. Как вспомогательные методы аэрофотосъемки используются радиолокационная и инфракрасная аэросъемки. Космические методы открыли новый этап в геологическом изучении Земли. Они основаны на визуальных наблюдениях, фотографировании телевизионных изображений поверхности Земли из космоса, а также регистрации приборами различных видов излучения теплового, инфракрасного, сверхвысокочастотного радиоизлучения, ультрафиолетового и др. Летчик-космонавт Г. С. Титов впервые сфотографировал Землю из космоса 6 августа 1961 года. Из космофотоснимков, отражающих различные ландшафтные условия земной коры, составляются фотопланы, а затем после их дешифрирования – региональные геологические карты, характеризующиеся высокой точностью. Фотографирование проводится на черно-белой, цветной или спектрозональной пленке. Масштаб изображения зависит от высоты съемки. В настоящее время имеется возможность получить любой масштаб вплоть до 1:100 000 000. Дешифрирование основано на контрастно-аналоговом принципе, использовании геолого-геофизической информации и вычислительной техники. Вначале проводится ландшафтное районирование космофотоплана по фототону или цветовым оттенкам изображений. Затем на основе анализа взаимосвязи единичных компонентов ландшафта с элементами геологического строения получают космогеологическую (или тектоническую) карту территории. Наиболее четко дешифрируются разломы, соляные купола и другие геологические структуры. Региональные и глобальные тектонические структуры устанавливаются на большой глубине даже при наличии покрова рыхлых отложений. Космические методы обеспечивают получение принципиально новой информации о разрывной и складчатой тектонике и глубинной структуре земной коры. С помощью космических изображений выявлены многие важные элементы структуры глубинных слоев земной коры и верхней мантии, которые 445 Байбатша А. Б. обычно очень слабо проявлены в структуре приповерхностных слоев. Уточнены границы регионов, установлены глыбовые структуры некоторых горных областей, площади, благоприятные для поисков ряда полезных ископаемых. В 1979 г. на основе интерпретации данных геологического дешифрирования космофотоснимков, полученных с автоматических спутников типа "Метеор", была составлена космогеологическая карта линейных и кольцевых структур территории СССР в масштабе 1:5 000 000. Она явилась первым опытом непосредственного космогеологического картирования страны в обзорном масштабе. Это позволило выделить основные типы линейных и кольцевых структур, их распределение в пространстве и создать основу для последующих тектонических и минерагенических построений, для интерпретации региональных геофизических материалов. В настоящее время применение космических методов получило дальнейшее развитие. Составлены космогеологическая карта СНГ масштаба 1:2 500 000, карта кольцевых структур континентов масштаба 1:15 000 000, космотектонические карты отдельных государств. Усилилось применение этих методов при изучении современных и новейших геологических процессов, при поисках полезных ископаемых и даже при разведке и эксплуатации месторождений (трассирование зон трещиноватости). Геологическая съемка дна морей и океанов. При геологических работах на акваториях фактически используются дистанционные методы, поскольку геолог-съемщик, находящийся на гидрографическом судне, отделен от дна толщей воды. Для картирования используются аэрофотоснимки мелководных участков шельфа, сбор образцов пород с морского дна, сейсмоакустические методы, специальные геофизические методы (морская электроразведка, магнитная и подводная радиометрическая съемка), подводное телевидение и фотографирование, геоморфологический метод и т. д. Изучение геологии глубоководных частей морей и океанов проводится с помощью надводных гидрографических судов, специальных подводных лодок и глубоководных аппаратов, оборудованных прецизионной техникой геофизических наблюдений и измерений. Ценный фактический материал о строении дна океана дает глубоководное бурение. 446 Общая геология 22.2. Геологическая карта и другие виды геологической графики Типы и виды геологических карт. Геологической картой в общем случае называется графическое изображение на топографической или географической основе с помощью условных знаков геологического строения какого-либо участка земной коры, континентов или земного шара в целом. Геологическая карта показывает распространение на земной поверхности выходов горных пород, различающихся по возрасту, происхождению, составу и условиям залегания (рис. 22.2). Геологическая карта с пояснительной запиской позволяет делать выводы о формировании земной коры и закономерностях распространения полезных ископаемых. Она служит научной основой для поисков и разведки месторождений полезных ископаемых и разработки перспективных планов развития горнодобывающей промышленности. Детальные геологические карты имеют большое значение для проектирования, вскрытия и разработки разведанных месторождений, а также планирования горных работ в процессе эксплуатации. Рис. 22.2. Геологическая карта с условными обзначениями, профильный разрез по линии А–Б и стратиграфическая колонка 447 Байбатша А. Б. Геологические карты строятся на основе проведенных геологосъемочных работ, теоретического обобщения достижений геологических наук и практического опыта. При составлении геологических карт ведущее значение имеют такие разделы геологических знаний, как стратиграфия, геотектоника, структурная геология, историческая геология, литология, геохимия, минералогия, петрография, геофизика, учение о месторождениях полезных ископаемых. Высококачественная геологическая карта – это итог сложного творческого труда коллектива геологов, вооруженных глубокими теоретическими знаниями и опытом практической полевой работы. Это – итог кропотливого труда специалистов, сумевших на основе углубленного изучения и анализа дать наиболее обоснованную и достаточно объективную интерпретацию наблюдаемых геологических явлений и фактов. Геологические карты по содержанию и назначению делятся на следующие типы: собственно геологические, карты четвертичных отложений, геоморфологические, литологические, тектонические, гидрогеологические, полезных ископаемых, металлогенические (прогнозные). Основой их построения являются результаты соответствующего вида геологической съемки. Собственно геологические карты являются по своему содержанию стратиграфическими картами дочетвертичных (коренных) пород. Четвертичные континентальные отложения на них не показываются, за исключением тех случаев, когда их мощность велика или неизвестны подстилающие их коренные породы. Условными знаками на картах показывают возраст, состав, происхождение, условия залегания горных пород и характер границ между ними. Карты четвертичных отложений изображают эти отложения с разделением их по генезису, возрасту и составу. Коренные породы обычно показывают одним цветом без расчленения. На литологических картах помимо возраста горных пород отображается их вещественный состав. На тектонических картах показаны формы залегания, время и условия образования структурных элементов земной коры различных порядков. На общих тектонических картах вы448 Общая геология деляют основные структурные элементы с указанием тектонических режимов и времени формирования. На региональных картах отображаются особенности структуры определенных районов. Структурные формы на тектонических картах выделяют границами либо показывают их способом изогипс (линий одинаковых глубин) кровли или почвы маркирующих горизонтов поверхностей несогласия, границ между различными комплексами. На геоморфологических картах отражаются основные типы рельефа и его отдельные элементы с учетом их происхождения и возраста. Гидрогеологические карты на геологической основе несут информацию о водоносных горизонтах, условиях залегания, распространения, составе, происхождения и режиме подземных вод. На инженерно-геологических картах показывают физико-механические свойства горных пород и характеристики современных геодинамических явлений. Карта полезных ископаемых составляется на геологической основе и отражает все сведения о месторождениях полезных ископаемых, разделенных на группы по направлениям промышленного использования, масштабу запасов и происхождению. Прогнозные металлогенические (в общем случае, минерагенические) карты отражают закономерности размещения известных месторождений полезных ископаемых и указывают перспективные площади на различные виды минерального сырья. В зависимости от масштаба собственно геологические карты (далее рассматриваются только они) делятся на виды: обзорные, мелкомасштабные, среднемасштабные, крупномасштабные и детальные. Обзорные карты (масштаб мельче 1:1 000 000) на географической основе дают общее представление о геологии больших территорий государств, континентов земного шара. Мелкомасштабные карты (масштаб 1:1 000 000 и 1:500 000) на упрощенной топографической основе характеризуют геологическое строение крупных регионов или государств. Среднемасштабные карты (масштаб 1:200 000 и 1:100 000) строятся на топографической основе с разреженной сетью горизонталей. Они передают основные черты геологии территории. 449 Байбатша А. Б. Крупномасштабные карты (масштаб 1:50 000 и 1:25 000) составляются на точной топографической основе и достаточно подробно изображают геологическое строение района как поверхностных, так и глубинных частей. Эти карты являются основным по масштабу видом геологических карт, используемых для решения прикладных задач. Детальные геологические карты (масштаб 1:10 000, 1:5 000, 1:2 000 и крупнее) дают подробную геологическую характеристику отдельных месторождений полезных ископаемых, районов гражданского или промышленного строительства. Геологические планы горизонтов по масштабу относятся к детальным, но имеют свои специфические особенности. Они характеризуют условия залегания тел полезных ископаемых, их морфологию и вещественный состав. Эти планы составляются не на основе картирования, а по данным детальной и эксплуатационной разведки месторождений, вскрытых многочисленными буровыми скважинами и горными выработками, пространственное положение которых наносится по данным маркшейдерских съемок. Оформление и условные знаки геологических карт. Существуют стандартизованные правила составления и оформления карт. Геологическая карта сопровождается условными обозначениями (легендой), геологическими разрезами, стратиграфической колонкой, которые выносятся за рамку карты). Слева располагают стратиграфическую колонку, справа – легенду, внизу – геологические разрезы, Надписи к карте помещаются над ее северной и под южной рамками. Каждая карта сопровождается числовым и графическим (линейным) масштабами. Для характеристики горных пород по возрасту, составу и происхождению используются различные условные знаки: цветовые, штриховые, буквенные и цифровые (табл. 22.1, рис. 22.3). Цветовыми знаками показывают возраст осадочных и стратифицированных вулканогенных и метаморфогенных пород в соответствии с международными стандартами. При этом для обозначения пород нижнего отдела какой-либо системы применяется темный тон, для среднего и верхнего – более светлые тона того же цвета. Яркими цветами отражают состав магматических горных пород (например, кислые – ярко-красный цвет, основные – ярко-зеленый, ультраосновные – ярко-фиолетовый, щелочные – ярко-оранжевый). 450 Общая геология Таблица 22.1 Индексы и цвета геохронологической шкалы Система Четвертичная Неогеновая Палеогеновая Меловая Юрская Триасовая Пермская Карбоновая Девонская Силурийская Ордовикская Кембрийская Протерозойская эонотема Архейская эонотема Стратиграфический индекс Цвет Q N Р (E) К J Т Р С D S О Є () РR АR Светло- или голубовато-серый Лимонно-желтый Желто-оранжевый Зеленый Синий Фиолетовый Светло-коричневый Серый Коричневый Серовато-зеленый Темно-зеленый (табачный) Сине-зеленый Розовый Темно-розовый Штриховыми знаками крапом в виде точек, черточек, штрихов разной толщины и ориентировки, треугольников, кружочков, крестиков и т. д. изображают вещественный состав горных пород различного происхождения. Главные литологические и петрографические типы пород показываются простыми знаками, породы промежуточного состава – различными сочетаниями этих знаков или их усложненными формами. На одноцветных картах штриховыми знаками обозначают также возраст горных пород. Буквенные и цифровые обозначения (индексы) служат для указания возраста и происхождения пород. Буквами греческого алфавита обозначают также состав интрузивных и некоторых вулканогенных пород (например, кислые – , средние – , щелочные – , основные – , ультраосновные – ). Индекс для обозначения осадочных, вулканогенных и метаморфогенных пород составляется из прописных и строчных букв латинского алфавита и цифр. Первой ставится прописная латинская буква, обозначающая систему, внизу справа от нее арабской цифрой указывается отдел, далее дается обозначение яруса строчными латинскими буквами и затем цифрой справа внизу указыва451 Байбатша А. Б. ется подъярус. Например, запись К1а13 обозначает: верхний подъярус альбского яруса нижнего отдела меловой системы. При необходимости буквенные знаки используют для обозначения комплексов, серий, свит, а также для выражения генезиса некоторых осадочных, вулканогенных и других образований. Рис. 22.3. Условные обозначения горных пород на геологической карте 452 Общая геология Внемасштабными (линейными) знаками на карте показывают маркирующие горизонты (слои, пласты), силлы, дайки, жилы, геологические границы, разрывные нарушения, условия залегания пород, ориентировку шарниров складок, главнейшие палеонтологические находки, геологоразведочные выработки. Условные знаки помещаются в прямоугольник, и справа от него дается словесное описание. В расположении знаков в легенде должен соблюдаться строгий порядок. Все возрастные знаки размещаются сверху вниз в возрастной последовательности от молодых к древним отложениям. Знаки магматических пород (в последовательности от кислых к ультраосновным, сначала интрузивные, затем эффузивные) располагают ниже. Еще ниже помещают знаки метаморфических пород (если они не разделены по возрасту). Тектонические, структурные и прочие внемасштабные знаки замыкают таблицу условных обозначений. Система обозначений на кондиционных геологических картах соответствует международной системе и регламентируется «Инструкцией по составлению и подготовке к изданию листов государственной геологической карты Республики Казахстан масштаба 1:200 000» (2002). На горных предприятиях для крупномасштабной геологической графики (геологических планов и разрезов) рекомендуется использовать несколько отличающуюся в деталях систему условных обозначений, которая предписывается Государственным стандартом на горную графическую документацию – ГОСТ 2.857–75. «Обозначения условные полезных ископаемых, горных пород и условий их залегания». В настоящее время ведется работа по полной унификации условных обозначений для всех типов и видов графической геологической документации. Геологические разрезы и стратиграфическая колонка. Геологический разрез представляет собой графическое изображение на вертикальной плоскости геологического строения участка. Его составляют по геологическим картам или по данным геологоразведочных выработок. Разрез наглядно показывает последовательность и мощности слоев, формы их залегания, расположение и формы залегания в 453 Байбатша А. Б. вертикальной плоскости массивов интрузивных пород и тел полезных ископаемых. Составление, раскраска и индексация разрезов проводятся в полном соответствии с геологической картой и условными обозначениями. Для построения геологического разреза по заданному направлению на геологической карте сначала вычерчивают топографический профиль. Наносят с геологической карты на топографический профиль границы толщ (масивов) пород, пересекаемые заданным направлением разреза. Используя данные об условиях залегания пластов, изображают границы распространения толщ на глубину. Над разрезом подписывают его название, под ним – числовые вертикальный и горизонтальный масштабы, а по сторонам – буквенные обозначения начала и конца разреза, ориентировку по странам света. Стратиграфическая колонка в определенном масштабе показывает последовательность напластования горных пород, характер контактов между ними и вещественный состав. Стандартная форма колонки предусматривает изображение в центре столбика геологической колонки (условными знаками без раскраски), слева в графах указывают стратиграфические подразделения единой шкалы от системы до яруса и их общий индекс. Справа от колонки в отдельной графе указывается мощность, а в следующей графе – характеристика пород. Колонка строится, как правило, в более крупном масштабе, чем карта (на всю длину рамки). Независимо от условий залегания пород их контакты указываются горизонтальной линией (кроме секущих интрузивных образований). При согласном залегании пород линии должны быть прямыми, при несогласном – горизонтальными, но волнистыми. К другим видам графических материалов относятся зарисовки обнажений, геологические колонки отдельных скважин и горных выработок, а также специализированные планы и разрезы с изолиниями значений различных геологических показателей. 454 Общая геология Контрольные вопросы: 1. Что из себя представляют: геологическая карта, разрезы и стратиграфические колонки? 2. Что означают цвета на карте? 3. Какие виды и типы геологических карт существуют? 4. Как получают геологическую информацию для составления карт? 5. Каково значение геологических карт, разрезов и стратиграфических колонок? 455 Байбатша А. Б. 23. ТЕХНОГЕННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЫ 23.1. Понятие о техногенезе (антропогенезе) Областью геологической деятельности человека является геологическая среда, под которой понимают реальное физическое пространство, включающее верхнюю часть земной коры и взаимодействующие с ней внешние оболочки Земли – атмосферу, биосферу и гидросферу. Геологическая среда формируется в результате сложного взаимодействия внешних оболочек Земли, влияния на геологические процессы многочисленных эндогенных и экзогенных агентов. Миллионы лет природное равновесие определялось только естественными факторами. Однако по мере развития общества и особенно в современных условиях воздействие человека на природу усилилось. В условиях современной научнотехнической революции это искусственное вторжение человека в окружающую среду приводит к заметным нарушениям природного равновесия, а в ряде случаев вызывает последствия, которые могут приобретать планетарный характер. Совокупность всех видов воздействия человека на геологическую среду называется техногенезом или антропогенезом. Эти воздействия обусловлены инженерно-строительной, сельскохозяйственной, гидротехнической, горнотехнической и другими видами деятельности человека. Из всех типов техногенеза горнотехнические работы имеют наиболее существенное значение, поскольку они затрагивают не только поверхность, но и глубокие недра земной коры. Всю область техногенного влияния человека на геологическую среду называют техносферой или по В. И. Вернадскому (1944) ноосферой (греч. "ноос" – разум), т. е. областью разумного воздействия человека и его техники на геологическую среду. Техногенное воздействие всегда направлено на определенный участок земной коры и вызывает последствия, взаимообусловленные свойствами и процессами данной части геологической среды, с одной стороны, а также характером и интенсивностью воздействий, с другой. Из геологических факторов наиболее 456 Общая геология существенными являются следующие: тектоническое и геологическое строение района, геоморфологические и физикогеографические особенности, гидрогеологические и инженерногеологические условия. Последствия техногенного воздействия в первую очередь определяются приуроченностью территорий к структурным элементам земной коры – платформенным и геосинклинальным областям. Различия обусловлены неодинаковым строением и составом верхней части литосферы; развитием складчатых и разрывных дислокаций, влияющих на устойчивость породных массивов, их проницаемость для вод и газов; тектонической активностью. Степень расчлененности рельефа, крутизна склонов, физико-географическая зональность определяют направление и интенсивность развития отдельных процессов техногенеза, степень изменения геологической среды. Свойства горных пород, слагающих геологический разрез, характеристики водоносных горизонтов и комплексов, соотношение в разрезе водоносных и водоупорных пород, состав и режим движения подземных вод – этим факторам принадлежит важная роль в развитии техногенеза. Последствия техногенного воздействия на геологическую среду делят на минерагенические, геохимические, геофизические, геодинамические, геоморфологические, гидрогеологические и инженерно-геологические. Минерагенические и геохимические последствия обусловлены возрастающими масштабами перераспределения вещества земной коры в процессе горных, строительных и гидротехнических работ. Минерагенические последствия проявляются в истощении минеральных ресурсов и вызывают изменение технологических условий разработки месторождений. Геохимические последствия техногенеза состоят в нарушении и преобразовании химического баланса веществ в геологической среде, изменении природного экологического равновесия в граничном слое литосфера – атмосфера – гидросфера. Геофизические последствия выражаются в появлении в верхней части земной коры искусственных физических полей (блуждающих токов, сейсмических и звуковых волн и др.), которые воздействуют на вещество литосферы, усиливают коррозию металлов, повышают агрессивность воды и т. д. Геотерми457 Байбатша А. Б. ческие последствия техногенеза проявляются в изменении теплового режима поверхности литосферы, водно-теплового режима водотоков и водоемов. Они особенно ощутимы в районах развития многолетней мерзлоты. Геодинамические последствия техногенеза состоят в нарушении геостатического поля в связи с проходкой горных выработок, перераспределением больших объемов воды на поверхности, извлечением из недр значительных масс горных пород и полезных ископаемых, в том числе нефти, газа и подземных вод. Геоморфологические последствия выражаются в создании техногенного рельефа и изменении первичного рельефа территорий вследствие нарушения равновесия между аккумулятивными и денудационными процессами. Гидрогеологические последствия техногенеза возникают при прямом или косвенном воздействии на водоносные горизонты. Они проявляются в изменении ресурсов, уровней, режима и качества подземных вод. Инженерно-геологические последствия выражаются в активизации оползневых, осыпных и суффозионных процессов, а также в проявлении других экзогенных процессов, которые могут быть не свойственны конкретной физико-географической или геологической обстановке. Техногенез не только изменяет свойства и структуру геологических объектов, но и создает новые техногенные объекты. Экзогенный техногенез активно влияет на процессы и результаты внешней геодинамики, особенно на процессы выветривания, денудационную и аккумулятивную работу поверхностных и подземных текучих вод, деятельность моря, озер и болот, ветра, существенно отражается на процессах диагенеза. Вместе с тем техногенез вызывает процессы, которые напоминают некоторые природные явления внутренней геодинамики (колебательные и дислокационные движения, землетрясения, магматизм, метаморфизм, изменения физических полей). 23.2. Техногенные изменения внешних геосфер Изменения атмосферы. Первичная атмосфера Земли была восстановительной и состояла в основном из метана, аммиака, водяных паров. С появлением растительности реакции фотосин458 Общая геология теза изменили состав атмосферного воздуха на азотнокислородный, и атмосфера стала окислительной. Под влиянием инженерно-хозяйственной деятельности газовое равновесие стало нарушаться. Примерно за 100 прошедших лет концентрация углекислого газа повысилась с 0,027 до 0,0325 %, а в XXI в. может возрасти до 0,038 %, если выделение его в атмосферу сохранится на прежнем уровне. В значительных объемах поступают в атмосферу соединения серы. Главными источниками их являются энергетика, цветная и черная металлургия. Изменение газового состава атмосферы, особенно обогащение углекислым газом, по мнению многих ученых, может вызвать глобальные изменения климата. Повышение температуры на 0,5 °С и более может привести к катастрофическим последствиям. Запыление обусловливает повышенную способность отражать солнечные лучи, вызывает развитие облачного покрова, увеличивает скорость таяния горных ледников и снегов в связи с их загрязнением оседающей пылью. Кроме того, запыление задерживает встречное тепловое отражение Земли, и обусловленный этим парниковый эффект увеличивает температуру воздуха на планете. Нельзя не сказать и о тепловом загрязнении атмосферы. Большая часть вырабатываемой энергии выделяется в атмосфере в виде тепла. Вследствие значительного превышения потребляемой энергии над солнечной радиацией разница температур в городах и их окрестностях может превышать 1–2 °С, а в отдельных случаях даже 10 °С. Ожидают, что через 100 лет количество техногенного тепла, выделяемого в атмосферу, сравняется с теплом, получаемым от Солнца. Изменения гидросферы. Прямые и косвенные воздействия человека на водную оболочку, изменяющие ее количественно и качественно, существенно меняют водный режим планеты и геологическую роль гидросферы. Выделяют следующие виды загрязнений вод: бытовое, агрохимическое и промышленное. Обычно четкую границу между этими видами провести трудно. Бытовое загрязнение вод обусловлено синтетическими моющими средствами, которые характеризуются химической активностью и стойкостью. Загрязнение вод органическими раз459 Байбатша А. Б. лагающимися веществами приводит к истощению запасов растворенного в воде кислорода. Агрохимическое загрязнение вод обусловлено постоянно возрастающим использованием в сельском хозяйстве удобрений и ядохимикатов. Атмосферные осадки вымывают удобрения и ядохимикаты при просачивании через почвенно-растительный слой и вносят их в поверхностные и подземные воды. Это приводит к резкому повышению концентрации в воде ряда веществ, особенно нитратов, и делает в ряде случаев непригодными для питья подземные воды. Снос агрохимических продуктов в непроточные водоемы приводит к их эвтрофикации, т. е. к увеличению концентрации питательных солей (преимущественно фосфатов) в воде и зарастанию водорослями, планктоном и др. Эвтрофикация обусловливает ухудшение качества воды, деградацию и гибель флоры и фауны, а сами озера постепенно "умирают" (например, Женевское, Эри и др.). Промышленное загрязнение обусловлено стоками предприятий и в настоящее время приобретает планетарный характер. В отходах производства, сбрасываемых в водотоки и водоемы, содержится большое количество вредных и токсических веществ, которые, как правило, являются труднорастворимыми и неразлагающимися. Особое место среди этих загрязнителей занимают нефтепродукты и радиоактивные отходы. Одна капля нефти образует на поверхности воды пятно диаметром 0,3 м. Тончайшая пленка нефти изолирует воду от атмосферного воздуха, меняет режимы углеродно-кислородного обмена, снижает испарение, нарушает экологическое равновесие. Ежегодно в океан поступает более 6 млн т нефтепродуктов. Это загрязнение приобретает глобальный характер. Вызывает тревогу рост концентрации в отдельных районах радиоактивных частиц, что обусловлено захоронением в океане радиоактивных отходов. Глобальный характер приобретает загрязнение Мирового океана. Подсчитано, что в океаны ежегодно поступает не менее 25 млн т железа, около 400 тыс. т цинка, меди и марганца, более 180 тыс. т свинца и фосфора, до 3 тыс. т ртути. Толща океанских вод служит гигантским фильтром, поскольку в них разлагаются, 460 Общая геология растворяются и оседают на дно органические и минеральные вещества, приносимые с континентов. Однако в последнее время в связи с резким возрастанием масштабов техногенного загрязнения экологическое равновесие между процессами загрязнения и самоочищения вод нарушается. При отсутствии эффективных мер по предупреждению чрезмерного загрязнения нарушение равновесия может стать необратимым. Подземная гидросфера обеспечивает около 25 % общего водопотребления (питьевого, технического, хозяйственного и др.). Поэтому изменение состава вод вследствие техногенеза непосредственно отражается на условиях водоснабжения. Химический состав подземных вод изменяется под влиянием загрязнения атмосферы, поверхностных водоемов, снежного покрова, поверхности Земли (при накоплении отходов, внесении удобрений и ядохимикатов), неправильного режима орошения, сброса промышленных и бытовых стоков, подземного захоронения отходов производства (в том числе и радиоактивных), утечки канализации, нефтепроводов и др. Наиболее подвержены изменениям под действием техногенеза приповерхностные водоносные горизонты на территории промышленных городов, промышленных (в том числе горнорудных) предприятий, агрокомплексов. Загрязнение подземных вод сокращает водные ресурсы, необходимые человеку. С изменением химического состава подземной гидросферы связано развитие таких геологических процессов, как засоление и цементация грунтов, химическая суффозия, карстообразование, разуплотнение глинистых пород и др. Помимо химического и биологического загрязнения важным следствием техногенного воздействия на гидросферу является нагрев поверхностных и подземных вод, что обусловлено постоянно повышенной температурой стоков. Основными источниками термальных стоков являются металлургия и энергетика, особенно атомная. Температуру вод (главным образом подземных) повышает также деятельность городов. Нагрев поверхностных и подземных вод в итоге под действием разных причин может достигать 10–15 оС и более. Полагают, что уже в ближайшем будущем нагрев распространится и на прибрежноморские воды океанов. 461 Байбатша А. Б. Важными последствиями воздействия техногенеза на гидросферу являются изменение уровня поверхностных и подземных вод. За последние десятилетия резко изменен режим рек, водохранилища сглаживают сезонные колебания уровней и расхода воды, уменьшают скорости течения. Тысячи мелких рек под влиянием деятельности предприятий и населенных пунктов в связи с интенсивным забором и загрязнением воды мелеют, пересыхают, а нередко полностью исчезают. Изменения в подземной гидросфере обычно проявляются до глубины 100 м, но нередко проникают и на более глубокие горизонты. Понижение уровня подземных вод обусловлено в основном извлечением воды из недр или уменьшением поступления ее с поверхности для питания водоносных горизонтов. Это происходит при интенсивной откачке воды для водоснабжения, водоотливе и откачке в связи с горными и строительными работами, осушении местности, уменьшении инфильтрации атмосферной воды и ликвидации поверхностных водоемов. При этом понижения могут быть локальные и региональные, временные и вековые. Понижения уровня грунтовых вод (так называемые депрессионные воронки) возникают в связи с длительной эксплуатацией подземных вод в городах и промышленных центрах. Их диаметр может достигать десятков и сотен километров, а глубина – десятков и сотен метров. Еще большие по размерам депрессионные воронки возникают в районе добычи полезных ископаемых в связи с откачкой воды при открытой и подземной разработках. Обратное явление – повышение уровня подземных вод обусловлено созданием водохранилищ, каналов, прудов, магазинированием подземных вод, заводнением нефтяных месторождений, утечкой воды из резервуаров, водопроводной и канализационной сетей, снегозадержанием, орошением полей и др. Обычно величина повышения колеблется в пределах 0,5–100 м, но редко превышает 10–15 м. Максимальные повышения уровня (60–100 м) связаны с горными водохранилищами. 462 Общая геология 23.3. Техногенные изменения земной коры Изменения состава и строения земной коры. Состав земной коры наиболее интенсивно меняется в приповерхностной части в связи с постоянно возрастающим уровнем добычи и использования минерального сырья. При существующей технологии добычи теряется почти половина металлов и одна треть химического сырья. В результате ведения горных работ количество многих химических элементов в земной коре сокращается. Так, к настоящему времени из недр извлечено и вынесено на поверхность искусственно более 100 млн т меди, свинца, цинка, олова и алюминия. Из всей массы добытых полезных ископаемых подавляющая часть извлечена из недр за последние 30 лет: нефти – 75 %, угля – 40 %, железа – 50 % и горючих газов – 90 %. Добыча и вынос на поверхность химических элементов будут быстро расти и дальше. Полагают, что через 10 лет в поверхностной части земной коры повысится содержание окиси железа в 2 раза, свинца в 10, ртути в 100 раз, мышьяка в 150 раз. Хозяйственная деятельность человека нередко противоположна направлению развития природных процессов. При использовании минерального топлива человек распыляет углерод в земной коре. Минеральные удобрения целенаправленно рассеивают на обширных площадях. Рассеиваются, но все же сохраняются в земной коре многие металлы. Таким образом, преобладающей тенденцией геохимии техногенеза является рассеивание ценных химических элементов. Перераспределение веществ в земной коре не только изменяет ее состав, но и нарушает естественные процессы миграции химических элементов в природе; последствия этого пока трудно оценить. Инженерно-строительная деятельность создает дополнительную нагрузку на толщи пород и вызывает, как правило, ограниченные нарушения. Основными результатами строительных работ следует считать сжатие и уплотнение пород под отдельными зданиями и населенными пунктами в целом. В настоящее время через каждые 15 лет площадь Земли, выделяемая 463 Байбатша А. Б. под застройки, удваивается. К 2000 г. территория, занятая всеми инженерными сооружениями, составила около 5 %, а по прогнозу на 2020 г. она достигнет 15 % суши. Наиболее значительные нарушения в строении земных масс возникают при гидротехническом строительстве, здесь природное равновесие может резко изменяться в связи с превышением критического предела напряженного состояния пород. Тектонические нарушения могут быть также результатами резкого изменения свойств горных пород, обусловленных, например, их влагонасыщением при изменении условий естественной фильтрации. Широко известны случаи катастрофических разрушений таких гидротехнических сооружений, как плотина Бузей во Франции в 1895 г., плотина Аустин (1890) и Сан-Френсис (1928) в США и др. Горнотехническая деятельность затрагивает непосредственно недра, поэтому и последствия ее обычно более существенны. Горностроительные и добычные работы нарушают сложение и строение массивов горных пород, создают значительные полости и пустоты, которые по масштабам превосходят природные образования – подземные карстовые пещеры. При добыче полезных ископаемых человек проникает в земную кору на большие глубины. Например, выработки рудника "Колар" в Индии достигли глубины 3800 м; разработка золото-урановых руд в ЮАР ведется на глубине около 4 км. На еще большие глубины проникли буровые скважины на нефть. Как отмечалось, проходка подземных горных выработок, извлечение твердых полезных ископаемых и сопутствующей горной массы, нефти, газа, подземных вод вызывает нарушения геостатического поля и обусловливает проявление геодинамических последствий техногенеза, нарушения строения верхней части литосферы. При обрушении поверхности над горными выработками образуются провалы и воронки, которые могут достигать глубины нескольких десятков метров. Локальные провалы поверхности наблюдаются во многих районах добычи руд и угля подземным способом. Можно ожидать, что подобные явления получат еще более широкое развитие в связи с применением при подземной разработке высокопроизводительных си464 Общая геология стем с обрушением руды и вмещающих пород (без поддержания выработанного пространства). Региональные обширные опускания территории (до 5–10 м) возникают в результате снижения пластовых давлений в связи с откачкой из недр флюидов и газов. Иногда подобные опускания могут иметь катастрофические последствия. В специальной литературе описаны многочисленные случаи изменения строения литосферы, возникающие в результате проседания поверхности при снижении пластового давления. Обширные проседания (несколько десятков квадратных километров) и с амплитудой около 1 м отмечены, например, на территории нефтедобычи в штате Техас (США). Прогибание поверхности в районе нефтяной структуры Уилмингтон (США, штат Калифорния) достигло 8 м и привело к катастрофическим разрушениям зданий, мостов, дорог, промышленных предприятий (1957 г.). Откачка подземных вод в г.Мехико привела к оседанию городской поверхности почти на 9 м. По той же причине территория Токио примерно за полстолетие опустилась на 3,5 м. Изменения рельефа. Рельеф земной поверхности меняется при строительстве городов, дорог, гидротехнических, энергетических и других сооружений. Но больше всего способствует увеличению контрастности отметок поверхности горнодобывающая промышленность, поскольку в этом случае создаются как положительные, так и отрицательные формы рельефа. Более значительны по глубине и площади углубления, образованные при открытом (карьерном) способе добычи полезных ископаемых. Глубина карьеров достигает сейчас 300–800 м, проектируются карьеры глубиной до 1000 м и протяженностью карьерных полей 2–5 км. Для горнопромышленных районов характерен грядовохолмистый техногенный рельеф, сформированный при складировании пустых пород и отходов переработки минерального сырья. Тенденция постоянно ускоряющегося преобразования рельефа литосферы является доминирующей. Как и в природном седиментогенезе, в техногенном выделяют те же стадии денудации и аккумуляции вещества. Отрицательные формы рельефа обусловлены техногенной денудацией – перемещением и сносом горной массы. Положительные формы 465 Байбатша А. Б. создаются благодаря техногенной аккумуляции (отвалы пород, терриконы, дамбы, хвостохранилища, шламонакопители и т. д.). Инженерно-строительная деятельность преследует цель снивелировать земную поверхность. Для этого пониженные участки засыпают, а повышенные – срезают. В настоящее время широкое распространение при строительстве и благоустройстве территории получило регулируемое площадное повышение отметок. Высота искусственных террас меняется от 1 до 15 м, а намывных песчаных массивов составляет 2–8 м. Вместе с тем для целей строительства во многих случаях понижают отметки рельефа: срезают горы, холмы, террасовые уступы, дюны, барханы, бугры и другие положительные формы рельефа. Величина среза может достигать 50 м и более, а масштабы этих работ, особенно в районах с горным и предгорным рельефом, весьма значительны. Таким образом, общими закономерностями техногенного преобразования рельефа являются: тенденция к нивелированию рельефа; постепенное исчезновение естественного микрорельефа; развитие положительных и отрицательных форм микрорельефа с преобладанием тенденции повышения отметок над понижением за счет извлечения горной массы из недр и складирования отходов производства на поверхности. Природные геологические процессы под влиянием деятельности человека изменяются количественно и качественно: усиливаются, ослабляются, а иногда и прекращаются, перестают быть полностью естественными и приобретают черты и направленность техногенных проявлений. В наибольшей степени изменяются под влиянием техногенеза геологические процессы, связанные с деятельностью атмосферы, поверхностных и подземных вод. Меньшее влияние оказывает техногенез на процессы внутренней геодинамики. Техногенез воздействует прямо и косвенно на экзогенные процессы. Следствием прямого воздействия является образование техногенной (антропогенной) коры выветривания и развитие водной эрозии, морской абразии. Техногенные воздействия способствуют также развитию ветровой деятельности, в которой дефляции (выдуванию) принадлежит ведущая роль. Техногенные воздействия – добыча полезных ископаемых подземным 466 Общая геология выщелачиванием, подземное строительство, интенсивное использование подземных вод, уничтожение растительного покрова, сброс сточных вод и др. вызывают и способствуют развития процессов карстообразования. Тесно связаны с техногенными воздействиями на естественные геологические процессы такие геодинамические явления, как осыпи, обвалы и оползни. Процессы, подобные эндогенным геологическим процессам: локальные прогибания земной коры и тектонические смещения различной амплитуды и протяженности происходят при ядерных взрывах. Ядерные взрывы сопровождаются также такими особыми тектоническими явлениями, как землетрясения, подобные природным процессам магматизма и метаморфизма. Техногенные факторы создают также условия для изменения физических полей Земли: аномалии естественного электрического поля; повышение уровня радиации; локальное изменение магнитного поля планеты. 23.4. Рациональное использование и охрана геологической среды Изучение и анализ процессов, возникающих и протекающих в сложной системе человек-геологическая среда, исследование влияния научно-технического прогресса на природу делают возможным обоснование оптимальных условий взаимодействия общества с окружающей средой. В Казахстане вопросам охраны и рационального использования природной среды уделяется большое внимание. Принят ряд постановлений и законов, направленных на охрану и рациональное использование недр, земельных ресурсов, охрану от загрязнения водной и воздушной среды, сохранность животного и растительного мира. Охрана и рациональное использование недр. В нашей стране использование недр регламентируется законодательствами о недрах и охраны окружающей среды, утвержденными Парламентом Республики Казахстан. Законы предусматривают полное и комплексное геологическое изучение недр; наиболее полное извлечение из недр запасов основных и совместно с ними залегающих полезных ископаемых; охрану атмосферного воздуха, 467 Байбатша А. Б. земной поверхности, лесов, вод и других природных объектов от вредного влияния горных работ и др. Согласно действующему законодательству разработка месторождений полезных ископаемых должна вестись наиболее рациональными и эффективными методами, обеспечивающими полноту и комплексность отработки залежей, минимальные потери минерального сырья. Комплекс природоохранных мероприятий предусматривает также использование пород вскрыши или вмещающих пород, утилизацию отходов производства, предотвращение нежелательных деформаций, самовозгораний полезных ископаемых и отвалов. Большое значение придается сокращению потерь полезных ископаемых и комплексной их добыче и переработке. Решение этих вопросов позволяет наиболее рационально использовать невозобновимые природные, ресурсы. Нередко общая ценность сопутствующих компонентов может быть даже выше, чем основных. Охране подлежат участки недр, представляющие особую научную и культурную ценность. Сюда относятся заповедники уникальных минералогических, палеонтологических, пещернокарстовых, эоловых и других геологических достопримечательностей, обычно включаемых в сохраняемые ландшафтногеологические комплексы. Для разведки и разработки полезных ископаемых земля передается во временное пользование геологическим и горнодобывающим организациям. В соответствии с этим организации, ведущие разработку месторождений, геологоразведочные, строительные и иные работы на плодородных землях, обязаны приводить эти земельные участки в состояние, пригодное для использования в сельском или лесном хозяйстве. Комплекс мероприятий, направленных на восстановление нарушенных земельных участков с целью их дальнейшего рационального использования, называется рекультивацией земель. Рекультивация включает горно-технологические, мелиоративные, сельскохозяйственные, лесохозяйственные и другие работы. В результате ее проведения может достигаться не только частичное преобразование или восстановление нарушенных площадей, но и создание продуктивных антропогенных ландшафтов, улучшающих природную среду. 468 Общая геология Важными мероприятиями по охране земель являются: защита от водной и ветровой эрозии, Предотвращение оползней, обвалов и селей, осушение заболоченных почв, засыпка оврагов, расчистка каменистых грунтов и т.д. Их проведение обеспечивает сохранение и расширение земельных угодий, повышение их продуктивности. Охрана водных ресурсов и воздушной среды. В нашей стране предусмотрена целенаправленная деятельность по охране поверхностных и подземных вод от загрязнения, перераспределению стока, защите водоемов от сточных вод. Ведется большая работа по контролю санитарного состояния водоемов. Вокруг водных артерий устанавливается охранная зона. Особое внимание обращается на строительство очистных сооружений. Большое внимание в нашей стране уделяется охране и рациональному использованию подземных вод, которые для многих населенных пунктов являются основным источником водоснабжения. Ведется контроль за качеством воды, проводятся мероприятия по охране подземных вод от загрязнения, засорения и истощения. Большое значение придается охране водных ресурсов в районах действующих горных предприятий. Здесь ведется работа по снижению вредного влияния горных работ на режимы подземных вод, по восстановлению качества загрязненных вод. Охрана атмосферы от вредного влияния производственной деятельности предусматривает создание санитарных зон между промышленными предприятиями и населенными пунктами, установку фильтров по очистке отходящих газов металлургических, химических, цементных и других заводов, переход на безотходную технологию, озеленение городов и населенных пунктов. Процессы разработки месторождений полезных ископаемых характеризуются большой интенсивностью загрязнения воздуха. Источниками загрязнения являются двигатели внутреннего сгорания горных машин, массовые взрывы при открытой разработке, ветровая эрозия уступов карьеров и породных отвалов, загазованные угольные карьеры и шахты, пожары отвалов. В настоящее время в какой-то степени решаются вопросы обезвреживания воздуха на шахтах, рудниках, карьерах. Задача полной защиты атмосферы от газообразных загрязнений и пыли 469 Байбатша А. Б. еще ждет своего решения. В проблеме охраны и рационального использования геологической среды нет второстепенных вопросов. От успешного комплексного ее решения зависит будущее человечества. Контрольные вопросы: 1. Что такое техногенез или антропогенез? 2. Что такое ноосфера? 3. Как изменяются геосферы под воздействием техногенеза? 4. Как изменяются геологические процессы под влиянием техногенеза? 5. Каковы пути рационального использования геологической среды? 470 Общая геология ЗАКЛЮЧЕНИЕ Современная геология является теоретической основой для прогноза, поисков, разведки и разработки месторождений полезных ископаемых. На протяжении всей истории человеческой цивилизации полезные ископаемые были основой материальной культуры, так как использовались в качестве сырья и топлива. Анализируя только группу горючих ископаемых (нефть, газ, уголь), можно отметить, что в настоящее время они используются как в качестве сырья (химического, металлургического), так и в качестве топлива. К сожалению, основная часть горючих полезных ископаемых (около 70 %) используется в качестве топлива. Таким образом, пока еще остается актуальным высказывание Д. И. Менделеева: топить нефтью – то же, что топить ассигнациями. В современную эпоху нефть и газ доминируют в мировом топливном балансе. Однако в последующие годы, несмотря на рост добычи доля нефти и газа, по оценке исследователей, будет неуклонно снижаться, уступая другим источникам энергии. Ограниченность и невосполнимость запасов полезных ископаемых на нашей планете обусловливают необходимость наиболее эффективного их использования. Особенно большое внимание этой проблеме уделяется в нашей стране, где за последние годы принят комплекс законодательных мер по охране недр и рациональному использованию полезных ископаемых. Можно отметить также, что Казахстан занимает одно из ведущих мест по обеспеченности запасами различных видов полезных ископаемых, в том числе нефти и газа. Истощение запасов нефти и газа, по мнению ученых, не будет одинаковым для разных регионов в связи с их неодинаковой изученностью. В наши дни значительные перспективы нефтегазоносности связываются с континентальным шельфом, в пределах которого добыча нефти и газа возрастает с каждым годом. Огромные перспективы в области недропользования связаны с твердыми полезными ископаемыми. В Казахстане известны более 2270 месторождений и рудопроявлений металлических, неметаллических и твердых горючих ископаемых, которые изучены в различной степени. Кроме того, 471 Байбатша А. Б. имеются еще малоизученные регионы. Эффективное изучение освоение недр связано в основном с использованием достижений современной геологической науки, в том числе дистанционного зондирования Земли с различных высот. Разработка теоретических положений современной геологии в совокупности с научно-техническими достижениями в смежных областях – бурении и технологии добычи полезных ископаемых, геохимических, геофизических и космических исследований – позволит обеспечить надежную минеральносырьевую и энергетическую базу отечественной индустрии. 472 Общая геология ГЛОССАРИЙ Абляция [лат. ablatio – отнимание, отнесение] – уменьшение массы ледника путем таяния, испарения и механических разрушений. Аккумуляция [лат. accmulatio – накопление] – накопление осадков или осадочных пород на поверхности Земли. Аккреция – (в тектонике литосферных плит) причленение к окраинам континентов тектонических блоков (террейнов) и островодужных сооружений. Астеносфера [гр. asthenes – слабый + сфера], или сейсмический волновод – подстилающий литосферу слой верхней мантии Земли, способный к вязкому пластичному течению под действием относительно малых напряжений. Астеносфера залегает на глубине около 50 км под океанами и более 100 км под континентами, с нижней границей на глубинах примерно 250–300 км, в пределах которого лежат очаги питания вулканов, и осуществляется перемещение подкоровых масс, являющееся причиной тектонических процессов. Афтершоки – серия мелких толчков, которые следуют за начальным крупным. Весь этот период называют периодом землетрясений. Базис эрозии – уровень, на котором скорость водного потока становится равной нулю, и прекращаются все виды эрозии. Бентос – организмы, населяющие дно водоема и ведущие прикрепленный образ жизни. Биономические зоны моря (биологические) – зоны в пределах дна морей и океанов, характеризующиеся в зависимости от глубины определенными сообществами бентосных организмов и разными условиями осадконакопления. Волны поверхностные (L-волны) – упругие волны, возникают на границе раздела двух сред, например, земля – вода. Характеризуются меньшей по сравнению с поперечными и продольными волнами скоростью, быстро затухают с глубиной и с удалением от эпицентра, но в эпицентре могут приводить к значительным повреждениям. Волны поперечные (S-волны) – результат реакции среды на изменение формы. Они не могут распространяться в жидкой и 473 Байбатша А. Б. газообразной средах, поскольку жидкие и газообразные вещества сопротивляются изменению формы, которой они обладают. Частицы пород колеблются в направлении, перпендикулярном к направлению движения волн. Скорость распространения поперечных колебаний 3–4 км/с. Волны продольные (Р-волны) – реакция среды на изменение объема. Продольные волны распространяются в твердых, жидких и газообразных телах. Они представляют собой колебательные движения частиц вещества в направлении распространения волн (сжатие-растяжение). Скорость распространения волн 5–6 км/с. Волны сейсмические – упругие волны, возникающие в результате землетрясений, взрывов, ударов и распространяющиеся в виде затухающих колебаний в Земле. По типу деформаций они подразделяются на: продольные, поперечные и поверхностные. Скорость распространения волн зависит от состава, строения и физического состояния пород: в плотных породах сейсмические волны распространяются быстрее, чем в рыхлых, но разрушительная сила землетрясений значительно больше в рыхлых и слабосцементированных породах, чем в скальных. Гипоцентр землетрясения [гр. hypo – внизу, снизу, под + центр] – центр области в теле Земли, называемой очагом землетрясения, где внезапно освобождается значительное количество энергии, вызывающей кратковременные колебания земной коры. Гравитационная аномалия [гр. а – отрицание, nomos – закон] – отклонение фактических значений силы тяжести от теоретически рассчитанных, обусловленные неравномерным распределением масс и другими причинам. Грунтовые воды – воды, залегающие на первом от поверхности Земли водоупорном горизонте, ниже верховодки. Движения тектонические – в основном механические перемещения в земной коре и в верхней мантии, вызывающие изменение структуры геологических тел. Тектонические движения обычно отражаются в рельефе земной поверхности. Движения эпейрогенические [гр. epeiros – суша + genez] – медленные вековые поднятия или опускания обширных площадей, не вызывающие изменения их структуры. Дивергенция (тект.) – раздвижение или расхождение литосферных плит происходит при расколе континентов в рифтовых 474 Общая геология зонах и затем, при продолжающемся движении расходящихся плит, в осевых частях срединно-океанических хребтов. Землетрясения – колебания Земли, вызванные внезапным освобождением потенциальной энергии Земных недр. Напряжения, вызванные тектоническими силами, накапливаются в течение длительного времени (десятки и сотни лет), а освобождение энергии происходит за секунды, минуты и сопровождается разрывом и смещением твердого вещества в очаге, и упругими деформациями, которые распространяются в виде упругих колебаний. Земная кора континентального типа – под континентами она состоит (сверху – вниз): из осадочного, гранитогнейсового и базальтового слоев общей мощностью до 80 км. Земная кора океанического типа – под океанами ее толщина уменьшается до 5 км, а гранито-гнейсовый слой отсутствует. Кларк [по фамилии Кларк, американский геохимик] – числа, выражающие средние содержания химического элемента в данной природной системе. Термин введен академиком А.Е. Ферсманом. Конвергенция (тект.) – схождение по горизонтали литосферных плит любого размера, предположительно ведущее к поглощению древней океанической и континентальной литосферы (в процессах субдукции, коллизии и аккреции), к проявлениям магматизма и метаморфизма, способствующим новообразованию молодой континентальной коры, а также к деформациям горизонтального тектонического сжатия и к орогенезу. Коллизия [лат. collision – столкновение] – столкновение соседних континентов, континента с островной дугой или других крупных блоков с континентальным типом. Она сопровождается закрытием окраинных морей и останцов океанов, при котором происходит сдвижение литосферных пластин и плит фундамента. Например, на севере Индо-Австралийской плиты надвигается в Тиморском море Зондская островная дуга, а в Соломоновом море – дуга Новой Британии. Континентальный склон [лат. continens – суша] – один из элементов подводных окраин континентов, расположенный между шельфом и континентальным подножием. Уклон поверхности 4–400. Поверхность осложнена поперечными каньонами, структурными террасами. 475 Байбатша А. Б. Литосфера – верхняя каменная оболочка Земли, включающая земную кору и верхнюю мантию до кровли астеносферы. Литосферные плиты – каменная оболочка Земли, разбитая на блоки, отделенные друг от друга границами, к которым приурочены зоны землетрясений. По этим границам плиты перемещаются относительно друг друга (см. конвергентные, дивергентные и др. границы). Меланж – горная порода с серпентинитовым матриксом и обломками пород офиолитовой ассоциации. Мантийная струя – восходящая ветвь столбообразного потока горячего вещества, движущегося из глубин мантии к поверхности Земли. Нектон [гр. нектос – плавающий] – активно плавающие морские организмы, живущие в толще воды (например: киты, рыбы, медузы). Несогласие стратиграфическое (параллельное, скрытое, эрозионное) - нарушение возрастной последовательности залегания слоев, сопровождаемое залеганием более молодых слоев на размытой поверхности более древних без заметного различия в падении выше- и нижележащих отложений. Относительный возраст – последовательность геологических образований, определяющаяся стратиграфическими и биостратиграфическими методами. Офиолиты – ассоциация ультраосновных и основных интрузивных, эффузивных, а также осадочных пород. Планктон [гр. plankton – блуждающее] – мелкие микроскопические организмы, живущие во взвешенном состоянии в толще морской воды. Пассивно передвигаются волнами и течениями. Радиологические методы – основаны на явлении самопроизвольного распада радиоактивных элементов. Скорость этого процесса (период полураспада) для каждого радиоактивного элемента является постоянной величиной. Основными методами являются: урано-ториево-свинцовый, рубидиево-стронциевый, углеродный. Регрессия [regressio – движение назад] – отступание моря с суши. Вызывается поднятием суши, реже уменьшением количества воды в Мировом океане. Спрединг [англ. spreаding] – процесс растяжения литосферы 476 Общая геология и расхождения литосферных плит, вызывающий расширение площади океана благодаря поступлению нового магматического материала, т. е. разрастание океанического дна благодаря поступлению нового материала в срединно-океанических хребтах. К спрединговым окраинным морям относятся: Японское, Восточно - и Южно-Китайское, Коралловое, Тасманово и др. Субдукция [англ. subduction – поддвиг] – процесс сокращения площади и увеличения мощности литосферы и земной коры, происходящий в орогенах при поддвигании, скучивании и поглощении литосферных плит и пластин (зона поглощения земной коры). Тектоника [гр. tektonike – строительное искусство] – наука о строении и развитии земной коры; тектоническое строение того или иного участка земной коры. Трансгрессия [transgressio – переход] – процесс наступления моря на сушу. Сопровождается абразией, образованием перерыва и угловых несогласий. Обычно вызывается опусканием суши, реже поднятием уровня океана. Шельф [англ. shelf – полка] – относительно выровненная подводная окраина континентов глубиной обычно 100–200 м. В пределах шельфа встречаются месторождения полезных ископаемых: нефти, газа, россыпи ильменита, рутила, циркона и др. Эрратические валуны – валуны, принесенные ледником. 477 Байбатша А. Б. БИБЛИОГРАФИЧЕСКИЙ СПИСОК 1. Горбачев А. М. Общая геология. – М.: Высшая школа, 1973. 2. Ершов В. В., Новиков А. А., Попова Г. Б. Основы геологии. – М.: Недра, 1986. 3. Короновский Н. В. Общая геология. – М., 2006. 4. Курс общей геологии / Авт.: В. И. Серпухов и др. – М.: Недра, 1976. 5. Иностранцев А. А. Геология. – СПб, 1914. – Т. 1. – Изд. 5-е. 6. Миловский А. В. Минералогия и петрография. – М.: Недра, 1985. 7. Мильничук В. С., Арабаджи М. С. Общая геология. – М.: Недра, 1989. 8. Общая геология / Под. ред. проф. А. К. Соколовского. – М., КДУ, 2006. – 448 с. 9. Судо М. М. Современная геология. – М.: Знание, 1981. 10. Хаин В. Е. Основные проблемы современной геологии. – М., 2003. 11. Frederick K. Lutgens, Edward J. Tarbuck. Essentials of Geology. Eleventh edition. USA, New Jersey, 2012. – 554 p. 12. Байбатша Ә. Б. Жалпы геология (Жер динамикасы). – Алматы: ҚазҰТУ, 2005. – 365 б. 478 Общая геология СОДЕРЖАНИЕ 1. 1.1. 1.2. 1.3. 1.4. 1.5. 1.6. 2. 2.1. 2.2. 2.3. 3. 3.1. 3.2. 3.3. 3.3.1. 3.3.2. 3.3.3. 3.3.4. 3.3.5. 3.4. 4. 4.1. 4.2. 4.3. 4.3.1. 4.3.2. 4.3.3. 5. 5.1. 5.2. 5.3. 5.4. Предисловие Общие положения Предмет и объекты геологии Методы исследования геологии Связь геологии с другими науками Науки геологического цикла История развития геологии Значение геологии Общие сведения о Земле Земля в мировом пространстве Гипотезы о происхождении Солнечной системы и Земли Параметры Земли Строение и свойства Земли Внешние геосферы Внутренние геосферы Геофизические поля Земли Гравитационное поле Радиоактивное поле Тепловое поле Магнитное поле Электрическое поле Геохимия Земли Земная кора Строение земной коры Типы земной коры Вещественный состав земной коры Химический состав Минеральный состав Петрографический состав Геологическое летоисчисление Основные этапы эволюции Земли Методы определения относительного возраста горных пород Методы определения абсолютного возраста горных пород Геохронологическая шкала 3 4 4 5 8 9 11 17 19 19 25 32 36 36 40 44 44 48 48 52 59 60 65 65 68 69 70 72 81 89 89 90 93 99 479 Байбатша А. Б. 5.5. 6. 6.1. 6.2. 6.2.1 6.2.2. 6.2.3 6.2 4. 7. 7.1. 7.1.1. 7.1.2. 7.1.3. 7.1.4. 7.2. 7.3. 8. 8.1. 9. 9.1. 9.2. 9.2.1. 9.2.2. 9.2.3 9.2.4. 9.3. 9.3.1. 9.3.2. 9.3.3. 10. 10.1. 10.2. 10.3. 10.4 10.5 10.6 10.7. 480 Зарождение и развитие жизни на Земле Геологические процессы Взаимосвязь и взаимообусловленность геологических процессов Магматизм Интрузивный магматизм Эффузивный магматизм Магматические горные породы Связь полезных ископаемых с магматизмом Экзогенные геологические процессы Выветривание Физическое выветривание Химическое выветривание Продукты выветривания Значение процессов выветривания Денудация Аккумуляция Геологическая деятельность экзогенных агентов Геологическая деятельность ветра (эоловые процессы) Геологическая деятельность поверхностных вод Работа поверхностного стока Работа рек Периоды и циклы речной эрозии Речные аккумулятивные формы Перехваты рек. Денудация и пенеплен Речные россыпи Работа озер и болот Озера и их геологическая деятельность Болота и их геологическая деятельность Полезные ископаемые озерно-болотных отложений Геологическая деятельность подземных вод Виды воды в горных породах Коллекторские свойства горных пород Происхождение и состав подземных вод Условия залегания подземных вод Воды нефтяных и газовых месторождений Карстовые процессы Осадки подземных вод 102 107 107 109 110 118 126 128 131 131 131 135 138 142 143 144 146 146 155 156 164 177 182 189 191 192 192 196 197 201 201 203 206 210 216 220 224 Общая геология 10.8. 10.9. 10.10. 11. 11.1. 11.2. 11.3. 11.4. 12. 12.1. 12.2. 12.3. 12.4. 12.5. 12.6. 13. 13.1. 13.2. 13.3. 14. 14.1. 14.2. 14.3. 14.4. 14.5. 15. 16. 16.1. 16.2 16.3. 16.3.1. 16.3.2. 16.3.3. 16.3.4. Оползни и обвалы Подземные воды в районах многолетней мерзлоты Грязевой вулканизм Геологическая деятельность ледников Образование и типы ледников Геологическая работа ледников Флювиогляциальные процессы Оледенения земной коры Геологическая деятельность моря Распределение воды и суши на Земле Физико-химическая характеристика и органический мир Мирового океана Движение вод мирового океана Разрушительная работа моря Перенос продуктов разрушения Накопление осадков Формирование осадочных горных пород Классификация осадочных пород Стадии литогенеза Понятие о фациях и формациях Метаморфизм Общая характеристика Факторы метаморфизма Типы и условия проявления метаморфизма Метаморфические горные породы Особенности состава и строения метаморфических пород Ксеногенные процессы Тектонические движения земной коры Классификация тектонических движений Геологические методы восстановления и изучения тектонических движений Землетрясения Общая характеристика и распространение землетрясений Регистрация землетрясений Природа землетрясений Прогноз землетрясений 226 228 230 233 233 239 243 250 255 255 260 266 271 274 276 289 289 290 297 301 301 302 305 310 312 317 326 326 331 338 338 341 345 353 481 Байбатша А. Б. 17. 17.1. 17.2. 17.2.1. 17.2.2. 17.3. 18. 18.1. 18.2. 18.2.1. 18.2.2. 18.2.3. 18.3. 19. 19.1. 19.2. 20. 21. 21.1. 21.2. 21.3. 22. 22.1. 22.2. 23. 23.1. 23.2. 23.3. 23.4. 482 Формы залегания осадочных пород Первичная форма залегания слоев Вторичные формы залегания Пликативные дислокации (складчатые нарушения) Дизъюнктивные дислокации (разрывные нарушения) Элементы залегания слоев Становление и развитие земной коры континентов Современные модели развития земной коры Основные структурные элементы земной коры Континентальные платформы Подвижные пояса Глубинные разломы Краткая история формирования земной коры Геология переходных зон «континент - океан» Пассивные континентальные окраины Активные континентальные окраины Геология океанов: основные структурные элементы океанского дна Основные геотектонические гипотезы Гипотезы изменяющегося объема Земли Гипотезы горизонтального дрейфа континентов Гипотезы внутренней дифференциации вещества Земли Методы исследования и графического моделирования строения земной коры Методы получения геологической информации Геологическая карта и другие виды геологической графики Техногенные изменения геологической среды Понятие о техногенезе (антропогенезе) Техногенные изменения внешних геосфер Техногенные изменения земной коры Рациональное использование и охрана геологической среды Заключение Глоссарий Библиографический список 356 356 358 360 366 369 371 371 371 371 383 393 398 405 405 407 414 421 422 425 436 440 440 447 456 456 458 463 467 471 473 478 Общая геология Учебное издание Байбатша Адильхан Бекдильдаевич ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ (ДИНАМИКА ЗЕМЛИ) Учебное пособие Нач. РО УИЦ Редактор Компьютерная верстка З.А. Губайдулина З. А. Губайдулина Л. П. Умирбекова Подписано в печать 15.01.2015 г. Бумага офсетная. Формат 60x84 1/16. Уч.- изд. л. 30,2. Усл. п.л. 28,1. Тираж 300 экз. Заказ № 286. Цена договорная. Издание Казахского национального технического университета имени К. И. Сатпаева Учебно-издательский центр КазНТУ г.Алматы, ул. Сатпаева, 22 483
