Геологические процессы. Петрография

112
Ч А С Т Ь
I I
ПЕТРОГРАФИЯ И ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ
ПРОЦЕССЫ
Процессы, происходящие внутри Земли и на ее поверхности, формирующие состав земной коры, ее строение и рельеф поверхности, называются
геодинамическими.
Одна часть этих процессов обусловлена энергией, освобождающейся в
недрах планеты в результате радиоактивного распада химических элементов,
фазовых и структурных превращений вещества в глубоких частях Земли. Такие процессы объединяются в группу эндинамических (endon, греческ. внутри; genos - род, рождение). Другая часть процессов порождается силами,
действующими на поверхности Земли: суточными и сезонными колебаниями
температуры, энергией движущихся масс воды, льда и ветра, химическими и
физико-химическими реакциями, протекающими при участии воды и жизнедеятельности организмов. Эти процессы составляют группу экзогенных (exo,
греческ. - снаружи).
В обоих группах существуют процессы, действующие по законам механики (например, распространение упругих колебаний в горных породах
разной плотности при землетрясениях или перенос реками обломков разной
крупности) и по сложным законам физической химии (например, при преобразовании кристаллохимических структур минералов в разных условиях).
Геодинамические процессы совершаются во времени и имеют неодинаковую
продолжительность. Одни происходят быстро, почти мгновенно (землетрясение, горный обвал и т.п.), для осуществления других требуется длительное
время (формирование зрелой речной долины или образование плотной горной породы из рыхлого морского ила).
Среди эндогенных процессов наиболее важными являются землетрясения, магматизм, метаморфизм, тектонические движения и образование
112
113
тектонических структур земной коры; для экзогенных - разрушение и преобразование горных пород, перенос и отложение продуктов разрушения различными агентами, выработка рельефа поверхности, формирование осадочных горных пород.
Эндогенные и экзогенные геодинамические процессы тесно связаны.
Их совокупное действие обусловливает циклическое и направленное развитие вещества и структуры земной коры.
Глава V ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
Одним из наиболее ярких проявлений эндогенной геодинамики являются землетрясения - резкие и быстрые толчки, которые идут из недр Земли
и сотрясают поверхность отдельных участков суши.
Землетрясение большой интенсивности - самая грозная и разрушительная из всех природных катастроф, сопровождающаяся многочисленными жертвами и колоссальными материальными потерями. Все крупные землетрясения, происходившие в историческое время, отмечены гибелью тысяч
людей. Таково великое землетрясение, охватившее в 526 г восточную часть
Средиземноморского региона и повлекшее за собой гибель 200 тысяч человек; землетрясение, произошедшее в 1556 г в Китае, унесшее жизнь 830 тысяч человек; или более близкое к нам по времени землетрясение в Токио
(1923 г), сопровождавшееся 142 тысячами жертв и полностью разрушившее
столицу Японии.
Знаменитый географ и естествоиспытатель А.Гумбольт в своем сочинении «Космос» отметил, что землетрясения как ни одно другое природное
катастрофическое событие вызывает у человека острое чувство беспомощности перед грозной стихией. Описания свидетелей сильных землетрясений
полны драматизма. Сохранилось письмо служащего немецкой торговой компании, застигнутого одним из сильнейших землетрясений, произошедшим 1
113
114
ноября 1755 г в Лиссабоне. Выдержки из этого письма приведены ниже (орфография и стиль письма сохранены по тексту книги М.Неймайра «История
Земли», С.-Петербург, 1897 г., с.313-314):
«Всемогущий Боже! Какие ужасы я увидел! На целый локоть1 земля то
поднималась вверх, то опускалась; дома падали со страшным треском. Стоявший над нами огромный Кармелитский монастырь сильно качался из стороны в сторону и каждую минуту грозил раздавить нас. Опасались мы и самой земли, которая могла поглотить нас живыми. Солнце было омрачено,
люди не видели друг друга и были убеждены, что настал последний день
страшного суда. Это грозное колебание почвы длилось больше 8 минут. Потом все ненадолго успокоилось... Вдруг земля снова затряслась... Все улицы
были загромождены развалинами домов... Мы пробирались среди камней и
трупов, подвергаясь страшной опасности... что было пощажено землетрясением погибло от пожара... Большой чудный город, богатейший в Европе, обладавший огромным населением в 500000 человек, теперь обратился в груду
камней... Многие из трехсот кораблей, стаявших в гавани, были подняты с
якорей; одни потонули, другие сильно повреждены. Голландское судно...
было выброшено в город и стояло на суше....нахлынула другая волна, подхватила корабль и, не повредив, отнесла в море. Вес этого судна 18-20 тысяч
центнеров... Тысячи людей, погребенных под развалинами, напрасно кричали и звали на помощь; никто не слышал их, и живыми погибли несчастные в
огне».
В завершении выдержки из этого письма укажем, что в Лиссабонском
землетрясении погибло более 24 тысяч человек.
Ученые длительное время стремились понять процесс землетрясения и
выяснить его порождающие причины, но лишь в средине 19 в в связи с общим развитием геологии и созданием первых приборов, регистрирующих
114
115
землетрясения, началось их планомерное изучение. В 20 в сложилась
с е й с м о л о г и я (seismos, греческ. - землетрясение) как одна из наук геологического цикла, специально изучающая землетрясения.
Землетрясение - один из видов движения земной коры, разные участки
которой постоянно находятся в движении. Некоторые из этих движений охватывают значительные территории, но настолько медленны, что заметить
визуально их невозможно. О таких движениях можно предполагать лишь
только по геологическим данным и отрывочным сведениям, сохранившимся
в исторических хрониках. Так, например, значительная часть Нидерландов
как свидетельствует название этой страны, расположена ниже уровня Северного моря и от затопления ее предохраняют высокие дамбы, которые начали
возводить в XI в и постепенно, по мере опускания, надстраивали. В то же
время, соседняя территория Скандинавского полуострова с прилегающей с
юга частью бассейна Балтийского моря, испытывает столь же устойчивое
поднятие. Есть примеры того, что медленные вертикальные перемещения
земной коры в отдельных районах диаметрально меняли свою направленность: опускавшиеся участки поднимались или даже неоднократно изменяли
ориентированность своего движения. Такие медленные не заметные для глаза вертикальные перемещения отдельных районов суши получили название
э п е й р о г е н и ч е с к и х (epeiros, греческ. - суша) или вековых движений.
В дальнейшем оказалось, что медленные вертикальные колебательные
движения характерны не только для суши, но и для морского дна. В этом отношении очень интересны данные, полученные при изучении коралловых
островов (см. главу с.
). Известно, что коралловые полипы, строящие ри-
фы, могут существовать не глубже 70-80 м. Но на многих островах Тихого
океана обнаружено, что мощность коралловых рифов значительно превышает 100 м и часто достигает 1-1,5 км и более. Следовательно острова, на кото1
Локоть - устаревшая мера длины, соответствующая длине локтевой кости человека, равна примерно 40-50
115
116
рых коралловые полипы возводили свои сооружения, длительное время
опускались, притом так медленно, что полипы успевали надстраивать рифы
и при этом оставались на небольшой глубине, на какой они могут существовать. Вместе с тем, существуют коралловые острова, которые были подняты
над уровнем моря.
Таким образом, имеющиеся факты свидетельствуют о повсеместно
происходящих медленных и спокойных вертикальных движениях отдельных
фрагментов земной коры. Эти движения вероятно обусловлены подкоровыми перемещениями масс вещества верхней мантии.
В отличие от медленных эпейрогенических движений землетрясения
представляют собой быстрые и кратковременные движения. По-видимому,
они возникают в ситуации, когда сопротивление плотных толщ оказывается
недостаточным, чтобы противостоять воздействию перемещающихся масс. В
этих случаях образуются глубинные разломы плотных толщ, сопровождаемые их сдвигами, а накопившаяся в них потенциальная энергия сопротивления мгновенно превращается в ударную кинетическую. Пространство, в котором происходит разлом и освобождается энергия называется очагом землетрясения, а его центр - г и п о ц е н т р о м (hypo, греческ. - под). Освобождающаяся энергия распространяется в плотных слоях верхней мантии и земной коры, постепенно затухая, в виде волн упругих колебаний.
Среди упругих колебаний выделяются продольные, представляющие
собой колебания частиц вещества вдоль луча распространяющейся волны.
Они вызывают сжатие и разряжение вещества и поэтому распространяются в
любой - твердой, жидкой или газообразной среде, но с разной скоростью.
Скорость распространения продольных колебаний в воздухе 330 м/сек, в воде около 1500 м/сек, а в горных породах земной коры - несколько тысяч мет-
см.
116
117
ров в секунду, возрастая по мере увеличения плотности пород до 6000-6500
м/сек (см. Введение, стр. ).
Поперечные колебания происходят перпендикулярно к лучу, изменяя
форму вещества. Так как газообразные и жидкие вещества не сопротивляются изменению формы, то поперечные колебания в этих средах не распространяются. В твердых веществах эти колебания распространяются со скоростью меньшей, чем продольные.
По причине того, что энергия упругих колебаний убывает по мере
дальности их распространения, на поверхности Земли наибольшая интенсивность колебаний будет на самом близком расстоянии от гипоцентра, тоесть на его проекции на поверхность. Это место называется э п и ц е н т р о м
(epi, греческ. - над, на) землетрясения. В нем интенсивность землетрясения
будет максимальной. Разрушительное действие землетрясений усиливается
поверхностными волнами, возникающими на границе двух сред (земной коры и атмосферы), амплитуда которых максимальна в эпицентре.
В зависимости от глубины расположения очаги землетрясения подразделяются на поверхностные (до 10 км), нормальные (от 10 до 60 км), промежуточные (от 60 до 300 км) и глубокофокусные (от 300 до 700 км). Соответственно поверхностные и нормальные очаги приурочены к земной коре,
промежуточные - к верхней мантии, глубокофокусные - к слою Голицина
(средней мантии). Большая часть (более 80%) очагов землетрясений располагается в пределах земной коры, на долю глубокофокусных приходится около
10% общего количества землетрясений.
Следует заметить, что разрушительные толчки землетрясений имеют
радиальную, но не обязательно вертикальную направленность. Это проявляется в появлении горизонтальной составляющей перемещения блоков горных пород. Примером может служить знаменитый разлом Сан-Андреас в Калифорнии (США), имеющий протяженность около 800 км, с которым связа-
117
118
ны несколько крупных землетрясений, наиболее сильное из которых произошло в 1906 г. По плоскости этого разлома при каждом землетрясении отмечается горизонтальное смещение пород. Геологи предполагают, что за несколько миллионов лет существования этого разлома суммарная амплитуда
смещения составила 240 км.
В сейсмических странах сотрясения поверхности разной силы довольно часты. По этому признаку они были впервые объединены в три группы: 1)
т р е м о с (итальянск. - трепетание) - самые слабые движения, не замечаемые
людьми и обнаруживаемые лишь приборами 2) т р е м б о л е с - слабые, но
ощутимые людьми и 3) т е р р о м о т а с - землетрясения в полном смысле
этого слова. В дальнейшем по мере накопления материала были разработаны
шкалы интенсивности, в которых интенсивность оценивалась в баллах по
характеру разрушений и жертвам. В конце 19 в. была популярна шкала Росси-Френеля. В настоящее время в нашей и некторых других странах интенсивность землетрясений оценивается по 12-бальной шкале (табл.3).
Немецкие геофизики Ч.Рихтер и Б.Гутенберг разработали шкалу оценки энергии землетрясений с учетом м а г н и т у д ы (magnitudo, латинск. - величина) - условной величины, равной логарифму отношения амплитуды
смещения частиц грунта при данном землетрясении к амплитуде смещения
частиц при эталонном слабом землетрясении, расположенном на расстоянии
около 100 км от эпицентра. Значение магнитуды (шкала Рихтера) изменяется
от 0 до 8,8.
Для изучения землетрясений и их распространения важное значение
имело создание сейсмографа - прибора, регистрирующего интенсивность
сейсмических колебаний на подвижной ленте, двигающейся с определенной
скоростью. По мере усиления интенсивности колебаний возрастает амплитуда вычерчиваемых на ленте отклонений. Запись на ленте называется сейсмограммой.
118
119
В среднем в течении года на всем Земном шаре регистрируется 16-18
очагов сильных землетрясений (VII балл по 12-бальной шкале) и одно разрушительное (VIII балл) или опустошительное (IX балл). Общее количество
землетрясений всех баллов за год составляет около 1 млн., то есть около двух
сотрясений в минуту. Одно из последних разрушительных землетрясений
(летом 1999 г.) охватило северные районы Турции. При этом сильно пострадало несколько городов, в спасении жителей которых принимали активное
участие группы спасателей из России.
Таблица 3
Шкала интенсивности землетрясений
Интенсивность, баллы
Общая характеристика
Основные признаки
I
II
Незаметное
Очень слабое
III
Слабое
IV
Умеренное
V
Довольно сильное
VI
Сильное
VII
Очень сильное
VIII
Разрушительное
IX
Опустошительное
Отмечается только приборами
Ощущается отдельными людьми, находящимися в здании в полном покое
Ощущается немногими людьми в здании
Ощущается многими. Заметны колебания висящих предметов
Ощущается всеми, заметные колебания
зданий, многие спящие просыпаются
Общий испуг, в зданиях легкие повреждения
Паника, все выбегают из зданий. На
улице некоторые люди теряют равновесие; падает штукатурка, в стенах
появляются тонкие трещины, повреждаются кирпичные дымовые трубы
Сквозные трещины в стенах, отмечается падение карнизов, дымовых
труб. Много раненых, отдельные жертвы
Разрушение стен, перекрытий, кровли
во многих зданиях. Отдельные здания
разрушаются до основания, много раненых и убитых
119
120
X
XI-XII
Обрушение многих зданий. В грунтах
образуются трещины до метра шириной. Много убитых и раненых.
Катастрофическое Сплошные разрушения всех сооружений. Образуются трещины со смещением по горизонтали и вертикали, оползни, обвалы. Изменение рельефа в больших размерах.
Уничтожающее
География землетрясений. Исторические сведения и результаты мониторинга сейсмических событий на Земном шаре на протяжении второй половины 20 в. дают основание выделить области, подверженные наиболее мощным и частым землетрясениям. Они преимущественно приурочены к двум
глобальным тектонически активным, характеризующимся молодыми поднятиями и проявлениями современного вулканизма поясам. Первый - Средиземноморско-Гималайский протягивается от Средиземноморского региона
на восток через Карпаты, горы Малой Азии, Кавказ, Гиндокуш, Гималаи до
островов Индонезии. Второй - Тихоокеанский - включает тихоокеанские побережья Северной и Южной Америки, Новую Зеландию, Филиппины, Японию, Курильские острова и Камчатку. Более 80 % всех землетрясений приходится на Тихоокеанский пояс.
К сейсмическим областям также относятся континентальные рифты
Восточной Африки и Байкала, поднятия Тянь-Шаня и Памира, а в системе
Мирового океана - срединно-океанические хребты и глубоководные желоба
Тихого Океана. В некоторых местах сейсмические явления на суше и океаническом дне обусловлены общим геотектоническим процессом, как это
имеет место в зоне островных дуг и глубоководных желобов восточноазиатской окраины Тихого океана.
Контрольные вопросы к самостоятельной
работе студентов
120
121
1. Как называется наука, изучающая землетрясения. Назовите причины землетрясений.
2. Что называется гипоцентром, эпицентром и плейстосейсмовой областью
землетрясений? Какие типы других колебаний возникают при землетрясениях?
3. Как называются прибор, регистрирующий землетрясения, и запись сейсмических колебаний:
4. Какие шкалы интенсивности землетрясений применяются в наше время?
Какими показателями оцениваются сильное, очень сильное, разрушительное и опустошительное землетрясения?
5. Что такое магнитуда землетрясений?
6. Какое количество землетрясений разной интенсивности происходит на
протяжении года?
7. Каковы закономерности географического распространения землетрясений?
Рекомендуемая графическая работа
Используя Физико-географический атлас Мира, на контурной карте
России оконтурьте сейсмоактивные районы.
Глава VI МАГМАТИЗМ, ЕГО ПРОЦЕССЫ И ПРОЯВЛЕНИЯ
Среди эндогенных процессов весьма важное значение имеют магматические. Под магматизмом понимается совокупность геологических процессов, заключающихся в образовании и эволюции магмы в глубине земной коры и в подкорковой оболочке - мантии Земли - и перемещении ее к поверхности. Магма (magma, греческ. - тесто, густая мазь) п р е д с т а в л я е т
собой
с л о ж н ы й, с и л и к а т н ы й, р а с п л а в
мантийного
121
122
или
корового
вещества,
насыщенный
раство-
р е н н ы м и в н е м г а з а м и. Как известно, температура Земли возрастает с глубиной и около 100 км от поверхности составляет 1300-15000. Можно было бы ожидать, что горные породы здесь расплавлены и твердая толща
литосферы плавает на огненно-жидком субстрате. Однако данные геофизики
неопровержимо свидетельствуют об отсутствии жидкого слоя, подстилающего литосферу. На глубине 100 км и более свободно распространяются не
только продольные сейсмические волны, но и волны с поперечным направлением колебаний, которые в жидких средах невозможны.
Отсутствие жидкого состояния вещества объясняется возрастанием не
только температуры, но и давления. Колоссальное давление в десятки тысяч
атмосфер повышает температуру плавления горных пород на несколько сотен градусов и делает возможным нахождение их в твердом состоянии даже
в условиях очень высокой температуры, которая имеет место на больших
глубинах.
И тем не менее расплавы, из которых возникают горные породы, существуют. Об этом свидетельствуют не только особенности строения магматических горных пород и следы деятельности таких расплавов в геологическом
прошлом, но и современные проявления магматизма на поверхности в виде
излияния лавы при вулканических извержениях.
Есть все основания предполагать, что хотя непрерывная оболочка расплавленной массы отсутствует, но имеются изолированные очаги магмы.
При наличии очень высоких температур и давлении возникает состояние вещества, близкое к неустойчивому. Сравнительно небольшое понижение давления на каком-либо участке влечет за собой переход вещества в жидкое состояние и образование очага магмы, откуда она поступает во вторичные вулканические очаги.
122
123
Непосредственное изучение магмы до сих пор еще невозможно, но на
основании изучения различных магматических образований можно предполагать, что магма - это сложный расплав-раствор преимущественно силикатного состава. В магме доминируют те же химические элементы, которые в
основном слагают литосферу - кислород, кремний, алюминий, железо, кальций, магний, калий, натрий. Преобладающими являются кислород и кремний.
Состав магмы сильно отличается от состава магматических горных пород в первую очередь значительным количеством легколетучих соединений паров воды и различных газов (хлористого и фтористого водорода, сернистых соединений, углекислого газа, хлористого аммония и др.).
Эти соединения находятся в растворенном состоянии в магме благодаря огромному давлению. Они уменьшают вязкость магматического силикатного расплава, придают ему значительную подвижность, повышают растворимость в магме некоторых соединений, увеличивают агрессивность магмы
по отношению у окружающим горным породам. Поступая в верхние горизонты литосферы или на ее поверхность, магма теряет летучие компоненты.
Если давление снижается быстро (т.е. быстро осуществляется подъем магмы), то летучие вещества бурно выделяются и происходит вскипание магмы
подобно тому, как бурно выделяется углекислый газ из газированной воды
после откупоривания бутылки. Изливающаяся на поверхность магма, л и шенная
газов
и
п а р о в, н а з ы в а е т с я л а в о й
(lava,
итальянск. - затопляю).
Изучение состава магматических пород и данные сейсмических исследований показывают, что магма не образует сплошного слоя над каменной
оболочке Земли, а возникает в отдельных очагах расположенных на разной
глубине. На основании имеющихся данных предполагается, что на разных
глубинах образуется магма неодинакового состава (рис.68). По мнению
123
124
японского петролога Х.Куно сильно обогащенная оксидом кремния магма
может возникать в земной коре континентов на глубине 20-30 км, при температуре от 6500С и выше. Магма, богатая магнием и железом, образуется при
температуре в 2-3 раза выше и уже вне земной коры в мантии (в пределах астеносферы), на глубине от 100 до 400 км. Используя мощные глубинные разломы, магма внедряется в более высокие участки, где возникают магматические резурвуары.
Характер движения и глубина застывания магмы являются весьма
важными показателями магматического процесса. Поэтому выделяют две его
формы. В случае быстрого подъема магмы и излияния ее на поверхность говорят об эффузивном магматизме (effusio, латинск. - излияние). Эффузивный магматизм также называется вулканизмом. Процесс, при котором внедрившаяся магма не достигает поверхности и застывает на той или иной глубине, называют интрузивным магматизмом (intrusio, латинск. - внедрение). Интрузивный и эффузивный магматизм резко различаются по своим
внешним проявлениям и по строению и составу возникающих горных пород.
Движение магмы к поверхности обусловлено, во-первых, гидростатическим давлением, а во-вторых, значительным увеличением объема вещества
при уменьшении давления в поверхностных частях литосферы. При определенном давлении газы, растворенные в магме, обособляются и занимают
значительный объем. Примерные расчеты показывают, что магматическое
вещество, содержащее 9-10% воды, при подъеме с 40 км к поверхности литосферы должно увеличить свой объем более чем в 1000 раз. Резкое увеличение объема начинается с глубин около 5 км от поверхности.
ЭФФУЗИВНЫЙ МАГМАТИЗМ, ИЛИ ВУЛКАНИЗМ
В процессе развития эффузивного магматизма магма прорывает земную кору и извергается на поверхность. При извержениях вулканов из магмы
124
125
выделяется большое количество газов, находившихся в ней на глубине в растворенном состоянии. Магматическое вещество извергается или через трубообразные выводные каналы с образованием вулканических аппаратов центрального типа - собственно вулканов, или из глубоких разломов земной коры. Вулканы представляют собой чаще всего возвышенности, образованные
продуктами извержения, с кратером на вершине. Характер вулканических
извержений и формы, создаваемые ими, многообразны. В одних случаях из
кратера вулкана или из открытой трещины происходит относительно спокойное излияние лавы без или почти без газовых взрывов. Деятельность некоторых вулканов проявляется в исключительно мощных газовых взрывах. У
многих вулканов сильные газовые взрывы сочетаются с извержением лавы.
Указанные различия в значительной степени обусловлены степенью вязкости лавы, зависящей от ее состава.
Продукты извержения вулканов. Среди продуктов извержений вулканов выделяют три типа: жидкие (лавы), газообразные и твердые. Л а в ы по
содержанию SiO2 подразделяются, как и горные породы (см. стр. ), на кислые (SiO2 > 65%), средние (65-52%), основные (52-45%). Основные лавы тяжелые, высокотемпературные (до +1200-13000С), обогащены кальцием, магнием и железом, отличаются малой вязкостью и большой подвижностью.
Кислые и средние магмы, обогащенные натрием и калием отличаются высокой вязкостью и малой подвижностью.
Газообразные продукты играют важную роль при вулканических извержениях, особенно при взрывном характере последних. Струи горячего
вулканического газа называют фумаролами (fumare, итальянск. - дымиться)1. Наибольшее значение и распространение в вулканических газах имеют
водород, кислород, углерод и сера, образующие те или иные соединения в
Нередко в литературе слово «фурмарола» употребляется применительно к отверстию, из которого выходят вулканические газы.
1
125
126
зависимости от температуры. Кроме того, присутствуют фтор, хлор, бор, азот
и их соединения. Следует отметить постоянное присутствие воды, но при
высоких температурах частично проявляется диссоциация на Н2 и О2.
В состав высокотемпературных (+500-6000С) фумарольных газов входят хлористо-сернокисло-углекислые газы. (HCl, HF, NH4Cl, SO2, CO, CO2, B,
H2). В составе более низкотемпературных вулканических газов (+100-2000С)
преобладающее значение имеют сернистые соединения, вследствие чего они
получили название сольфатарных (solfo, итальянск. - сера, solfatare - серная
копь). В них входят SO2, H2S, CO, CO2, H2O, CH4, N.
При температурах ниже +1000С выделяются струи углекислого газа,
называемые мофетами, указывающими нередко на затухающую деятельность вулкана. В них преобладает CO2, присутствуют H2S, CH4, H2O, N.
В перечисленных газовых компонентах, несомненно, присутствуют,
помимо глубинных магматогенных газов, какая-то часть газов атмосферного
происхождения. Это, по-видимому, часть N, H2O и некоторые соединения,
возникающие в процессе химического взаимодействия газов и горных пород,
слагающих стенки отверстий, через которые происходят извержения. В вулканических газах присутствуют и различные металлы. Например, в газовых
пробах вулкана Плоский Толбачик на Камчатке обнаружены следы меди,
цинка, свинца, олова, серебра, мышьяка; в газах других вулканов присутствуют также железо, ртуть и др.
Т в е р д ы е в у л к а н и ч е с к и е п р о д у к т ы образуются при извержениях, сопровождающихся крупными взрывами и выбросом большого
количества лавы на значительную высоту. Выброшенная лава распыляется в
атмосфере и выпадает на склоны вулкана и смежные с ним области в виде
различных по размеру частиц. Все твердые продукты извержения и породы,
образующиеся из них, называются п и р о к л а с т и ч е с к и м и (pyr, греческ. - огонь, klastikos - раздробленный). По размерам частиц и обломков
126
127
(указанных ниже в скобках) твердые продукты извержений подразделяются
на несколько типов: 1) вулканический пепел (меньше 0,1-0,25 мм); 2) вулканический песок (0,25-2,0 мм); 3) лапилли (lapill, итальянск. - камешки) (до
1,5-3,0 см); 4) вулканические бомбы (от 10 см до 1 м и более).
Вулканический пепел при крупных взрывах разносится на очень далекие расстояния и, выпадая на поверхность, образует пепловые слои. Более
крупные вулканические бомбы и лапилли выпадают (вместе с пепловым и
песочным материалом) ближе к кратеру вулкана. Своеобразная форма вулканических бомб - веретенообразная, грушевидная, вытянуто-овальная - отчетливо показывает, что они образуются из пластического вещества - лавы,
вращающейся в атмосфере. Это отличает их от угловатых обломков горных
пород, раздробленных газовыми взрывами и заполняющих кратер.
ТИПЫ ВУЛКАНОВ И ХАРАКТЕР ИХ ИЗВЕРЖЕНИЯ
Классификация вулканов основывается главным образом на характере
их извержений и на строении вулканических аппаратов. По характеру извержений выделяется три варианта извержений вулканов: э ф ф у з и я - излияние лавы на поверхность; э к с п л о з и я - газовый взрыв; э к с т р у з и я выжимание или выдавливание малоподвижного магматического вещества на
поверхность. Перечисленные варианты в большинстве случаев сложно сочетаются и обуславливают смешанный характер извержения вулканов, хотя известны проявления каждого из вариантов.
По строению вулканических построек выделяют вулканы центрального типа, имеющие конусовидную или щитовидную форму и трубообразное
жерло, а также ареальные и трещинные.
Вулканы центрального типа, в свою очередь, подразделяют на п о л и г е н н ы е (poli, греческ. - много) и м о н о г е н н ы е (mono, греческ. - один).
127
128
Первые из них многкратно проявляют свою деятельность, вторые всего один
раз. К полигенным относится большинство известных вулканов.
Полигенные
в у л к а н ы по характеру извержений разделя-
ются на следующие три группы.
I. Лавовые или эффузивные вулканы, отличающиеся относительно спокойным излиянием (эффузией) лавы на поверхность. Примером могут служить вулканы Гавайских островов, крупнейшими из которых являются Мауна-Лоа, поднимающийся на 4168 м над уровнем Тихого океана и Килауэа
высотой более 1200 м над уровнем океана. Лава в этих вулканах основная,
базальтовая, высокотемпературная (+1200-12500С), жидкая, легкоподвижная.
Поднимаясь по жерлу вулкана, она образует в кратере кипящее озеро, переливается через его края и стекает по склону в виде потоков, распространяющихся до 50-80 км, иногда до 100 км и более. Газы из лавы выделяются относительно спокойно, образуют иногда всплески, лавовые фонтаны. Отсутствие крупных газовых взрывов определяет незначительно содержание пирокластического материала в вулканических постройках. Такие вулканы
имеют форму огромных пологих (наклон 5-100) щитов, сложенных преимущественно радиально расположенными слоями застывшей лавы разного
времени извержений, накладывающимися друг на друга. На склонах таких
вулканов наблюдаются радиальные трещины, в пределах которых происходят побочные извержения базальтовой лавы. При извержении из магматического резервуара больших объемов лавы происходит проседание верхней
части вулкана с образованием крупных депрессий, называемых к а л ь д е рами.
II. Газово-взрывные (эксплозивные) вулканы. Особенностью извержений этих вулканов являются крупные газовые взрывы, происходящие почти
без излияния лав. У некоторых вулканов газово-взрывная деятельность соче-
128
129
тается с выдавливанием, выжиманием вверх на поверхность лавы в вязком
или затвердевшем состоянии.
П е л е й с к и й т и п и з в е р ж е н и я назван по наименованию вулкана Монтань-Пеле на острове Мартиника в группе Малых Антильских островов. Лава этого вулкана, богатая кремнеземом, обладает большой вязкостью, малой подвижностью и выдавливается из жерла вулкана в виде обелисков, или куполов. Затвердевая, она образует пробку, которая в дальнейшем
может быть разрушена взрывом. Катастрофическое извержение вулкана произошло в 1902 г. Сильным, направленным под углом газовым взрывом выбросило огромную раскаленную лавину, состоящую из высокотемпературных трердых частиц лавы, взвешенных в газе. Эта лавина, температура которой достигала +7000С, двинулась по склону горы со скоростью около 150160 км/ч и полностью уничтожила город Сен-Пьер с населением около 30
тыс. человек, расположенный в 10 км от вулкана. Через несколько месяцев
после извержения из жерла вулкана начала постепенно выжиматься вязкая
лава, образовавшая экструзивный обелиск высотой в несколько сотен метров. В середине 1903 г. имело тот же характер - сочетание газово-взрывной
деятельности и выдавливания густой лавы. Вулканический аппарат при пелейском типе состоит преимущественно из твердых продуктов извержений
(пепла, пемзы, обломков экструзивных куполов) и называется обломочным.
Близкий с пелейским был характер извержения вулкана Катмай на
Аляске. В 1912 г. произошло крупное газово-взрывное извержение и направленный выброс горячих газово-пирокластических лавин, которые заполнили
глубокую долину. С тех пор там происходит массовое выделение струй высокотемпературных газов, по причине чего эта долина получила название
«долины десяти тысяч домов».
К р а к а т а у с к и й т и п и з в е р ж е н и я выделен по названию вулкана на острове Кракатау, расположенного в Зондском проливе между ост-
129
130
ровами Ява и Суматра. Этот остров представляет собой три сросшихся вулкана, расположенных в обширной депрессии - кальдере. Катастрофическое
газово-взрывное извержение в пределах этого вулкана произошло 27 августа
1883 г., которому предшествовали умеренные газовые взрывы в мае, июне,
июле и два довольно мощных взрыва в 26 августа. Гигантсикй газовый взрыв
27 августа уничтожил 2/3 острова, и на этом месте образовалась большая
подводная кальдера размером 6,4х7,2 км. Еѐ происхождение, по-видимому,
связано не только с взрывом горы, но и с проседанием поверхности, вызванным выбросом огромного количества вулканического материала в атмосферу. Газоао-пепловое облако поднялось на высоту десятко километров, а звук
этого гигантского взрыва был слышен на расстоянии 4000-5000 км. Было
выброшено около 18 км3 твердых продуктов, а взрывная энергия оценивалась в 1026 эрг. В результате извержения возникли огромные волны (ц у н а м и ), принесшие гибель 36 тысячам человек. Спустя 44 года вулканическая
деятельность Кракатау возобновилась и внутри кальдеры вырос новый конус
из лав.
III. Вулканы со см е ш а н н ы м т и п о м и з в е р ж е н и я характеризуются чередованием эксплозивных (взрывных) проявлений и излиянием лавы разного состава. Таким типом извержения обладают широко известные
вулканы Италии - Везувий, Этна, Стромболи и многие вулканы Камчатки,
Курильских и Японских островов, Южной Америки и др. Состав извергаемых лав в этих вулканах различен - от основных до кислых. В этой категории
выделяются следующие типы извержений.
Стромболианский тип извержения назван по вулкану Стромболи, поднимающемуся в Средиземном море до высоты более 900 м. Для этого вулкана характерны газовые взрывы и ритмичные выбросы продуктов извержения
(бомбы, лапиллы, шлаки - пористые, пузырчатые куски лавы, относительно
мало пепла), падающих на склоны. Лава этого вулкана в сравнении с гавай-
130
131
скими более вязкая, менее подвижная, поэтому лавовые потоки, вытекающие
из кратера, короче и толще. Умеренные извержения стромболианского типа
иногда сменяются короткими периодами более мощной деятельности, когда
газовыми взрывами на большую высоту выбрасываются бомбы и другие
твердые продукты (в том числе много вулканического пепла), выпадающие
на расстоянии нескольких километров от кратера.
Э т н о - в е з у в и а н с к и й т и п и з в е р ж е н и й выделяют по названию итальянских вулканов. Этна на острове Сицилии и Везувий вблизи
Неаполя. К этой категории относится ряд вулканов Камчатки, Курильских
островов и других районов. Лавы в этих вулканах большей частью имеют
большую вязкость и насыщенны газами. Извержения происходят с сильными
газовыми взрывами и выбросом количества пирокластического материала.
Лава, вытекая из кратера, образует относительно короткие потоки различной
мощности (рис.69). Характерная особенность некоторых вулканов - наличие
п о б о ч н ы х , или п а р а з и т и ч е с к и х , в у л к а н о в , располагающихся
на склонах основного конуса. Так, на склонах Этны насчитывается свыше
200, а на склонах вулкана Ключевская сопка на Камчатке более 60 побочных
вулканов.
Вулканические постройки этих вулканов представлены конусами с
крутыми (до 30-400 и больше) склонами, имеющими слоистое строение и поэтому называются с т р а т о в у л к а н а м и (stratum,латинск. - слой). В них
чередуются слои застывшей лавы со слоями, состоящими из пепла, лапиллей
и других пирокластических продуктов, соответствующие многократным извержениям (рис.70). Для многих вулканов этого типа характерны крупные
кальдеры, в центре которых располагаются молодые конусы. Размеры их колеблются от нескольких километров до 10-15 км. Остатки древнего конуса
образуют кольцо или полукольцо, называемое сомма (впервые примененное
для соммы Везувия). Такие двойные вулканы (вулкан в вулкане), помимо Ве-
131
132
зувия, есть на Камчатке (вулкан Авачинская сопка и др.) и на Курильских
островах. Наиболее крупной кальдерой обладает потухший вулкан НгороНгоров в Восточной Африке, диаметр которого более 20 км.
Моногенные вулканы представляют собой вулканы центрального типа,
образовавшиеся при однократном извержении. Это газово-взрывные извержения, иногда сопровождающиеся эффузивными или экструзивными процессами. При этом на поверхности часто образуются небольшие шлаковые
или шлаково-лавовые конусы высотой от десятков до сотен метров с блюдцеобразным или чашеобразным кратерным углублением. Такие паразитические моногенные вулканы наблюдаются в большом количестве на склонах
или у подножий крупных полигенных вулканов (рис.71).
Характерным примером моногенных вулканов центрального типа могут служить так называемые трубки взрыва. Их образование связано с огромным скоплением газов, выделяющихся из магмы и создающих колоссальное давление, способствующее возникновению алмазов, имеющих кристаллохимическую структуру высокой плотности (см. стр.
). Иногда после
взрыва образуются воронкообразные понижения рельефа, которые заполняются
водой.
Подобные
образования
характерны
для
Центрально-
Французского вулканического массива и Реинской области, где они называются м а а р а м и . Алмазоносные трубки взрыва (д и а т р е м ы ) имеются на
юге Африки, в Якутии, недавно открыты в Архангельской области.
В отдельных районах интенсивного вулканизма выделяют ареальный
тип извержения, к которому относятся массовые извержения из многочисленных близко расположенных моногенных центров извержения. Они часто
бывают приурочены к мелким трещинам или узлам их пересечения. В процессе извержения некоторые центры отмирают, другие возникают. Ареальный тип извержения захватывает иногда обширные площади, на которых
продукты извержения сливаются, образуя сплошные покровы.
132
133
Трещинный вулканизм сопровождается излиянием огромных масс
жидкой лавы обычно основного состава. В результате образуются мощные
лавовые покровы. Таковы покровы базальтов, излившиеся на огромной площади в Центральной Сибири в нижнем мезозое, базальтовые покровы Деканского плоскогорья в Индии, образованные на протяжении конца мезозоя и в
палеогене. Сравнительно молодые вулканические покровы распространены
на большой территории в Восточной Африке в области Рифта Грегори. В
1783 г. в результате трещинного излияния вулкана Лаки (Исландия) был образован лавовый покров площадью 570 кв.км (рис.72).
Поствулканические явления
Прекращение извержения вулкана не означает окончания вулканической деятельности. Влияние магматического очага проявляется в виде выхода газовых струй (фумарол, сольфатар, мофет) и горячих источников по трещинам на склонах вулкана, образования гейзеров и грязевых вулканов. Все
эти процессы объединяются под названием поствулканических (post, латинск. - после).
Гейзеры - это периодически действующие пароводяные фонтаны.
Свое название они получили в Исландии, где впервые были обнаружены.
Помимо Исландии, гейзеры развиты в Йеллоустонском национальном парке
США, в Новой Зеландии, на Камчатке. Каждый гейзер приурочен обычно к
круглому отверстию, или грифону. Грифоны бывают различных размеров. В
глубине канал гейзера, по-видимому, переходит в тектонические трещины.
Весь канал заполнен перегретой водой. Еѐ температура в грифоне может
быть +90-980 С, в то время как в глубине канала она значительно выше и
достигает +125-1500 С и более.
Периодически на глубине (вследствие подтока глубинных высокотемпературных вод) начинается интенсивное парообразование. В результате колонна воды в грифоне приподнимается. Так как при этом вода оказывается в
133
134
условиях меньшего давления, начинается вскипание и извержение воды и
пара. После извержения канал постепенно заполняется подземной водой,
частично водой, выброшенной при извержении и стекающей обратно в грифон; на некоторое время устанавливается равновесие, нарушение которого
приводит к новому пароводяному извержению. Воды гейзеров содержат в
растворенном состоянии различные минеральные соединения, в частности
большое количество кремнезема. При извержении гейзера они откладываются на краях грифона, образую породу, называемую г е й з е р и т о м .
Гидротермы. Наряду с гейзерами в областях современного вулканизма (на Камчатке, Курильских островах и других районах) широко развиты
постоянно действующие горячие источники, называемые гидротермами или
термальными источниками. Температура некоторых терм достигает +80-900
С.
Грязевые вулканы (сальзы) встречаются в районах распространения
гейзеров. Они имеют относительно небольшие выводные отверстия, заполненные горячей смесью газов, подземных вод и разрыхленных пород. Периодически происходит выброс грязи и образование небольших конусов с
кратером на верху.
Грязевые вулканы образуются не только в вулканических областях.
Широко известны грязевые вулканы которые связаны с углеводородными газами органического происхождения (Апшеронский полуостров в Азербайджане, Керченский полуостров в Крыму и др.).
Географическое распространение
вулканов
В пределах Мировой суши известно 817 вулканов, из которых 616 действовали в историческое время (рис.73). Значительно больше вулканов на
дне Мирового океана.
134
135
Действующие и недавно потухшие вулканы приурочены к подвижным
зонам коры, молодым горным сооружениям с глубинными разломами, достигающими верхней мантии. В большинстве случаев вулканы располагаются
цепями вдоль линий разломов, преимущественно продольных по отношению
к простиранию горных хребтов, а также на пересечении их с поперечными и
диагональными разломами.
На земном шаре выделяется несколько вулканических зон.
Тихоокеанская зона. Подавляющее большинство действующих или
недавно потухших вулканов расположено вдоль побережий Тихого океана,
образуя так называемое Тихоокеанское огненное кольцо. Эта зона проходит
через Камчатку, острова Курильские и Японские, Тайвань, Филиппинские,
Новая Гвинея, Новая Британия, Соломоновы, Новые Гебриды, Новая Зеландия на Антарктиду. Далее эта зона захватывает Южно-Антильский подводный хребет (острова Южные Шетландские, Южные Оркнейскиие, Южные
Сандвичевы, Южная Геогргия) и переходит на западное побережье Южной
Америки, где многочисленные вулканы приурочены к молодым горным сооружениям - Андам.
Интенсивная вулканическая деятельность имеет место в Центральной
Америке, соединяющей континенты Северную и Южную Америку. К этой
зоне примыкает Мало-Антильская вулканическая островная дуга Атлантического океана.
Многочисленные вулканы находятся в пределах акватории Тихого
океана. Большинство островов в пределах Тихого океана представляет собой
вулканические сооружения. Из них наиболее изучены вулканы Гавайских
островов. По данным американского океанолога Г.Менарда, на дне Тихого
океана находится около 10 тыс. подводных вулканов.
Средиземноморско-Индонезийская зона. В Средиземноморском регионе наибольшая современная вулканическая активность проявляется в
135
136
Италии (Везувий и Флегрейские поля, высочайший в Европе вулкан Этна с
его многочисленными побочными конусами на Сицилии, вулканы Липарских островов в Тиррейском море (Вулькано, Стромболи и др.). К этой же
зоне относится вулканический район Эгейского моря. Еще более интенсивная вулканическая деятельность проявляется в Индонезийском регионе, где
расположены многочисленные вулканы Больших и Малых Зондских островов. Это типичные подвижные островные дуги, аналогичные Японской, Курильской, Алеутской дугам, ограниченные глубоководными желобами и разломами. На востоке эта зона смыкается с Тихоокеанской. В областях, расположенных между средиземноморским и Индонезийским регионами, действующих вулканов нет, но потухшие вулканы наблюдаются во внутриматериковых горных сооружениях (Большой и Малый Арарат, Эльбрус, Казбек на
Кавказе, недавно потухшие вулканы Турции, Ирана, Афганистана).
Атлантическая зона. В пределах Атлантического океана вулканы
приурочены главным образом к Срединно-Атлантическому хребту - это вулканы островов Ян-Майен, Исландии, Азорских, Вознесения, Тристан-даКунья, Гоф и самого южного - Буве. Вне хребта близ восточного побережья
Африки расположены вулканические острова Мадейра, Канарские, Зеленого
Мыса и другие, а в западной части Атлантического океана - группа Малых
Антильских островов.
Индоокеанская зона. В Индийском океане современные действующие
и недавно потухшие вулканы расположены около Мадагаскара, на Коморских островах, острове Маврикий, Реюньон, Кергелен и др., а также на побережье Антарктиды.
Помимо описанных зон, интенсивная вулканическая деятельность
приурочена к Восточно-Африканской рифтовой системе (рифты - опущенные по разломам узкие полосы земной коры), в пределах которой лежат озера Танганьика, Мобуту-Сесе-Секо, Иди-Амин-Дада, Киву и др. В этой зоне
136
137
расположены многие вулканы и среди них хорошо известные Меру с кальдерой и соммой и высочайший (5895 м) конус Килиманджаро. Несколько действующих вулканов расположено параллельно Красному морю и непосредственно в самом море. На западном побережье Африки, в районе, прилегающем к Гвинейскому заливу, находится крупный стратовулкан Камерун, а в
самом заливе несколько вулканических островов.
ИНТРУЗИВНЫЙ МАГМАТИЗМ
Основная часть магмы не достигает поверхности, а медленно остывает
и отвердевает на более или менее значительной глубине. Образовавшиеся
таким путем тела называются и н т р у з и в н ы м и
телами, интру-
з и я м и или и н т р у з и в а м и . О формах интрузий и их строении можно
судить благодаря эрозионным процессам, вызывающим разрушение горных
пород, перекрывающих интрузивные тела. Последние разделяются на две
группы: глубинные массивы и инъекционные тела.
Интрузивные массивы. Б а т о л и т (batos, греческ. - глубина, litos камень) - это очень крупное магматическое тело, уходящее на большую глубину. Батолиты чаще всего располагаются в центральных частях горноскладчатых сооружений и простираются на сотни километров. Площадь, занимаемая выходом батолита, иногда составляет десятки и сотни тысяч квадратных километров. Батолиты обычно сложены высококремнистыми магматическими породами - гранитами, гранодиоритами, реже сиенитами. Ранее
предполагали, что батолиты - внедрения, пронизывающие всю толщу земной
коры. В дальнейшем с помощью геофизических методов исследования было
установлено, что батолиты располагаются вглубь не более чем на 10 км.
Образование крупных батолитов загадочно и трактуется разными учеными неоднозначно. Согласно мнению одних исследователей батолиты образуются в результате поднятия крупных масс магмы, которая обрушивает и
137
138
расплавляет горные породы, ассимилируя их. Другие ученые полагают, что
крупные батолиты образовались главным образом за счет процесса так называемого магматического замещения (гранитизации) осадочных и других горных пород на месте их первоначального залегания. Этот процесс связывают
с восходящими (по крупным трещинам и разломам) потоками магматических (сквозь магматических) флюидов. Эти высокотемпературные флюиды
глубинного происхождения проникают по трещинам и разломам земной коры из верхней мантии в результате ее дегазации. Проникшие флюиды вследствие своей высокой температуры вызывают расплавление горных пород, их
переработку, что приводит к изменению состава. Большое значение при этом
играют подвижные компоненты - вода, углекислота, калий, натрий и др. Значительная подвижность и химическое взаимодействие с породами и расплавом приводит к образованию ассоциаций минералов, характерных для гранитов и гранодиоритов.
Ш т о к и - Глубинные магматические тела сравнительно с батолитами
небольших размеров, неправильной формы, близкой к цилиндрической
(Рис.74). Они обычно приурочены к зонам повышенной трещиноватости, к
узлам пересечения различных тектонических трещин. Их размеры также различны, местами достигают десятка и более километров в диаметре. Площадь
их не более 100-200 км2. Характерная особенность этих интрузивов - соотношение с вмещающими породами и их состав. Штоки нарушают, деформируют вмещающие породы и сами состоят из различных горных пород, от
кислых до ультраосновных.
Инъекционные тела. Они образуются в результате внедрения магмы
под давлением и по сравнению с глубинными интрузивными телами имеют
небольшие размеры. По соотношению с вмещающими горными породами
они делятся на согласные и несогласные, секущие под различными углами
вмещающие горные породы. К согласным относятся силлы (пластовые ин-
138
139
трузии), лакколиты, лополиты, факолиты. К несогласным (секущим) - дайки,
некки.
Согласные инъекционные тела. С и л л ы (Рис.75,1) образуются путем внедрения главным образом основной магмы вдоль поверхностей напластования осадочных пород на небольшой глубине. Они как бы раздвигают
слои вмещающих пород, что связано с расклинивающим действием пород и
газов магмы. Эти межслойные пластообразные интрузии могут быть единичными, но нередко в одном и том же геологическом разрезе наблюдается несколько таких интрузивных тел, чередующихся со слоями вмещающих пород. Хорошо известны пластовые интрузии (силлы) Сибирской платформы,
перемежающиеся с породами триасовой и пермской систем. В этом чередовании участвуют и эффузивные покровы, образовавшиеся путем неоднократных трещинных извержений основной лавы и образующие мощную, так
называемую т р а п п о в у ю ф о р м а ц и ю (т р а п п ы - общее название гипабиссальных полуглубинных и эффузивных горных пород основного состава, развитых на платформе).
Л а к о л и т ы (lakkos, греческ. - яма) представляют собой грибообразные, или караваеобразные, интрузии размером от сотен метров до 5-6 км
и более (Рис.75,2). Их верхняя поверхность выпуклая, нижняя более или менее плоская, и к ней подходят подводящие канлы. В их формировании участвуют кислые и средние магмы, местами щелочные. Покрывающие слои горных пород механически нарушаются, они изгибаются, принимают форму
контуров лакколитов.
Лополиты (lopas, от греческ. - чаша) представляют собой межпластовые интрузивные тела блюдцеобразной формы, состоящие преимущественно
из пород основного состава (Рис.75,3). Местами они достигают очень больших размеров, как, например, лополит Бушвельда в Южной Африке длиной
свыше 300 км.
139
140
Факолиты (phakos, греческ. - чечевица) относительно небольшие тела
преимущественно основного состава, образующиеся в сводовых частях складок (Рис.75,4). Они имеют чечевицеобразную, а в разрезе серповидную форму.
Несогласные инъекционные тела. Среди них также выделяется несколько форм.
Н е к к и (neck, англ. - шея), или вулканические жерловины, являющиеся частью древних вулканических аппаратов центрального типа. Они заполнены застывшей магмой, иногда содержащей обломочный материал. В некоторых случаях некки почти целиком заполнены вулканическим обломочным
материалом, особенно в верхней части, который ниже может переходить в
застывшую магму. Диаметр округлых или овальных некков от нескольких
метров до 1-1,5 км.
Д а й к и (dyke, шотландск. - стена) представляют собой плоские плитообразные магматические тела, образованные в результате внедрения магмы в вертикальные или наклонные трещины в земной коре (рис.76). Их слагают породы различного состава, от ультраосновных до кислых с преобладанием основных. Мощность (толщина) даек колеблется от нескольких сантиметров до десятков, иногда сотен метров и даже километров. Длина их также
различна - от десятков метров до десятков километров, редко до сотен километров.
Крупнейшая из известных Большая дайка в Зимбабве (Южная Африка)
протягивается на 540 км и имеет мощность от 3 до 13 км. Дайки часто располагаются группами. Помимо прямолинейных даек встречаются кольцевые,
развивающиеся по окружности около какого-либо более крупного интрузивного тела или вокруг вулканических центров.
В отличие от правильных плитообразных даек развиты трещинные интрузии не столь правильной формы с различными изгибами, ответвлениями,
140
141
отличающиеся невыдержанной мощностью. Такие трещинные интрузивы называют м а г м а т и ч е с к и м и ж и л а м и . В этих жилах встречаются самые различные породы, но чаще основного состава. Жилоподобные ответвления от интрузивных тел называются а п о ф и з а м и (apophisis, от греческ.
- отросток).
ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ МАГМЫ
По современным представлениям, магматические очаги возникают локализованно на разных глубинах. Основные глубинные магматические очаги
приурочены к верхней мантии и располагаются на глубине более 100 км. Такие глубины установлены специальными сейсмическими исследованиями
земных недр под крупными вулканами. Периферийные, или промежуточные,
очаги могут располагаться на меньших глубинах как в мантии, так и в земной коре вплоть до нескольких километров от поверхности (например, 5-6
км под Везувием) экспериментальными исследованиями доказана возможность возникновения самостоятельных очагов плавления в гранитном и осадочном слоях земной коры на глубинах 10-15 км при температурах +7008000 С. Этому способствует проникновение с глубины высокотемпературных
подвижных флюидов, воздействующих на вещество земной коры.
Возникновение магматических очагов на разных глубинах с разными
температурой, давлением и составом вещества главная причина различия в
составе первичных магм. Вместе с тем, неоднородности состава магмы способствуют сложные процессы еѐ дифференциации. С момента возникновения магмы в очаге и до формирования из нее горных пород магматическое
вещество претерпевает сложную эволюцию. Этот процесс получил название
дифференциации магмы. На дифференциацию магмы оказывают влияние
многие частные процессы. Отметим наиболее существенные из них.
141
142
Ликвация. В условиях очень высоких температур и давлений магматическое вещество однородно. Но при подъеме магмы и соответственном
снижении температуры магма может разделяться на несмешивающиеся жидкости, подобно тому как при плавке руд происходит разделение металлического расплава и шлака.
Явление несмешивания двух жидкостей ниже определенной температуры называется ликвацией. Так, например, путем ликвации происходит разделение силикатных и сульфидных расплавов. Отделяющийся от силикатной
магмы сульфидный расплав накапливается на дне магматической камеры.
Исключительно важное значение для дифференциации магмы имеет
последовательность кристаллизации минералов. Минералы, образующие
изоморфные смеси, постепенно меняют свой состав в результате реакционного взаимодействия сравнительно тугоплавких кристаллов, которые выпадают в первую очередь при более высоких температурах, с остаточным расплавом.
Интрузивные породы благодаря медленному остыванию магмы хорошо окристаллизованы. Изучая их в прозрачных шлифах под микроскопом,
можно выяснить, какие минералы кристаллизовались в первую очередь, какие позже. На основании таких наблюдений немецкий петрограф Г.Розенбуш
наметил последовательность кристаллизации минералов. Американский перограф Н.Боуэн, обобщив эти данные и результаты экспериментальных исследований, показал, что кристаллизация минералов из магмы происходит в
последовательности двух реакционных рядов. Один ряд характеризует последовательную кристаллизацию железо-магнезиальных силикатов от наиболее раннего оливина до биотита:
оливин - ромбический пироксен - моноклинный пироксен - амфибол биотит.
142
143
Другой ряд представляет последовательную кристаллизацию минераллов изоморфной группы плагиоклазов от анортита (точка плавления 1550 0 С)
до альбита (точка плавления 11000 С):
анорит - кальциево-натриевый плагиоклаз - натриево-кальциевый плагиоклаз - альбит.
В магматических породах одновременно встречаются представители
обоих реакционных рядов. Их нахождение обусловлено эвтектической кристаллизации. В этом случае при понижении температуры вначале происходит выпадение преобладающего в расплаве соединения, пока не будет достигнуто определенное соотношение соединений, при котором происходит
общая кристаллизация. Такое соотношение находящихся в расплаве соединений, при котором происходит их одновременная кристаллизация, называется э в т е к т и к о й . Эвтектика расплавов разных минералов характеризуется не только определенными соотношениями этих минералов, но и постепенными температурами.
С
учетом
эвтектических
явлений
российский
петрограф
А.Н.Заварицкий представил следующую схему последовательности кристаллизации магмы (рис.77).
Гравитационная дифференциация. Образующиеся в первую очередь
тяжелые силикаты магния и железа (оливин, пироксены) тонут в остаточном
расплаве и опускаются в нижнюю часть магматической камеры. Поэтому в
нижних частях некоторых интрузий обособляются породы, состоящие из
оливина и пироксенов. В других случаях, когда в числе первых минералов
кристаллизуются сравнительно легкие кальциевые плагиоклазы, они всплывают и образуют плагиоклазовые породы в верхних частях магматических
массивов.
Опускающиеся вниз тяжелые минералы могут растворяться. В результате происходит своеобразное гравитационное расслоение магмы: в нижней
143
144
части магматической камеры образуется более тяжелая, обогащенная магнием и железом, наверху - относительно легкая, богатая кремнием магма. Под
воздействием тектонических сил тяжелая магма может быть выжата поверх,
где она застынет в виде даек.
Процесс дифференциации магмы еще более осложняется ее взаимодействием со вмещающими породами. Эти породы могут поглощаться и
а с с и м и л и р о в а т ь с я магмой, которая в результате этого заметно меняет свой состав. Так, например, обнаружено, что на глубине 3-5 км под Везувием залегают известняки и доломиты триасового и мелового возрастов. В
результате ассимиляции магмой карбонатных пород образовался неглубоко
залегающий вторичный магматический очаг, а состав магмы обогатился щелочами и щелочноземельными элементами.
В некоторых случаях захваченные обломки не растворяются в веществе магмы и после ее застывания обнаруживаются в виде к с е н о л и т о в (xenos, греческ. - чужой, litos - камень) окружающих пород. Процесс захвата и
неполной ассимиляции окружающих пород магмой называется контаминацией (contaminatio, латинск. - смешение, загрязнение).
Контрольные вопросы к самостоятельной
работе студентов
1. Дайте определение магмы. На какой глубине расположены магматические
очаги?
2. Какие существуют два типа проявлений магматизма, как они называются
и чем принципиально различаются?
3. В чем отличие вулканической лавы от магма? Какие главные процессы
вулканических извержений?
4. Какой химический состав имеют вулканическая лава и вулканические газы?
144
145
5. Что представляют собой твердые продукты вулканических извержений и
как они называются?
6. Назовите два типа вулканических аппаратов и распространенные формы
эффузивных образований. Какова схема строения вулкана центрального
типа?
7. Перечислите главные типы вулканов по их строению и характеру извержений.
8. Какие существуют вулканические газовые и водные источники?
9. Каковы закономерности географического распространения вулканов.
10.Какие существуют формы глубинных интрузий и инъекционных тел, согласных и несогласных?
11.Раскройте понятие о дифференциации магмы. Приведите пример проявления процесса ликвации в магматической интрузии.
12.Напишите схему последовательности кристаллизации в магме.
13.Как называется соотношение минералообразующих компонентов в магматическом расплаве, при котором происходит одновременная кристаллизация минералов?
Рекомендуемая графическая работа
Используя мелкомасштабную геологическую карту, на контурной карте России выделите участки залегания интрузивных и эффузивных пород.
Глава VII МАГМАТИЧЕСКИЕ (ИЗВЕРЖЕННЫЕ) ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
Горные породы, образованные из магмы, называются м а г м а т и ч е с к и м и , или и з в е р ж е н н ы м и . Породы магматического происхождения
145
146
слагают более 60% объема земной коры. Они весьма разнообразны по условиям залегания, строению, химическому и минералогическому составу.
Минеральный состав, структура и текстура магматических горных пород. В процессе кристаллизации магмы образуется большое количество минералов, значение которых для образования изверженных пород неодинаково. Выделяют породообразующие минералы, являющиеся главными
составными частями горных пород. Этих минералов немного: полевые шпаты., кварц, амфиболы, пироксены, слюды, оливин, нефелин. Значительно
больше список минералов, обычно имеющих второстепенное значение и
присутствующих в очень небольшом количестве. Эти минералы называют
а к ц е с с о р н ы м и (accessorius, латинск. - привходящий). Среди них встречаются апатит, циркон, магнетит, сфен, ильменит, гематит, хромит, рутил,
турмалин, флюорит, корунд, минералы групп эпидота и граната и многие
другие.
В таблице 4 приведен средний минеральный состав магматических пород нашей планеты. Расчеты, произведенные разными исследователями, показывают довольно близкие содержания породообразующих минералов.
Как следует из приведенных данных, основные породообразующие
минералы изверженных пород - это кварц и силикаты (наиболее распространенные минералы в земной коре), среди которых особо важное значение
имеют полевые шпаты. При образовании эффузивных горных пород лавовый
рассплав не всегда успевает раскристаллизоваться и в этом случае важным
компонентом является переохлажденный силикатный расплав - вулканическое стекло.
Магматические горные породы - не случайные смеси минералов, а закономерные их ассоциации. Наличие определенного породообразующего
минерала обусловливает обязательное присутствие одних и столь же обязательное отсутствие других. Соотношение главнейших породообразующих
146
147
минералов хорошо видно на схеме (рис.78). Породообразующие минералы четкие показатели химизма породы. Например, присутствие в горной породе
кварца указывает на пересыщение кремнеземом первичного расплава, а о недостатке кремнезема свидетельствует наличие нефелина. Если же в магматической горной породе отсутствует как кварц, так и оливин, то это говорит о
том, что мы имеем дело с породой, образованной из магмы, не насыщенной
кремнекислотой. Содержание темноцветных породообразующих минералов
(пироксенов, амфиболов, биотита) также закономерно меняется в различных
типах изверженных пород. В горных породах, настолько богатых кремнеземом, что он присутствует в виде кварца, темноцветные компоненты обычно
составляют не более 20%, а в породах, содержащих SiO2 менее 50%, темноцветные компоненты, как правило, составляют 40-50% и больше.
По генезису минералы изверженных пород можно разделить на минералы главной фазы магматической кристаллизации и эпимагматические, то
есть. послемагматические (epc, греческ. - после). Минералы главной фазы
магматической кристаллизации образуют основную массу горной породы.
Однако после затвердевания магмы процессы минералообразования не заканчиваются. Под влиянием остаточных растворов и выделившихся летучих
компонентов возникают новые минералы. Так образуются в горных породах
турмалин, эпидот, хлорит, серпентин и др. Кроме эпимагматических, выделяют также ксеногенные минералы, возникшие в результате процессов ассимиляции магмой вмещающих пород. Примером ксеногенных минералов в
изверженных породах являются гранаты.
Таблица 4
Средний минеральный состав магматических горных пород (%)
Минералы
Кварц
Средний минеральный состав
по А.Н.Заварицкому
по К.Ведеполю
(1955)
(1967)
10-12
18
147
148
Калиевый полевой шпат
63-65
22
Плагиоклаз
42
Слюда
4
Амфиболы
19-20
Пироксены
4
Оливин
Магнетит + титаномагнетит
5
1,5
5
Остальные минералы
3
0,5
Изучение минерального состава позволяет выяснить, из каких реальных химических соединений состоит данная порода. Однако не менее важно
установить строение этой породы, т. е. как она из этих минералов сложена.
Для оценки строения горной породы используют понятия о структуре и текстуре.
С т р у к т у р а - это сумма признаков строения, которые характеризуют степень кристалличности, а также величину и форму составных частей
(минералов), из которых состоит горная порода. Признаки структуры обусловлены процессами образования минералов.
Т е к с т у р а - это сумма признаков, характеризующих расположение
составных частей породы в пространстве и относительно ДРУГ друга.
К структурным признакам относится степень окристаллизованности
породы, абсолютная и относительная величина породообразующих минералов, их и д и о м о р ф и з м (idi, греческ. - собственный morphe - форма), т.е.
выраженность кристаллографических форм.
Строение магматических горных пород определяется условиями их
образования.
Эффузивные горные породы образуются в условиях быстрого застывания на поверхности Земли или вблизи нее. В зависимости от скорости застывания в эффузивной породе могут присутствовать участки нераскристалли-
148
149
зованного магматического вещества в виде силикатного стекла. Такая структура называется н е п о л н о к р и с т а л л и ч е с к о й . В некоторых породах
вулканическое стекло составляет их основную часть (с т е к л о в а т а я
с т р у к т у р а ). Но даже если кристаллизация охватила всю массу излившейся лавы, кристаллы имеют очень небольшие размеры, так как они не имели
времени для нормального роста. Порода приобретает с к р ы т о к р и с т а л лическую структуру.
Для эффузивных пород также типична п о р ф и р о в а я с т р у к т у р а , образованная сравнительно крупными выделениями ( в к р а п л е н н и к а м и ) некоторых минералов на фоне скрытокристаллической основной
массы. Вкрапленники представлены минералами, которые в реакционных
рядах расположены на ступень выше, чем минералы основной массы, и соответственно раньше кристаллизуются.
При излиянии на поверхность в результате взаимодействия лавы с кислородом повышается ее температура. Это сопровождается оплавлением
вкрапленников кварца и полевых шпатов и о п а ц и т и з а ц и е й (замещением черным агрегатом магнетита и пироксена) роговой обманки и биотита.
Интрузивные глубинные (абиссальные) породы формировались в условиях, более благоприятных для спокойной кристаллизации. В таких условиях образуются п о л н о к р и с т а л л и ч е с к и е более или менее р а в н о м е р н о - з е р н и с т ы е с т р у к т у р ы . При этом минералы, которые
кристаллизовались ранее других, обладают формой, свойственной их кристаллам, или, как принято обозначать в петрографии, и д и о м о р ф н ы м
о ч е р т а н и я м . Минералы, кристаллизующиеся позже других, вынуждены
заполнять пространство между уже имеющимися кристаллами. Эти минералы образуют а л л о т р и о м о р ф н ы е в ы д е л е н и я (allotrios, греческ. чуждый). Так как кварц в интрузивных породах кристаллизуется позже всех
других минералов, то зерна этого минерала обычно аллотриоморфны.
149
150
Гипабиссальные (сравнительно неглубокие) магматические внедрения
застывают быстрее глубоко залегающих интрузий и вследствие этого кристаллизуются в менее благоприятных условиях. В этих случаях возникают
структуры с неравномерной величиной зерен. Особенно характерны п о р ф и р о в и д н ы е с т р у к т у р ы , в которых на фоне мелкокристаллической
массы выделяются крупные вкрапленники. Вкрапленники плагиоклазов часто имеют зональное строение, свидетельствующее о том, что рост кристаллов обгоняет скорость реакции взаимодействия выпавших вкрапленников с
магматическим расплавом. В центральных частях вкрапленников находятся
более высококальциевые плагиоклазы, кристаллизация которых происходила
на ранних стадиях.
Порфировидные структуры возникают не только в гипабиссальных небольших интрузиях (силлах, лакколитах и пр.), но и в краевых частях крупных абиссальных магматических тел типа батолита.
Структура наиболее распространенных изверженных пород показана
на рис.79.
Текстура магматических пород также дает указания на условия их образования. Породы, возникшие из относительно медленно застывавших и активно перемещавшихся лав, сохраняют признаки движения в виде закономерной ориентировки удлиненных кристаллов в стекловатой массе. Такая
текстура называется ф л ю и д а л ь н о й (от лат. флюидус - текучий). Для
глубинных пород характерна м а с с и в н а я т е к с т у р а .
ГЛАВНЕЙШИЕ ТИПЫ МАГМАТИЧЕСКИХ ГОРНЫХ ПОРОД
Магматические горные породы слагаются в основном силикатами. Как
отмечалось при описании этих минералов, для их кристаллохимической
структуры особое значение имеет группировка [SiO4]2- (или просто SIO2) в
качестве комплексного аниона. Поэтому по содержанию SIO2 (кремнекисло-
150
151
ты) изверженные породы подразделяют на четыре группы «Кислые»1 породы
содержат более 64 % SiO2, средние - от 64 до 53 %, основные - от 53 до 44 %
и ультраосновные - менее 44 %.
Однако более правильно оперировать не просто данными химического
анализа, а учитывать реальные природные химические соединения, слагающие каждую конкретную горную породу. Поэтому американский петрограф
С. Шенд выделил следующие три группы горных пород с учетом распределения окиси кремния в минералах:
1) перенасыщенные SiO2 горные породы, содержащие избыток SiO2 в
свободной форме, в виде минерала кварца;
2) бескварцевые насыщенные SiO2 породы, сложенные силикатами,
которые содержат так много SiO2, что могут кристаллизоваться вместе с
кварцем;
3) ненасыщенные оксидом кремния породы, сложенные силикатами, в
которых SiO2 так мало, что они одновременно с кварцем образовываться не
могут. Пример таких минералов - нефелин и оливин.
Интрузивные горные породы, богатые полевыми шпатами, как правило, имеют светлую окраску, бедные кремнеземом - темную из-за большого
количества темноцветных железомагнезиальных силикатов. Поэтому выделяют лейкократовые (leukos, греческ. - белый; kratos, - преобладание) породы, содержащие менее 30 % темноцветных минералов, меланократовые (melanos, греческ. - черный) породы, содержащие более 60% этих минералов, а
также промежуточные.
Магматические породы, образованные из однотипного расплава и
Раньше предполагали, что кремний в манме находится в составе кремнекислоты, и поэтому богатые кремнеземом магмы называли кремнекилыми или просто кислыми, противопоставляя им основные магмы, содержащие меньше кремнезема и больше оксидов
кальция, магния, калия и натрия. Эти названия по традиции сохранились, и некоторые
магматические породы называют кислыми, хотя они совсем не обладают сколь-нибудь
повышенной кислотностью.
1
151
152
имеющие одинаковый химический состав, в зависимости от условий застывания заметно различаются по структурно-текстурным признакам и форме
залегания. В каждой группе пород выделяют: 1) интрузивные породы — глубинные (абиссальные) и полуглубинные (гипабиссальные); 2) эффузивные
породы, подразделяемые на кайнотипные (относительно неизмененные) и
палеотипные (заметно измененные). Название палеотипных пород строится
путем добавления слов «порфир» к названию кислых кайнотипных пород,
содержащих калинатровые полевые шпаты, и «порфирит» к названию кайнотипных пород среднего и основного состава (например, риолитовый порфир,
базальтовый порфирит).
Группа гранита - риолита (кварцево-полевошпатовые горные породы кислого состава). Горные породы этой группы образуются из магмы,
которая сильно обогащена летучими компонентами. Благодаря их присутствию возможна полная кристаллизация минералов.
Из-за обилия летучих соединений магма кварцево-полевошпатовых
пород агрессивна по отношению к вмещающим породам и энергично их перерабатывает на контактах, так что резкая граница отсутствует.
Кислая магма, теряя летучие компоненты, превращается в очень вязкую лаву, кристаллизация в которой сильно затруднена .
Интрузивные породы. В группе кислых пород преобладают интрузивные глубинные. Их называют гранитоидами. Среди них выделяют следующие типы.
Г р а н и т ы - полнокристаллические разнозернистые, иногда порфировидные горные породы, состоящие из кварца (25-30%), калинатровых полевых шпатов и натриевых плагиоклазов типа олигоклаза (65-70%), .а также
подчиненного количества темноцветных компонентов (5-10%).
Граниты, в которых полевые шпаты представлены почти полностью
плагиоклазами, называются п л а г и о г р а н и т а м и . По содержанию тем-
152
153
ноцветных компонентов выделяют а л я с к и т ы , содержащие очень небольшое количество темноцветных минералов, а также биотитовые, роговообманковые, двуслюдяные (с биотитом и мусковитом) и пироксеновые граниты.
В гранодиоритах по сравнению с гранитами уменьшается содержание
кварца и увеличивается содержание темноцветных компонентов, а плагиоклазы становятся более кальциевыми (типа андезина).
Разновидностью гранитов является р а п а к и в и (rapa, финск. - гнилой; kivi - камень). Это преимущественно ортоклазовые граниты. Красный
ортоклаз образует крупные округлые выделения, обрастающие каемкой белого плагиоклаза (олигоклаза). Эти округлые образования сцементированы
зернистой массой из ортоклаза, плагиоклаза, кварца, биотита и роговой обманки.
По структуре граниты бывают равномерно-зернистые или порфировидные, в качестве вкрапленников присутствуют кристаллы полевых
шпатов. Порфировидные структуры характерны для краевых частей интрузивных тел. Цветные минералы отличаются наиболее идиоморфными очертаниями, плагиоклазы также имеют правильные ограничения. Наиболее
поздними минералами являются калиевые полевые шпаты и кварц.
Граниты - самые распространенные интрузивные породы. Почти в любом крупном районе, лишенном осадочного покрова, эти породы выходят на
поверхность на значительной площади. Гранитоиды занимают около 1/3 всей
площади, занятой магматическими породами.
Гипабиссальные породы. Порфировидные структуры, распространенные в краевых частях батолитов, особенно характерны для малых интрузивных тел. Такие образования гранитного состава называют п о р ф и р о в и д н ы м и г р а н и т а м и ; в случае даек и магматических жил их называют
гранит-порфирами.
153
154
Для жильных и дайковых тел характерны лейкократовые разности.
Среди них выделяют аплиты и пегматиты. А п л и т ы - мелкозернистые белые горные породы, почти лишенные цветных минералов. Структура аплитов аллотриоморфнозернистая. Аплиты - продукт кристаллизации остатков
гранитной магмы. Г р а н и т н ы е п е г м а т и т ы очень сходны с аплитами
по химическому составу, но резко отличаются от них своей грубой, часто гиганто-зернистой структурой. Характерны структуры прорастания кварца и
полевого шпата. Помимо основных породообразующих минералов (полевых
шпатов, кварца, мусковита), в пегматитах присутствуют в значительном количестве минералы, содержащие летучие компоненты: лепидолит, турмалин,
топаз, берилл и др. Подробнее о пегматитах будет сказано ниже.
Эффузивные породы. Для излившихся пород кислой магмы типичны
скрытокристаллическая и стекловатая структуры основной массы, в которой
могут содержаться вкрапленники полевых шпатов и кварца и изредка темноцветных породообразующих минералов. Среди этих пород выделяют риолиты (reo, греческ. - теку) (липариты) и риолитовые порфиры (кварцевые
порфиры) - эффузивные горные породы порфировой структуры гранитного
состава. В р и о л и т а х калиевый полевой шпат представлен прозрачным
санидином, а в р и о л и т о в ы х п о р ф и р а х - белым или красноватым ортоклазом и плагиоклазом (олигоклазом). Часто среди вкрапленников присутствуют только плагиоклазы, а ортоклаз содержится в составе скрытокристаллической основной массы, придавая ей характерный красноватый оттенок. Вкрапленники кварца часто оплавлены, а выделения биотита и роговой обманки опацитизированы.
В риолитах часто наблюдаются флюидальная текстура и тонкая полосчатость. Структура основной массы часто стекловатая.
Группа диорита - андезита (плагиоклазовые горные породы среднего состава). Это породы среднего состава, рядом переходов они связаны с
154
155
основными породами. В группе диорит-андезита эффузивные представители
распространены значительно более интрузивных.
Глубинные породы. Д и о р и т ы - зернистые бескварцевые породы,
состоящие из натрово-кальциевых плагиоклазов (обычно андезина) и темноцветных минералов, среди которых основное значение имеет роговая обманка и часто присутствуют авгит и биотит. Содержание темноцветных минералов около 30-35%. Кварца и ортоклаза может быть несколько процентов.
Структура диоритов равномерно-зернистая, хотя плагиоклазы обычно
образуют сравнительно идиоморфные зерна. Характерно зональное строение
кристаллов плагиоклаза, отражающее постепенное изменение магматического расплава в сторону обогащения кремнеземом. Центральные участки кристаллов плагиоклаза обычно представлены kабрадором, кнаружи состав становится менее кальциевым, на самой периферии кристаллы могут иметь состав олигоклаза. По составу плагиоклазов в диоритах доминирует андезин.
Диориты обычно образуют небольшие массивы. Часто они связаны переходами с гранитами. В некоторых случаях диориты образовались из гранитной магмы в результате процессов ассимиляции в краевых частях интрузий.
Гипабиссальные разновидности представлены преимущественно дайками м и к р о д и о р и т о в и д и о р и т о в ы х п о р ф и р и т о в . В виде
вкрапленников в порфиритах присутствуют плагиоклаз или железистомагнезиальные силикаты. Иногда лайковые породы приобретают меланократовый
облик, так как в их составе доминируют темноцветные компоненты (роговая
обманка, биотит). Эти породы называются л а м п р о ф и р а м и .
Эффузивные породы. А н д е з и т ы и а н д е з и т о в ы е п о р ф и р и т ы образуют лавовые покровы, а также силлы и дайки. Они имеют серый, зеленовато-серый и темный цвет и порфировую структуру. В виде
вкрапленников присутствуют роговая обманка, плагиоклаз типа андезина,
155
156
реже авгит. Основная масса на глаз представляется нераскристаллизованной.
Под микроскопом видно, что она состоит из мельчайших удлиненных призм
(лейст) плагиоклазов, подчиненного количества изометрических зерен авгита
и вулканического стекла. В менее окристаллизованных разновидностях стекла много, а в более глубинных - меньше, но полнокристаллической структуры, как правило, не встречается. В шлифах хорошо видна флюидальность.
Андезиты связаны переходами с базальтами. Часто разделение этих
пород затруднительно. Однако типичная андезитовая лава более вязкая, чем
базальтовая. С этим связано образование куполов и обелисков. Андезитовая
лава богата газами.
Группа сиенита - трахита (полевошпатовые горные породы среднего состава). В некоторых горных породах среднего состава калий резко
преобладает над натрием. В результате этого самые распространенные минералы этих горных пород - полевые шпаты - представлены не плагиоклазами,
как в породах группы диорита, а калиевыми разновидностями. Представителями глубинных пород такого состава являются сиениты, а излившихся трахиты и ортофиры.
С и е н и т ы - полнокристаллические лейкократовые бескварцевые
(или бедные кварцем) горные породы, состоящие в основном из калинатровых полевых шпатов (80-85%) и содержащие 15-20% темноцветных минералов (роговой обманки, биотита, моноклинного пироксена). Наряду с калинатровыми полевыми шпатами присутствует альбит, а среди темноцветных
минералов - натрийсодержащне разновидности.
Эффузивные аналоги сиенитов называются т р а х и т а м и , если имеют свежий облик, и о р т о ф и р а м и при наличии явных признаков изменения.
Группа габбро-базальта (плагиоклазовые горные породы основного состава). Жидкая базальтовая магма содержит сравнительно небольшое
156
157
количество летучих веществ, легко кристаллизуется. •Некоторые типы пород
этой группы образуются буквально на глазах человека во многих вулканических областях.
Глубинные породы. Эти породы часто объединяют термином «габброиды». Г а б б р о - равномерно-зернистая горные порода, состоящая из
кальциевых плагиоклазов (лабрадора и битовнита) и моноклинных пироксенов (авгита), в меньшей мере - роговой обманки, ромбических пироксенов,
иногда с примесью оливина, кварца, ортоклаза. Основной компонентплагиоклаз, который образует таблитчатые кристаллы и составляет 50% и
более от массы породы. Темноцветные компоненты могут достигать 50%, но
иногда их количество резко снижается и порода приобретает лейкократовый
облик.
Структура породы аллотриоморфнозернистая, все минералы имеют
изометрические очертания. Структура настолько типична для этой породы,
что ее называют габбровой. Текстура габбро обычно массивная, часто полосчатая, обусловленная чередованием полос плагиоклаза и темноцветных
минералов.
Н о р и т - порода, аналогичная габбро, но основной темноцветный
компонент ее не моноклинный, а ромбический пироксен (гиперстен или
бронзит).
Если темноцветные компоненты отсутствуют, то такая лейкократовая
порода называется а н о р т о з и т о м . Они встречены и на Луне. Выделяют
также лабрадориты, сложенные почти полностью лабрадором. Структура
этих пород идиоморфнозернистая, кристаллы плагиоклаза хорошо выражены.
Для пород группы габбро характерны включения титаномагнетитов,
сульфидов меди, железа и никеля (халькопирита, пирротина и пентландита).
Гипабиссальные породы. Эти породы представлены м и к р о г а б б -
157
158
р о и д и а б а з а м и . Первые обычно располагаются в краевых частях интрузий и обладают мелкозернистой структурой. Диабазы образуют дайки и
силлы. Эта порода сложена теми же минералами, что и габбро, - кальциевыми плагиоклазами и авгитом, но имеет совершенно иную структуру. Кристаллы плагиоклаза образуют крупные идиоморфные выделения, пространство между которыми заполнено зернами авгита неправильной формы. Цвет
породы черный или зеленовато-черный.
Гипабиссальные интрузий диабазов очень широко распространены.
Особенно типичны для них формы протяженных межпластовых залежей силлов, которые вместе с дайками и мощными покровами базальтовых лав
образуют так называемые трапповые формации Сибири, Южной Африки,
Бразилии, Индии. С траппами связаны месторождения некоторых металлов меди, никеля, кобальта.
Эффузивные породы представлены б а з а л ь т а м и и б а з а л ь т о в ы м и п о р ф и р и т а м и . Они состоят из примерно равного количества
плагиоклазов (лабрадора) и авгита, а также нераскристаллизованного стекла.
Может присутствовать в значительном количестве оливин. Макроскопически
цвет базальтов черный; раньше к базальтам относили все черные эффузивные породы. Структура породы определяется наличием идиоморфных пластинчатых кристаллов (лейст) лабрадора, имеющих часто очень мелкие размеры. Сравнительно крупнокристаллический базальт, лишенный нераскристэллизованного стекла, называют д о л е р и т о м . Он часто слагает силлы.
Базальты могут иметь порфировую структуру. В виде вкрапленников встречаются основной плагиоклаз, авгит и оливин.
Иногда при застывании базальтовой лавы в результате выделения газов
остаются округлые пустоты и возникает пузыристая текстура. При последующем заполнении пустот низкотемпературными минералами (хлоритом,
халцедоном, цеолитами, кальцитом) образуется миндалекаменная текстура.
158
159
Эффузивные породы группы габбро-базальта значительно более распространены, чем их глубинные аналоги. Базальты являются самым распространенным типом эффузивных пород. Базальтовые покровы, часто имеющие большую мощность (до нескольких сот метров), занимают огромную
площадь - в сотни тысяч квадратных километров. Базальты (вместе с андезитами) занимают около 35% всей суши породами. Они же слагают почти всю
поверхность Луны и полностью выстилают ложе Мирового океана.
Группа перидотита (бесполевошпатовые горные породы ультраосновного состава - ультрабазиты, или гипербазиты). Эти породы сложены
темноцветными магнезиально-железистыми силикатами и недосыщены
кремнеземом. Они представлены преимущественно интрузивными разновидностями. Цвет этих пород черный или зелено-черный. Наиболее характерны среди них п е р и д о т и т ы , состоящие из оливина, моноклинных и
ромбических пироксенов (авгита, диопсида, энстатита, бронзита). Структура
неравномерно-зернистая, иногда порфировидная. Оливин образует идиоморфные зерна, часто округленные.
Порода, почти полностью состоящая из оливина, называется д у н и т о м , а сложенная пироксенами - п и р о к с е н и т о м . Характерная особенность ультраосновных, особенно оливиновых, горных пород - их неустойчивость: в результате эпимагматических процессов крупные массивы
ультраосновных пород нацело замещаются минералами группы серпентина,
и происходит образование новых горных пород - с е р п е н т и н и т о в .
Для ультраосновных пород весьма типична постоянная, иногда значительная примесь хромита, магнетита, сульфидов меди и никеля, минералов
группы платины.
Ультраосновные интрузивные породы сравнительно редко встречаются в земной коре, но они слагают верхнюю мантию.
Гипабиссальные и эффузивные формы доя ультраосновных горных
159
160
пород малохарактерны. Однако одна из разновидностей таких пород имеет
весьма важное промышленное значение. Это к и м б е р л и т ы , выполняющие цилиндрические трубки взрыва. Порода представляет собой вулканическую брекчию. Породообразующими минералами являются оливин (часто в
виде вкрапленников), флогопит, хромдиопсид, ильменит, пироп. Кимберлитовые трубки алмазоносны.
Группа щелочных изверженных горных пород. Помимо рассмотренных выше распространенных горных пород, можно выделить породы,
обогащенные щелочными химическими элементами, главным образом натрием. Это сравнительно мало распространенные магматические образования, хотя в отдельных районах они слагают крупные массивы. На территории СССР щелочные породы занимают менее 1% всей площади магматических пород.
В щелочной магме не хватает кремния для образования полевых шпатов, поэтому наряду с этими минералами в значительном количестве кристаллизуется нефелин - характерный минерал щелочных пород.
Среди этой группы горных пород есть ненасыщенные кремнеземом
породы с варьирующими соотношениями полевых шпатов и нефелина, с одной стороны, и темноцветных компонентов - с другой.
Нефелиновые сиениты - глубинные бескварцевые полнокристаллические породы, состоящие из щелочных полевых шпатов (калинатровых и альбита), нефелина и натровых амфиболов и пироксенов. В нефелиновых сиенитах часто в большом количестве присутствуют редкие минералы титана,
циркона, ниобия, редких земель.
В России крупные массивы нефелиновых сиенитов есть на Кольскои
полуострове - Хибинский и Лововзерский.
Излившиеся разновидности нефелиновых сиенитов называются ф о н о л и т а м и, а палеотипные - н е ф е л и н о в ы м и п о р ф и р а м и.
160
161
Основные и ультраосновные щелочные породы имеют меланократовый характер. В них наряду с калинатровыми полевыми шпатами и нефелином присутствуют высококальциевые пгалиоклазы (эгирин), а также оливин.
ПЕГМАТИТЫ
Последние стадии формирования интрузивных горных пород сопровождаются весьма своеобразными процессами. Наиболее характерным образованием этого типа магматизма являются пегматиты - крупнозернистые породы, состав которых близок к материнской интрузии, но обычно отличается
повышенным содержанием летучих компонентов (фтора, лития, бериллия,
воды и др.).
Пегматитовый процесс минералообразования отличается большой
сложностью и многообразием. В связи с этим имеются различные взгляды на
генезис пегматитов.
Согласно представлениям А. Е. Ферсмана, их образование осуществляется в интервале температур около - 600-4000С. Верхняя граница этого интервала намечается переходом
- кварца в
модификацию (+5750С), а ниж-
няя - так называемой критической температурой воды, т. е. температурой,
выше которой пары воды не могут быть сжижены при любом повышении
давления. Для химически чистой воды эта температура равна +374,60С, но в
зависимости от примесей может быть увеличена до +4000С.
Существуют и другие взгляды на происхождение пегматитов. Еще в
20-х годах нашего столетия некоторые американские геологи предположили,
что гранитные пегматиты образовались в результате переработки кварцевополевошпатовых пород послемагматическими остаточными растворами.
Значение процессов перекристаллизации и метасоматоза для образования
гранитных пегматитов Восточной Сибири было показано в 30-х годах
Д.С.Коржинским.
161
162
А.Н.Заварицкий (1947) разработал оригинальные представления о пегматитах как о промежуточных образованиях между изверженными горными
породами и рудными жилами. По его мнению, остаточный магматогенный
газовый раствор, проникая по трещинам в породу, способствует ее перекристаллизации с образованием крупнокристаллической структуры. Раствор
коррелирует имеющиеся минералы, на место которых выпадают новые. Следовательно, пегматиты рассматриваются как перекристаллизованные участки материнских пород. Наиболее распространены пегматиты гранитов и гранодиоритов, хотя известны пегматиты, генетически и пространственно связанные с интрузиями щелочных, ультраосновных и основных магм.
Пегматиты образуют жилы, линзовидные и неправильной формы тела.
Мощность их колеблется от 1 до 20-30 м, протяженность - от нескольких
метров до 300-500 м. Часто многие десятки и сотни этих тел группируются в
большие по площади пегматитовые поля. Такие образования известны в Карелии, Юго-Восточном Забайкалье и других местах.
Пегматитовые тела имеют зональное строение (рис.80), причем от периферии к середине структура становится более крупной, а в центральной
части имеются полости (заморыши), в которых образуются крупные кристаллы.
Характерная часть строения пегматитов - их грубая, часто гигантозернистая структура. Так, в пегматитах Норвегии обнаружены кристаллы ортоклаза величиной 10х10 м2 массой 100 т, а на Урале была целая каменоломня, расположенная в кристалле амазонита. Пластины слюд в пегматитах достигают величины 5-7 м, в пегматитах Волыни был обнаружен кристалл мориона более 2 м. В виде гигантских кристаллов встречаются не только распространенные, но и редкие минералы. В пегматитах США встречались кристаллы берилла длиной 5,5 м, толщиной 1,2 м, массой 18 т (штат Мэн) и кристаллы сподумена длиной 12,8 м, шириной до 2 м, массой около 100 т (штат
162
163
Южная Дакота). В 1976 г. в пегматитах Минас-Жирайс (Бразилия) был найден кристалл топаза в 117 кг и кристалл аквамарина длиной 47 см.
Для строения пегматитов также характерны структуры прорастания
минералов. Эта структура рассматривается как результат их одновременной
кристаллизации. В прорастании обычно находятся калиевый полевой пшат и
кварц, содержание которых составляет соответственно 74 и 26% (рис.81).
Подобные прорастания кварц иногда образует с мусковитом, гранатом, плагиоклазом.
В минеральном составе пегматитов обычно присутствует более или
менее значительное количество минералов, содержащих летучие компоненты: лепидолит, мусковит, турмалин, топаз, берилл и др.
Помимо горных пород, образованных в результате кристаллизации
магматического вещества на глубине или на поверхности, при магматических процессах формируются породы, сложенные твердыми продуктами
вулканических извержений, так называемые пирокластические. Пирокластическая порода, сложенная вулканическим пеплом с включением частиц вулканического песка, лапиллей и бомб, называется в у л к а н и ч е с к и м т у ф о м . Порода, состоящая в основном из угловатых обломков, сцементированных пепловым материалом, называется туфобрекчией. Порода, состоящая
из грубого пирокластического материала, называется агломератом. Высокотемпературная дисперсная пирокластическая смесь, переносимая через атмосферу, выпадая и спекаясь образует своеобразную породу, называемую игнимбритом (ignis, латинск. - огонь; imber - дождь).
Если вулканогенный материал подвергся переотложению водами, то
такие туфы обладают слоистостью. В случае значительной примеси (от 10 до
50%) осадочного обломочного материала к вулканическим частицам породу
называют туффитом. Когда вулканический материал содержится в подчиненном количестве, говорят о туфогенных песчаниках (туфоконгломератах и
163
164
др.).
Заканчивая обзор магматических горных пород, кратко резюмируем
современные представления о распространении различных их типов. На поверхности континентов наибольшим распространением среди интрузивных
пород пользуются граниты, а среди эффузивных пород - базальты, андезиты
и риолиты. Основные и ультраосновные интрузивные породы встречаются
реже.
Достижения в области геофизического исследования Земли позволили
выполнить первые ориентировочные подсчеты распространения главнейших
типов горных пород по отношению ко всему объему земной коры. По данным А.Б.Ронова и А.А.Ярошевского (1976), магматические породы кислого
состава (главным образом граниты и гранодиориты) составляют немногим,
больше 20%, а породы основного состава (преимущественно базальты) - более 50% общего объема земной коры. Распространение эффузивов кислого и
среднего состава значительно более скромное, причем андезиты распространены в несколько раз больше, чем липариты и риолиты.
МАГМАТИЧЕСКИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
При образовании магматических горных пород, в процессе дифференциации магмы, возникают месторождения определенных полезных ископаемых. Эти месторождения залегают главным образом среди изверженных
горных пород и образуются в процессе дифференциации и кристаллизации
магмы при температуре около + 800 - 15000 С и давлении в сотни атмосфер.
Месторождения полезных ископаемых собственно магматического
происхождения встречаются преимущественно в массивах ультраосновных и
основных изверженных пород. Таковы месторождения хромитов, минералов
группы платины, сульфидов железа, никеля, меди и кобальта, титаномагнетитов, алмазов, графита, апатита, некоторых редкометалльных минералов.
164
165
Типичным примером являются известные медно-никелевые месторождения
Мончегорского района на Кольском полуострове. В результате разделения
(ликвации) исходной магмы на силикатную и сульфидную в породах ультраосновного и основного составов обособились скопления сульфидов. Их
крупные массы благодаря своему большому весу сконцентрированы в нижней части массива изверженных пород, внедрившихся в толщу гнейсов.
Часть сульфидного расплава была отжата в трещины в верхней части массива (рис.82). Такое же происхождение имеют медно-никелевые сульфидные
месторождения Норильска, а в Канаде - крупнейшее месторождение Садбери.
Другой известный пример месторождений магматического генезиса месторождения хромитов, имеющиеся в нашей стране на Южном Урале и в
других местах.
Оригинальный тип магматических месторождений - трубки, заполненные раздробленной ультраосновной породой (кимберлитом), содержащей
алмазы (рис.83). Такие месторождения в конце прошлого века были открыты
в Южной Африке, а в 50-х годах - в нашей стране в Сибири.
Магматические месторождения в изверженных породах кислого и
среднего состава встречаются значительно реже. Наиболее известный пример - крупнейшее месторождение магнетитовых руд Кируна (Северная Швеция), которое рассматривают как продукт дифференциации сиенитовой магмы. В некоторых случаях граниты могут быть обогащены ценными редкометалльными минералами. Так, в Северной Нигерии разрабатывают граниты,
обогащенные колумбитом, цирконом и др.
С дифференциацией щелочных магм связаны месторождения апатита и
некоторых редкометалльных минералов. Наиболее яркий пример - уникальное Хибинское месторождение апатита, залегающее в массиве нефелиновых
сиенитов.
165
166
Месторождения полезных ископаемых магматического происхождения на территории Стран Независимых Государств (СНГ) показаны на карте
(рис.84).
В результате кристаллизации остаточного расплава, насыщенного летучими компонентами, или перекристаллизации вещества под воздействием
остаточных растворов, богатых этими компонентами, образуются скопления
ценного минерального сырья: минералов бериллия, лития, ниобия, тантала,
циркония, олова, вольфрама, титана, молибдена, висмута, урана, тория и др.
Наиболее распространены гранитные пегматиты, имеющие также
большую промышленную ценность. Пегматиты щелочных пород встречаются реже гранитных. Пегматиты основных и ультраосновных пород практического значения почти не имеют.
Из нерудных полезных ископаемых пегматитов разрабатываются мусковит, флогопит, полевой шпат, кварц, турмалин, корунд и разнообразные
драгоценные камни (изумруд, аквамарин, сапфир, аметист, топаз и др.).
Контрольные вопросы к самостоятельной
работе студентов
1. Какие науки изучают состав, строение и условия образования магматических горных пород?
2. Каковы главные особенности химического состава магматических пород
и как построена их классификация на основе химического состава?
3. Чем различаются интрузивные и эффузивные породы по минералогическому составу. Как построена классификация магматических пород с учетом минералогического состава?
4. Какие породообразующие минералы слагают магматические породы? Что
такое акцессорные минералы магматических пород? Приведите примеры.
166
167
5. Дайте определение понятиям структура и текстура горных пород. Приведите примеры распространенных структур и текстур интрузивных и эффузивных пород.
6. Каков минералогический состав гранитов, какие существуют их разновидности.
7. Назовите эффузивные породы кислого состава, их признаки.
8. На какие группы подразделяются породы среднего состава. Чем различаются по минералогическому составу диориты и сиениты.
9. Назовите и охарактеризуйте эффузивные породы среднего состава.
10.Как называются интрузивные породы основного состава, их минералогический состав.
11.Как называются эффузивные породы основного состава? Каковы их признаки, условия залегания и связанные с этим особенности минералогического состава.
12.Как называются породы ультраосновного состава, их признаки и минералогический состав.
13.Какие из интрузивных и эффузивных пород при наиболее распространены?
14.Расскажите об особенностях состава и строения гранитных пегматитов, о
взглядах на их образование.
15.Какие существуют месторождения полезных ископаемых магматического
происхождения? Что представляют собой «алмазоносные трубки»?
Рекомендуемая графическая работа
На контурную карту России нанести главные магматические месторождения полезных ископаемых.
Глава VIII ПНЕВМАТОЛИТОВО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ
ПРОЦЕССЫ И СВЯЗАННЫЕ С НИМИ
167
168
МИНЕРАЛЬНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ
Внедрение и кристаллизация магмы сопровождаются процессами,
имеющими большое значение для преобразования горных пород и формирования важнейших рудных полезных ископаемых. В этом случае минералообразование совершается под воздействием газов и растворов, выделившихся
из магмы.
Когда магма застывает на небольших глубинах, происходит энергичная возгонка - выделение больших масс вещества в газообразном состоянии.
При вулканических извержениях в атмосферу выносится огромное количество летучих соединений. Например, на Аляске, в долине Десяти тысяч дымов,
выходит множество газовых струй, суммарно выносящих каждую секунду 23
млн. л пара. Вместе с парами воды на протяжении года выносится более 1
млрд. т соляной и 20000 т плавиковой кислоты. Газовые и водяные источники, связанные с вулканической деятельностью, выносят столь значительные
массы химических элементов, что в некоторых местах организовано их промышленное извлечение.
Образование минералов из газовой фазы, главным образом в процессе
возгонки, называется п н е в м а т о л и з о м (pnema, греческ. - пар, дыхание).
Эти минералы осаждаются на стенках кратеров вулканов и в трещинах окружающих горных пород. При этом образуются самородная сера, некоторые
сульфиды (пирит, сфалерит, галенит и др.), многие галоидные соединения
(флюорит, нашатырь и др.), оксиды (гематит, магнетит), сульфаты (гипс,
алунит, тенардит и др.), борные соединения. Однако эти минералы образуются относительно в небольшом количестве.
Намного интенсивнее происходит минералообразование, в том случае,
когда легколетучие соединения не выносятся на поверхность, а задерживаются на глубине. Процессы такого «глубинного пневматолиза» сопровожда-
168
169
ют пегматитовый процесс, а также первые стадии эволюции остаточных
магматических растворов, или, вернее, флюидов, так как их фазовое состояние точно неизвестно. Процессы, совершающиеся под воздействием этих
растворов, называются п н е в м а т о л и т о в о -г и д р о т е р м а л ь н ы м и
или в условиях более низких температур - г и д р о т е р м а л ь н ы м и .
Пневматолитово-гидротермальные и гидротермальные минеральные
образования, несмотря на значительно меньшую их массу по сравнению с
магматическими горными породами, имеют весьма важное значение, так как
с ними связано образование месторождений важнейших полезных ископаемых, главным образом руд цветных, благородных и редких металлов.
По современным представлениям, остаточное вещество отделяется от
магмы первоначально в виде газа, который затем конденсируется в жидкость. Необходимо отметить, что выделяющиеся из магмы газы могут переносить химические элементы, даже находящиеся в виде труднорастворимых
соединений. Установлено, что 1 л водяного пара при +4500С и давлении около 400 атм может переносить более 200 мг SIO2.
На протяжении первых десятилетий текущего столетия ученые считали, что летучие компоненты могут неограниченно растворятся в магматическом силикатном расплаве. Поэтому предполагали, что при медленном остывании магмы на глубине (следовательно, в условиях значительного давления)
одновременно с процессами кристаллизации происходит постепенное выделение этих компонентов. Эти представления, разработанные преимущественно крупными западноевропейскими минералогами и петрографами
(П.Ниггли, И.Фогт и др.), получили не совсем удачное название - э в о л ю ционная
гипотеза
образования
послемагматических
растворов.
В середине XX в ряд исследователей, главным образом России и США,
провели экспериментальное изучение поведения летучих компонентов в рас-
169
170
плаве горных пород при большом давлении и температуре. При этом было
обнаружено, что растворимость в расплавах летучих соединений, в первую
очередь важнейшего из них - воды, ограничено определенными пределами.
Результаты этих исследований были обобщены В.А.Николаевым, согласно
представлениям которого образование послемагматических растворов происходит по следующей схеме.
Температура последних стадий кристаллизации кислых магм при глубине интрузивного массива в несколько километров, по-видимому, близка к
+8000С, а наличие некоторых солей может способствовать нахождению расплава еще при более низкой температуре. По мере кристаллизации магмы в
расплаве концентрируются летучие компоненты. В определенный момент их
содержание превышает предел растворимости, магма вскипает и газы выделяются. Так как предел растворимости разных летучих компонентов неодинаков, то выделение газов происходит не одновременно, а в несколько этапов. Происходит как бы пульсационное выделение магматическим очагом
остаточных подвижных соединений. Выделяющиеся газы устремляются от
магматического очага по трещинам и порам в окружающие горные породы и
при уменьшении температуры ниже критической точки воды (около +400 0С)
сжижаются, образуя гидротермальные растворы. Изложенные представления
получили название п у л ь с а ц и о н н о й г и п о т е з ы .
«Эволюционная» и пульсационная гипотеза резко различаются объяснением состава послемагматических образований. Исходя из первой гипотезы, в районе одного крупного интрузива (батолита) должны присутствовать
все типы послемагматических образований и обязательно - взаимные переходы между ними. В действительности этого почти никогда не бывает. В одних
случаях
доминируют
высокотемпературные
пневматолитово-
гидротермальные образования, в другие - более низкотемпературные. Разные
послемагматические образования отчетливо различаются между собой, и
170
171
взаимопереходы между ними нехарактерны. Пульсационная гипотеза объясняет пространственное разобщение различных эндогенных минеральных образований и отсутствие постепенных переходов между ними.
Состав газово-жидких продуктов остаточного отщепления кристаллизующейся магмы в настоящее время неясен. Некоторые из исследователи
предполагают, что это кислый газ, другие - что это щелочные растворы, третьи допускают наличие и того и другого, а также нейтральных растворов в
зависимости от конкретных условий их образования. Возможно, в определенные моменты из магмы выделяются кислые продукты возгона, но в дальнейшем в результате взаимодействия с окружающими горными породами
эти продукты приобретают щелочной характер.
Следует иметь в виду, что высокое давление обусловливает нахождение многих соединений, которые на поверхности существуют в виде свободных газов, не в свободном, а в растворенном состоянии - в составе гидротермальных растворов. Эти растворы водные, с чем и связано название процесса
(hydor, греческ. - вода; thermos - теплый). Но вода магматогенных растворов
своими свойствами резко отличается от воды, находящейся на поверхности
земли. Вода глубинных гидротермальных растворов представляет сгущенный пар, который при температуре ниже +400-3740С под давлением переходит в жидкую фазу. Вода в этих условиях способна растворять минералы и
переносить большое количество соединений в виде как истинных, так и коллоидных растворов.
Высокотемпературные, находящиеся под большим давлением магматогенные растворы очень подвижны, энергично проникают в мельчайшие
трещины и в то же время весьма агрессивны по отношению к окружающим
горным породам. Эти растворы вступают в сложные реакции с минералами и
глубоко изменяют состав вмещающих горных пород. Двигаясь по трещинам,
которые возникают при охлаждении горных пород или в результате тектони-
171
172
ческих процессов, растворы поступают в области более низкого давления и
постепенно остывают. Под влиянием уменьшающегося давления и температуры, а главное, в итоге сложных химических реакций из гидротермальных
растворов осаждаются минералы. Они постепенно заполняют трещины, по
которым перемещаются растворы. Трещины, заполненные гидротермальными минералами, называются ж и л а м и .
Метасоматоз.
Характерным
процессом
пневматолитово-
гидротермальной деятельности является метасоматоз (meta, греческ. - после;
soma - тело). Природа этого процесса пока еще недостаточно ясна. В его изучении большую роль сыграли работы Д.С.Коржинского. Сущность процесса
метасоматоза заключается в замещении ранее существовавших минералов
новыми за счет химических элементов, приносимых газоводными высокотемпературными растворами. При этом растворение старого минерала и отложение нового совершается практически одновременно, так что порода в
целом все время находится в твердом состоянии. Метасоматическое замещение происходит без изменения объема и часто с сохранением следов строения первичных минералов. Этот процесс может происходить при любой
температуре, но наиболее активно протекает при высокой температуре, так
как это ускоряет химические реакции.
Метасоматоз предполагает энергичное перемещение крупных масс химических элементов как в изменяемую породу, так и из нее. Это возможно
благодаря диффузионным явлениям и наличию в породах многочисленных
мельчайших капиллярных трещин. Диффузия представляет собой перемещение веществ в результате выравнивания концентраций из участков с высокой
концентрацией в участки с низкой концентрацией. В горных породах диффузия осуществляется в поровых растворах, содержащихся в капиллярных
трещинах, и протекает очень медленно. Скорость диффузии увеличивается с
увеличением температуры и разности концентраций, а также зависит от ха-
172
173
рактера диффундирующих ионов. Чем больше радиус иона и меньше валентность, тем больше скорость его диффузии. Ионы, наиболее энергично
перемещающиеся в результате процессов диффузии, имеют постоянную
концентрацию в поровых растворах на данном участке. Д.С.Коржинский назвал их подвижными компонентами. Неподвижные, инертные компоненты
при д и ф ф у з и о н н о м м е т а с о м а т о з е не имеют постоянной концентрации в растворе.
В результате диффузионных явлений при взаимодействии гидротермальных растворов, поднимающихся по трещинам, с минералами горных
пород возникают метасоматические оторочки, отделяющие жилы от вмещающих горных пород, так называемые з а л ь б а н д ы . Зоны диффузионного околожнльного метасоматоза не ограничиваются зальбандами, а постепенно затухая, распространяются в глубь горных пород. Мощность этих зон
в зависимости от термодинамических условий и состава гидротермальных
растворов может измеряться сантиметрами и метрами, редко превышая несколько десятков метров.
Помимо диффузии, для метасоматоза важное значение имеют явления
инфильтрации, т.е. переноса вещества растворами, движущимися по более
крупным трещинам и пустотам. В этом случае взаимодействие породы с растворами протекает без участия диффузии. И н ф и л ь т р а ц и о н н ы й
м е т а с о м а т о з сопровождается мощными изменениями горных пород.
ПНЕВМАТОЛИТОВО-ГИДРОТЕРМАЛЬНЫЕ ТЕЛА
И ИХ МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ
Среди гидротермальных образований формирующихся на значительной глубине (до 5 км), довольно четко различаются высоко- и низкотемпературные.
Для высокотемпературной стадии глубинного гидротермального про-
173
174
цесса характерно образование ш т о к в е р к о в. Они представляют собой
сложную систему ветвящихся трещин небольшой мощности, заполненных
гидротермальными минералами. Горные породы между трещинами метасоматически преобразованы высоко-подвижными газоводными растворами и
содержат вкрапления новообразованных минералов. Жилы и прожилки отделяются от вмещающих пород хорошо выраженными зальбандами. В целом
образуется крупный участок пневматолито-гидротермальной минерализации
(рис.85). Штокверки в плане достигают 1 км и более.
Наряду со штокверками глубинные высокотемпературные растворы
образуют крупные ж и л ы , л и н з ы , п л а с т о о б р а з н ы е м е т а с о м а тические залежи.
Основной жильный минерал - кварц. В значительном количестве
встречаются турмалин, мусковит, флюорит, топаз, берилл. Среди рудных
минералов типичны золото, молибденит, висмутин, пирротин, пирит, арсенопирит, халькопирит, гематит, магнетит, касситерит, шеелит, вольфрамит.
Для околожильного изменения вмещающих горных пород высокотемпературных глубинных гидротермальных образований типична г р е й з е н и з а ц и я , т.е. метасоматическое преобразование вмещающих пород с образованием породы, состоящей из кварца, слюд часто со значительной примесью турмалина, топаза, флюорита. Особенно характерна грейзенизация
для гранитов и вообще кислых изверженных пород, хотя этот процесс распространяется и на все другие породы. Из других форм околожильного изменения отметим метасоматическое развитие во вмещающих породах турмалина (т у р м а л и н и з а ц и я ), мелкочешуйчатых светлых слюд (с е р и ц и т и з а ц и я ) и кварца (о к в а р ц е в а н и е ).
Минеральные образования рассматриваемого типа сопровождаются
разными рудными месторождениями. Таковы кварцево-золоторудные месторождения Урала и северо-востока России квцево-касситеритовые месторож-
174
175
дения Рудных гор (в Чехии и кварцево-турмалиново-касситеритовые и касситеритово-сульфидные месторождения Восточной Сибири, Корнуэлла в
Великобритании, кварцево-молибденовые и вольфрамитовые месторождения
Забайкалья, кварцево-вольфрамитовые месторождения Португалии, юговостока Азии и Забайкалья. Типичным примером месторождений данного
типа является кварцево-вольфрамитовое Джидинское месторождение в Бурятии Как видно на рис.86, месторождение представлено системой кварцевогюбнеритовых жил с сульфидами, приуроченных к массиву гранодиоритов,
рассеченному дайками пород различного состава.
Более низкотемпературные глубинные гидротермальные образования
представлены преимущественно жилами (рис.87) или телами неправильной
формы, возникшими в процессе инфильтрационного метасоматоза. Среди
жильных нерудных минералов характерны кварц и карбонаты (кальцит, анкерит, сидерит, родохрозит), иногда флюорит, барит, халцедон, хлорит. Рудные минералы представлены золотом и сульфидами (пиритом, халькопиритом, сфалеритом, антимонитом, киноварью, галенитом и др.). Часто сульфиды являются преобладающими минералами.
Для относительно низкотемпературных гидротермальных месторождений характерны менее интенсивные околожильные изменения, чем для
высокотемпературных. Здесь в зонах околожильных изменений развиваются
мелкочешуйчатые светлые слюды, кварц, хлориты и карбонаты (кальцит, анкерит).
Типичные представители гидротермальных образований этого типа месторождения колчеданных руд Среднего Урала, а также полиметаллических (свинцово-цинковых с примесью серебра) руд Алтая, Кавказа (Садонское месторождение, рис.88) и Забайкалья. Наиболее низкотемпературными,
образующимися при температуре ниже +2000С, считаются сурьмяные и
ртутные. Примерами являются крупнейшее в мире месторождение киновари
175
176
Альмаден (Испания) и месторождение Хайдаркен в Средней Азии. Они
представлены кварцево-кальцитовыми, местами с флюоритом жилами, содержащими одну киноварь или антимонит и киноварь. К этой группе также
относится Никитовское месторождение киновари (Донбасс).
Гидротермальные месторождения, сформированные на небольшой
глубине (менее 1 км), но в широком температурном интервале, отличаются
разнообразием минерального состава и обычно залегают среди эффузивных
пород или малых интрузий. Изменения вмещающих пород в этих месторождениях весьма своеобразны. Здесь характерны процессы а л у н и т и з а ц и и
под воздействием сольфатар, к а о л и н и з а ц и и под воздействием кислых
гидротермальных растворов, о к р е м н е н и я (метасоматическое развитие
халцедона и кварца) и п р о п и л и т и з а ц и и (замещение темноцветных
минералов хлоритом, минералами группы эпидота, кальцитом, а полевых
шпатов - альбитом и серицитом).
Формы рудных тел и их вещественный состав разнообразны. В высокотемпературных гидротермальных месторождениях малых глубин встречаются совместно такие минералы, как турмалин, вольфрамит и касситерит, с
одной стороны, и халцедон, сфалерит, галенит - с другой. Эти минералы,
обычно разделяющиеся в глубинных гидротермальных месторождениях,
здесь как бы не успели разделиться и находятся вместе. Высокотемпературные гидротермальные образования малых глубин наиболее хорошо представлены
олово-вольфрамово-серебряными
месторождениями
Боливии.
Примером может служить известное месторождение Потоси, в котором на
протяжении нескольких веков добывали серебро (рис.89). В этом месторождении среди рудных минералов присутствуют как высокотемпературные
(касситерит, вольфрамит), так и низкотемпературные минералы сурьмы и серебра. В России к этому типу относится свинцово-оловорудное месторождение Хрустальное Приморского края, в котором руды состоят из касситерита,
176
177
галенита и других сульфидов. Низкотемпературные минеральные образования этого типа формируются в настоящее время в районах активного вулканизма, осаждаясь из сольфатар, гейзеров и прочих горячих источников. Известно осаждение реальгара и аурипигмента в отложениях гейзеров Иеллоустонского заповедника в США, в отложениях сольфатар Италии, горячих
источников на Камчатке.
Размещение руд, образованных в результате послемагматических процессов, показано на рис. .
Скарны и другие контактовые образования. На контактах интрузивных массивов в условиях длительного воздействия высокой температуры
и подвижных компонентов происходит глубокое преобразование вмещающих пород, сопровождающееся их перекристаллизацией и образованием серии специфических минералов. Для контактового минералоооразования исключительно важное значение имеют явления метасоматоза, которые именно
здесь получают наиболее яркое выражение.
Компоненты вмещающих пород, в свою очередь, оказывают воздействие на приконтактную часть магматического массива. Поэтому выделяют
э к з о к о н т а к т н у ю з о н у , т. е. толщу измененных вмещающих пород, и
зону э н д о к о н т а к т н у ю - периферическую часть интрузивного массива,
измененную в результате ассимиляции составных частей вмещающей породы (рис.90)
Степень выраженности контактового процесса зависит от состава внедряющейся магмы и окружающих горных пород. Массивы основных горных
пород, образовавшихся из магмы, содержащей сравнительно небольшое количество летучих компонентов, обычно сопровождаются умеренным развитием контактовых явлений. Кислая магма богата легкоподвижными компонентами, поэтому для массивов гранитов и гранодиоритов типичны хорошо
развитые зоны контактового минералообразования.
177
178
Кварцсодержащие горные породы (песчаники, граниты и др.) при контактном воздействии изменяются сравнительно слабо. Глинистые породы на
контактах изменяются главным образом под воздействием температуры. При
этом происходит перестройка кристаллохимических структур глинистых силикатов в структуры силикатов типа андалузита, дистена, силлиманита, гранатов. Кварцево-силикатные породы, измененные контактовыми процессами, называются р о г о в и к а м и . Более сильному преобразованию подвергаются изверженные породы основного состава. Но особенно интенсивно
преобразуются известняки и другие карбонатные породы.
Легкоподвижные компоненты, в виде газов и растворов поступающие
из остывающего интрузивного массива, в результате взаимодействия с этими
легко реагирующими породами образуют мощные метасоматические тела,
которые носят название с к а р н о в . Минералогический состав скарнов
весьма своеобразен. Преобладающие минералы в них - кальциевые гранаты
(обычно андрадит, реже гроссуляр), кальциевые пироксены (главным образом диопсид), эпидот; распространены также лучистые роговые обманки (актинолит, тремолит), кальцит) кварц, хлорит, магнетит, гематит, сульфиды и
многие другие.
Иногда заметно зональное строение скарнов. В непосредственной близости от интрузивного тела скарны сложены наиболее высокотемпературными минералами (магнетитом, гематитом, андрадитом, диопсидом). Дальше от
интрузива преобладают эпидот, лучистые амфиболы, хлориты, сульфиды.
Для периферических участков типичны кварц, кальцит, иногда флюорит и
барит.
По мнению Д.С.Коржинского, образование скарнов происходит в результате процесса б и м е т а с о м а т о з а - диффузионного обмена инертных
компонентов между известняками и изверженными породами под воздействием послемагматических растворов, богатых подвижными компонентами.
178
179
Со скарнами связаны многочисленные рудные месторождения меди,
свинца и цинка, молибдена и вольфрама, кобальта и других металлов. Широкой известностью пользуются железорудные скарновые месторождения Урала - горы Магнитная, Благодать. Скарновым является также крупное молибдено-вольфрамовое месторождение Тырныауз на Северном Кавказе.
ПАРАГЕНЕЗИС МИНЕРАЛОВ
Сопоставляя известные нам сведения о минералообразовании при собственно магматическом и последующих процессах, можно заметить, что минералы образуют не случайные сочетания, а вполне закономерные группировки. Состав этих группировок, или ассоциаций, в основном определяется
химическим составом исходного вещества и физико-химическими условиями образования минералов.
Значение состава исходного вещества для образования минералов
можно иллюстрировать следующим примером. Если кристаллизующаяся
магма содержит небольшое количество SiO2, то среди образовавшихся минералов будут отсутствовать не только соединения, полностью состоящие из
кремнезема (кварц), но и минералы, содержащие предельно большое количество SiO2. Так, из магмы, насыщенной SiO2, кристаллизуются плагиоклазы
типа олигоклаза или олигоклаза-альбита, содержащие 60-65% SiO2 и из магмы с низким содержанием кремнезема кристаллизуются плагиоклазы высоких номеров (лабрадор, битовнит), содержащие 45-50% SiO2. Вероятно, при
нормальном развитии магматического процесса совместное нахождение
кварца и битовнита невозможно, а сочетание кварца и олигоклаза - обычное
явление.
Термодинамические условия образования минералов также имеют
важное значение для их совместного нахождения. Образования, возникающие при кристаллизации магмы в условиях высоких давлений и температур,
179
180
будут состоять из одних минералов, а формирующиеся из гидротермальных
растворов при значительно меньших давлениях и температурах - из других.
Явление совместного нахождения минералов, обусловленного общим
процессом их образования, называется п а р а г е н е з и с о м (para, греческ.
- возле; genesis - происхождение). Закономерная группировка минералов,
имеющих общее происхождение, называется п а р а г е н е т и ч е с к о й
а с с о ц и а ц и е й м и н е р а л о в.
Совместное нахождение минералов в одном штуфе само по себе еще
не является указанием на их парагенетическую связь между собой. Это можно утверждать, лишь установив, что все минералы образовались в результате
общего процесса. Поясним это следующим примером. В образце грейзенизированного гранита наряду с породообразующими минералами гранита (микроклином, кварцем, роговой обманкой, биотитом) присутствуют мусковит,
топаз, альбит. Эти минералы образовались в результате особого послемагматического процесса и парагенетически не связаны с минералами, возникшими при кристаллизации гранитной массы. Кроме того, грейзенизированный
гранит может быть рассечен системой кварцево-касситеритово-сульфидных
прожилков. Все упомянутые выше минералы, хотя и находятся в одном
штуфе, имеют разное происхождение и не имеют парагенетической связи.
В рассматриваемом случае намечаются три парагенетические ассоциации, соответствующие трем стадиям, или этапам, минералообразования: собственно магматической (кристаллизация гранита), послемагматической высокотемпературной (грейзенизация) и более низкотемпературной гидротермальной (образование кварцевых прожилков).
Последовательность образования минералов удобно изображать в виде
так называемой п а р а г е н е т и ч е с к о й т а б л и ц ы, где черными полосами показано образование минералов по стадиям. Начало и конец полосы соответствует началу и прекращению образования минерала в каждом процес-
180
181
се (стадии). Толщина полос условно характеризует относительное количество каждого минерала.
Как видно на рис.91, некоторые минералы образуются только в результате одного определенного процесса, на протяжении одной стадии, другие
возникают в результате различных процессов и соответственно на нескольких стадиях минералообразования. Так, микроклин полностью кристаллизуется в магматическую стадию; сфалерит и халькопирит - полностью в гидротермальную, а образование кварца происходит на протяжении всех трех стадий минералообразования .
Изучение парагенетических ассоциаций минералов представляет
большой теоретический интерес, так как способствует пониманию сложных
процессов минералообразования и в то же время имеет важное практическое
значение. Еще в глубокой древности были известны тесные парагенетическне связи некоторых минералов: золота и кварца, галенита и сфалерита и др.
Ориентируясь на эти связи, производили поиски руд. Многие минералы,
весьма ценные для промышленности, образуют очень мелкие выделения, обнаружить которые невооруженным глазом невозможно. Лишь целенаправленно изучая с применением специальной аналитической аппаратуры минеральные образования, представленные соответствующими парагенетическими ассоциациями, можно обнаружить эти минералы.
Контрольные вопросы к самостоятельной
работе студентов
1. Как называются процессы образования минералов из вулканических газов, выходящих из жерла вулкана? Какие минералы при этом образуются?
2. Как называется процесс образования минералов из магматических паров и
газов, выделившихся после кристаллизации магмы, в глубоких частях
земной коры?
181
182
3. Какие имеются «геологические термометры», характеризующие температурные условия нахождения газо-водных флюидов, образовавшихся в виде остатка после кристаллизации магмы?
4. Какие имеются взгляды на процесс выделения паров и газов из затвердевающего интрузива.
5. Что представляют собой процессы пневматолитово-гидротермального метасоматоза, какие известны для его типа? Что такое зальбанды жил, как
они образуются?
6. Какие
известны
глубинные
высокотемпературные
пневматолитово-
гидротермальные тела, их строение, минералогический состав и связанные с ними месторождения руд.
7. Какие существуют среднетемпературные и низкотемпературные гидротермальные образования, их строение, минералогический состав и связанные с ними месторождения руд.
8. Каковы отличительные особенности минералогического состава высокотемпературных пневматолитово-гидротермальных месторождений руд,
образовавшихся вблизи поверхности?
9. Что такое скарны, условия их образования, строения и минералогического
состава.
10.Раскройте понятие о парагенезисе минералов. Что представляют собой
парагенетические ассоциации минералов.
11.Как составляются «парагенетические таблицы»?
Рекомендуемые графические работы
а) На примере интрузивной породы, рассеченной системой пневматолитово-гидротермальных жил построить парагенетическую таблицу.
б) На контурную карту России нанесите важнейшие рудные месторождения пневматолитово-гидротермального генезиса.
182
183
Глава IX ГИПЕРГЕНЕЗ И КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
На поверхности континентов горные породы попадают в обстановку,
которая более или менее резко отличается от условий их образования.
Дневная поверхность, как геологи называют границу земной коры и
атмосферы, характеризуется небольшими величинами давления и температуры - в сотни и тысячи раз меньше тех величин, при которых возникают
магматогенные или метаморфогенные минералы. Давление и особенно температура на поверхности суши испытывают значительные колебания на протяжении суток и года. Мощным фактором воздействия является жидкая вода,
содержащая растворенные химически активные соединения. На горные породы здесь также действует целая серия сложных процессов, связанных с
развитием живых организмов и почвообразованием. Все это обусловливает
неустойчивость минералов, возникших в иных условиях, и возникновение
новых минералов.
В ы в е т р и в а н и е м называется сумма физических, химических и
физико-химических процессов преобразования горных пород и слагающих
их минералов на поверхности суши под влиянием факторов и условий географической среды. Не следует думать, что выветривание связано с деятельностью ветра. Ветровая деятельность имеет весьма отдаленное отношение к
процессам выветривания. Чтобы избежать этой неясности семантического
(смыслового) и буквального значения термина «выветривание», А.Е.Ферсман
в 1922 г. предложил процессы преобразования горных пород и минералов на
поверхности обозначать термином «гипергенез» (hyper, греческ. - над, сверху).
Процесс выветривания очень сложен и включает многочисленные частные процессы и явления - механические, физико-химические, химические,
биогеохимические.
183
184
Чисто физические (механические) явления приводят к д е з и н т е г р а ц и и горных пород: к механическому их измельчению без изменения
минералогического и, следовательно, химического состава. Механическая
дезинтеграция пород происходит в результате неодинакового объемного и
линейного расширения породообразующих минералов под влиянием сезонного и суточного колебания температуры. Порода рассекается густой сетью
тонких и тончайших трещин. В эти трещины поступает вода, вследствие чего
в них возникает капиллярное давление. Его величина достигает значительной величины. Например, в трещинах толщиной 0,001 мм капиллярное давление составляет около 1,5 кг/см2 (при обычной температуре), а в трещинах
толщиной в тысячу раз более тонких (1х10-6 мм) - около 1500 кг/см2. При
расширении трещин начинают действовать явления замерзания - размерзания воды с изменением ее объема.
В итоге массивная кристаллическая порода, сохраняя свой исходный
состав, теряет монолитность и начинает разрушаться. В первую очередь проявляются скрытые напряжения, возникшие при образовании разрушающейся
породы, и проявляются отдельности - участки породы, ограниченные трещинами и обладающие определенной формой. Особенно эффектно проявляются
округлые концентрически-скорлуповатые отдельности, образующиеся при
выветривании некоторых эффузивных и гипабиссальных пород.
Механическая дезинтеграция плотных горных пород приводит к образованию обширных развалов, глыб, и россыпей щебня (курумов), к о л л ю в и а л ь н ы х с к о п л е н и й (colluvio, латинск. - скопление) щебня у подножия обрывов, протяженных каменных потоков по склонам. Это типично
для полярных, пустынных и высокогорных ландшафтов.
Дезинтеграция плотных горных пород, образование в них системы
трещин и микрощелей обусловливает, с одной стороны, их хорошую водопроницаемость, а с другой - резко увеличивает реакционную поверхность
184
185
выветривающихся пород. Это создает условия для активизации разнообразных физико-химических, химических и биогеохимических реакций. Осуществление этих реакций возможно только при наличии свободной жидкой воды.
В зависимости от состава растворенных в них соединений почвенные и
грунтовые воды оказывают растворяющее действие на минералы горных пород. При этом в результате химических реакций обмена возникают новые
минералы. Примером является метасоматическое образование смитсонита
при взаимодействии вод, содержащих хорошо растворимый сульфат цинка, с
известняками:
Zn2+ + SO42- + CaCO3
раствор
ZnCO3 + CaSO4
известняк
смитсонит
гипс
Под воздействием воды происходит г и д р а т а ц и я м и н е р а л о в,
т.е. закрепление молекул воды на поверхности отдельных участков кристаллохимической структуры минерала. В результате образуются гидратированные разновидности. Например, гѐтит переходит в гидрогѐтит:
FeO(OH)
гетит
FeO(OH)*nH2O
гидрогѐтит
Весьма важное значение имеют реакции г и д р о л и з а, т.е. полного
разрушения кристаллохимической структуры минерала под воздействием
молекул воды. При этом также образуются новые минералы. Так, серпентин
в результате гидролиза распадается на оксиды магния и кремния. Частично
эти соединения удаляются грунтовыми водами, но в значительном количестве остаются на месте. Оксиды кремния входят в состав аморфного опала, а
магний при наличии в воде углекислоты образует магнезит:
Mg6(OH)8[Si4O10]
серпентин
SiO2*nH2O + MgCO3
опал
магнезит
185
186
Гидролиз силикатов со сложной кристаллохимической структурой сопровождается не полным ее разрушением, а распадом на отдельные блоки, из
которых затем возникают новые минералы. Часто этот процесс протекает
стадийно с последовательным возникновением нескольких минералов. Так,
при гипергенном преобразовании полевых шпатов возникают гидрослюды,
которые затем превращаются в минералы группы каолинита или галлуазита:
K[AlSi3O8]
калиевый полевой
шпат
(K,H3O)
Al2(OH)2[AlSi3O10]
гидрослюда
Al4(OH)8[Si4O10]
каолинит
Механизм этих реакций во многом еще неясен. В их осуществлении
наряду с чисто химическими процессами принимают участие биологические
факторы. Особенно важное значение имеет не непосредственное воздействие
животных и растительных организмов на минералы, а действие продуктов их
жизнедеятельности. Состав и растворяющие свойства почвенно-грунтовых
вод в значительной мере обусловлены этими продуктами. Еще более зависит
от жизнедеятельности организмов состав газов выветривающейся толщи.
Под влиянием газов (кислорода, сероводорода, углекислого газа и др.) происходят окислительно-восстановительные реакции и возникают крупные
скопления оксидов железа и марганца, сульфидов железа и других металлов.
Все перечисленные процессы действуют на исходные породы вместе и
одновременно, так что действие одного из них невозможно отделить от действия остальных. Поэтому неправильно расчленять сложный, но единый
процесс выветривания на химическое, физическое выветривание и т. п.
Можно лишь говорить о химических, физических и других частных процессах, происходящих при выветривании, и о преобладании одних из них в конкретных условиях тех или иных участков земной поверхности.
Разные минералы обладают неодинаковой устойчивостью при выветривании. С т е п е н ь г и п е р г е н н о й у с т о й ч и в о с т и наиболее рас186
187
пространенных магматических минералов обратна последовательности их
кристаллизации из магматического расплава и в значительной мере обусловлена их кристаллохимической структурой. Наиболее легко разрушаются силикаты с изолированными кремнекислородными тетраэдрами (оливин). Более устойчивы минералы, имеющие цепочечную или ленточную структуру
(амфиболы и пироксены). Довольно легко происходит гипергенное преобразование железомагнезиальных слюд. Устойчивость полевых шпатов зависит
от их состава: кальциевые плагиоклазы выветриваются также легко, как пироксены, а натриевые и калиевые полевые шпаты выветриваются с трудом.
Наиболее устойчив кварц, структура которого состоит исключительно из
кремнекислородных тетраэдров. Как следует из приведенных данных, состав
продуктов выветривания в значительной мере обусловлен минералогическим
составом исходных горных пород.
При выветривании происходит не только разрушение первичных минералов, но и возникновение еще более многочисленных новых, гипергенных. Большая часть глинистых минералов, многочисленные сульфаты, карбонаты, минералы оксидов железа, алюминия, марганца, титана и многие
другие имеют гипергенное происхождение. Следовательно, выветривание
нельзя рассматривать только как процесс разрушения горных пород. Это одновременно и созидательный процесс, в результате которого формируются
особые образования - коры выветривания.
ФАКТОРЫ И УСЛОВИЯ ОБРАЗОВАНИЯ КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ
Роль биоклиматических условий. Образование продуктов выветривания находится в тесной зависимости от физико-географических условий и
среди них в первую очередь климата. Действительно, с климатом связано поступление воды, необходимой для протекания большей части реакций на поверхности Земли, а также обеспечение процессов выветривания энергией.
187
188
Энергия расходуется на разрушение кристаллохимических структур
первичных минералов и построение новых. Так, для полного разрушения на
ионы одной грамм-молекулы оливина необходимо затратить около 21 тыс.
Дж., а для более устойчивого альбита - 46 тыс. Дж.
Процесс выветривания обусловлен преимущественно энергией солнечной радиации. Величина поступающей лучистой энергии Солнца на поверхность Земли зависит от угла падения солнечных лучей и возрастает от
полюсов к низким широтам. Однако интенсивность выветривания не обязательно будет возрастать вслед за увеличением радиационного баланса. Степень использования поступающей энергии зависит от атмосферного увлажнения. Как бы долго ни подвергались воздействию солнечных лучей полевые
шпаты, они не превратятся в глинистые минералы при отсутствии жидкой
воды, необходимой для химических и биохимических реакций. Поэтому в
засушливых ландшафтах, где количество атмосферных осадков меньше величины испаряемости, степень использования энергии Солнца очень мала. В
условиях значительного атмосферного увлажнения полнота использования
солнечной радиации резко возрастает.
Следует подчеркнуть, что значение элементов климата определяется не
только их непосредственным воздействием на выветривание, но и тем, что
климат в значительной мере регулирует биологические и почвообразовательные процессы, часто играющие ведущую роль в гипергенном преобразовании горных пород. Поэтому можно 'считать, что общая направленность
выветривания определяется не просто климатическими, а биоклиматическими условиями.
Изменение биоклиматических условий преимущественно в зависимости от атмосферного увлажнения обусловливает возникновение двух основных типов выветривания -г у м и д н о г о (humidus, латинск. - влажный) и
а р и д н о г о (aridus, латинск. - сухой). Каждому типу выветривания соот-
188
189
ветствуют коры определенного состава и строения.
Гумидные ландшафты характеризуются значительным атмосферным
увлажнением и лесной растительностью. Последняя обладает огромной биомассой, измеряемой тысячами центнеров сухого органического вещества на
1 га. Величина ежегодно отмирающего органического вещества в таежных
лесах составляет 35-55 ц/га, а во влажных тропических лесах достигает 250
ц/га. Эта масса отмирающего органического вещества перерабатывается в
почве микроорганизмами в органические кислоты. Поэтому почвенные воды
гумидных ландшафтов обладают кислой реакцией и активно воздействуют
на минералы исходных горных пород. Выветривание протекает под воздействием постоянного промывания выветривающейся толщи горных пород
обильными кислыми растворами. Чем больше атмосферных осадков и поступающей солнечной энергии, тем более интенсивно выветриваются горные
породы.
Иная картина наблюдается в аридных ландшафтах. Здесь распространена травянистая растительность. Ее биомасса в десятки раз меньше биомассы лесов. Особая почвенная микрофлора перерабатывает растительные остатки с образованием высокополимеризованных органических соединений,
которые не обладают агрессивными свойствами по отношению к минералам.
Почвенные воды имеют нейтраьную или слабощелочную реакции. Полного
промывания выветривающейся толщи не происходит, и в ней постепенно
накапливаются относительно легкорастворимые соединения.
Роль и значение рельефа. Большая роль в процессах гипергенеза
принадлежит рельефу. На положительных элементах рельефа гипергенные
минералы образуются из химическах элементов, которые входят в состав
горных пород, слагающих этот элемент рельефа. В таких условиях формируется а в т о м о р ф н а я (от греч. аутос—сам; морфе—форма), или элювиальная кора выветривания. Характерная черта автоморфных кор - образо-
189
190
вание их полностью за счет ресурсов исходной породы, без существенного
поступления химических элементов с соседних участков.
В то же время в процессе формирования автоморфной коры некоторые
химические элементы выносятся из нее почвенно-грунтовыми водами в виде
истинных и коллоидных растворов. Эти подвижные соединения переносятся
с водами в понижения рельефа и выпадают в форме различных минералов,
которые слагают г и д р о м о р ф н у ю к о р у . Следовательно, состав гидроморфной коры зависит от состава и процессов, протекающих при формировании автоморфной коры выветривания. Связь между составом автоморфной и гидроморфной кор получила название г е о х и м и ч е с к о г о с о п р я ж е н и я. Таким образом, в процессе выветривания рельеф контролирует перераспределение химических элементов по площади и определяет размещение в пространстве разных форм коры выветривания.
Наиболее интенсивны процессы гипергенного преобразования минералов в постоянно влажных тропических ландшафтах. Здесь происходит
глубокое преобразование кристаллохимических структур силикатов, сопровождающееся выносом щелочных и щелочноземельных химических элементов, кремния, железа, алюминия и возникновением каолинита, галлуазита,
нонтронита, аллофаноидов, гидрослюд, гидрогематита, псиломелана. В ряде
случаев возникают минералы гидроксидов алюминия. Мощность автоморфной коры выветривания измеряется десятками метров.
На относительно пониженных элементах рельефа за счет выноса из автоморфных кор образуются мощные накопления оксидов железа, алюминия,
иногда марганца.
Интенсивность выветривания уменьшается в гумидных ландшафтах
умеренного и холодного климата. В результате процессов выветривания
происходит не столь интенсивное преобразование силикатов, как в гумидных тропиках. Здесь также возникают глинистые минералы, но среди них
190
191
преобладают гидрослюды; минералы группы каолинита малохарактерны.
Мощность элювиальной коры выветривания низкотермических гумидных
ландшафтов небольшая. Интенсивность выноса и гидрогенного накопления
окиси железа и особенно алюминия сильно уменьшается по сравнению с гумидными тропическими ландшафтами.
В аридных условиях разрушение структур силикатов очень ограничено. Элювиальная кора выветривания характеризуется сильной дезинтеграцией исходных пород. Для гидроморфных образований типичны мощные гипсовые и карбонатные коры, а также аккумуляция разнообразных растворимых сульфатов и хлоридов (мирабилита, эпсомита, галита и др.).
Роль времени. Время является необходимым условием всякого природного процесса. Определенное время требуется для преобразования первичных минералов и формирования коры выветривания. Б.Б.Полынов разработал теорию единого процесса выветривания. Согласно этим представлениям, развитие процесса выветривания происходит в определенной последовательности. На самой первой стадии гипергенного преобразования магматической горной породы преобладают процессы ее механического разрушения и возникают различные формы обломочного элювия. Во вторую стадию
происходит извлечение из кристаллохимических структур силикатов щелочных и щелочноземельных элементов, главным образом кальция и натрия.
При этом в выветривающейся породе образуются пленки и конкреции кальцита (о б ы з в е с т к о в а н н ы й э л ю в и й ). В третью стадию совершаются
глубокие изменения кристаллохимической структуры силикатов и возникают
глинистые минералы. Образуется с и а л л и т н ы й э л ю в и й , получивший
название по преобладающим химическим элементам - кремнию (силицию) и
алюминию. В четвертую стадию происходит разложение некоторых силикатов и образование оксидов, при этом кора выветривания обогащается в первую очередь оксидами железа, а при наличии определенного состава исход-
191
192
ных пород оксидами алюминия. Поэтому эта кора выветривания была названа а л л и т н о й .
Изложенные представления следует понимать как идеальную схему,
иллюстрирующую общую направленность процесса выветривания. Конкретные климатические условия и особенности состава исходных пород могут
способствовать этому процессу или задерживать его на той или иной стадии.
Итогом гипергенного преобразования исходной породы является установление динамического равновесия между составом коры выветривания и
физико-географическими. условиями. Для этого требуется очень большое
время
Процесс выветривания может прерваться на любой стадии в связи с
неблагоприятным изменением физико-географических условий (например, в
связи с аридизацией климата) или под воздействием геологических событий
(например, тектоническое поднятие территории, сопровождаемое эрозией
коры выветривания, или наоборот, опусканием региона и захоронение коры
выветривания под осадками). Следовательно, очень древняя кора выветривания может быть неполно развитой, а геологически более молодая кора, развивавшаяся на протяжении более длительного времени, может оказаться более хорошо сформированой. Поэтому необходимо различать время (длительность) формирования коры, с одной стороны, а с другой, - еѐ геологический возраст.
Выветривание происходило на протяжении всей геологической истории. Следы древних процессов гипергенеза сохранились в виде остатков
древних кор выветривания, обычно погребенных под более молодыми отложениями. В качестве примера укажем, что в пределах Русской платформы,
под мощной толщей осадочных отложений на глубине 1,5-2 км сохранились
остатки древней коры выветривания, образованной на поверхности кристаллического основания платформы. В западной части Закавказья в отдельных
192
193
местах почти на поверхности находятся остатки кор выветривания, образовавшиеся в сравнительно недалеком геологическом прошлом, которые были
в дальнейшем размыты и переотложены в виде рыхлых красноцветных наносов, на которых образованы современные почвы.
Древнейшая (протерозойская) кора выветривания на территории нашей страны известна в Карелии. Она образована около 2 млрд. лет назад и
затем перекристаллизована. Более позднего возраста коры выветривания обнаружены во многих районах. Особенно широко распространена кора выветривания, образованная на протяжении мезозоя. Ее остатки обнаружены от
Западной Украины до Дальнего Востока и от островов Северного Ледовитого океана до гор Средней Азии. Для этой коры выветривания характерна
очень большая мощность.
КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ НАИБОЛЕЕ РАСПРОСТРАНЕННЫХ
ГОРНЫХ ПОРОД
Продукты гипергенеза создаются за счет преобразования тех или иных
горных пород. Поэтому их состав имеет особо важное значение для формирования кор выветривания.
Состав автоморфной коры постепенно изменяется снизу вверх от свежей исходной породы до продуктов наиболее глубокого гипергенного преобразования. При достаточно продолжительном выветривании образуются
хорошо выраженные горизонты, имеющие свои текстурно-структурные особенности и сложенные минералами, отражающими последовательные стадии
гипергенного преобразования. В совокупности эти горизонты образуют профиль. Наиболее мощные элювиальные коры выветривания были образованы
в мезозое. Они имеют профиль, четко дифференцированный на генетические
горизонты. Например, элювиальная кора выветривания на гранитах имеет
следующее строение профиля (снизу вверх):
193
194
1 - горизонт щебенчатой, или обломочной, коры выветривания. Это
слабо измененный, дезинтегрированный гранит.
2 - гидрослюдистый горизонт. Цвет его светло-серый. Здесь структура
исходной породы сохраняется, но значительная часть щелочей и щелочноземельных элементов вынесена и большая часть полевых шпатов замещена агрегатом тонкочешуйчатых гидрослюд. Этот горизонт значительно менее
прочен, чем предыдущий. Масса горизонта легко разламывается руками.
3 - каолинитовый горизонт. Из этого горизонта полностью удалены все
одно- и двухвалентные катионы, гидрослюды замещены белым каолинитом.
Иногда на белом фоне заметны красно-бурые пятна от скопления гидроокислов железа или обнаруживаются выделения бесцветного гидраргиллита.
Минеральная масса, слагающая горизонт, имеет глинистую консистенцию с
отдельными участками рыхлого щебнистого материала.
При выветривании горных пород иного состава горизонты профиля
слагаются другими минералами. Каждый тип горных пород характеризуется
своими особенностями состава и строения коры выветривания.
При выветривании молодых геологических образований (вулканических лав, ледниковых морен, лѐссовидных отложений и др.) даже при благоприятных географических условиях горизонты, образующие профиль, плохо
выражены по причине недостаточного для их формирования времени. В
этом случае образуется неоднородная выветренная масса, содержащая небольшие участки слабо измененных и почти неизмененных пород.
Гидроморфная кора образуется в относительно пониженных участках
рельефа за счет химических элементов, которые выносятся из автоморфной
(элювиальной) коры. После поднятия территории или углубления эрозионногидрографической сети гидроморфные коры оказываются на приподнятых
поверхностях. Характерный представитель древних гидроморфных кор мощные оксидножелезные, иногда оксидноалюминиевые образования, так
194
195
называемые латериты. Они возникают в гумидных тропических ландшафтах. Латериты представляют собой пласты и плиты мощностью от 0,1 до нескольких метров, залегающие на поверхности определенного возраста. Они
имеют массивную шлакоподобную, ячеистую или конкреционную текстуру.
Под микроскопом обнаруживаются следы коллоидного состояния новообразованной массы. Для засушливых районов тропической и субтропической
территории в качестве гидроморфных кор типичны не латериты, а карбонатные и гипсовые коры.
Латеритные покровы в верхней части весьма прочны, они как бы бронируют залегающие ниже породы, предохраняя их от денудации. Поэтому
эти коры называются также латеритными панцирями или кирассами (рис.91).
Аналогичную роль играют плотные карбонатные коры (известковые
панцири), гипсовые и кремнистые. Их образование происходило в условиях
жарких аридных ландшафтов, вероятно, в переменно-влажном климате. Карбонатная кора наподобие бетонного покрытия облекает относительно приподнятые элементы рельефа (плато, высокие террасы) Она имеет мощность
от 0,1-0,2 до 2 м и больше, массивную и конкреционную текстуру. Карбонатная кора сложена скрытокристаллическим кальцитом, масса которого
плотно цементирует обломки окружающих пород. На отдельных участках
эта кора представлена скоплениями конкреций, имеющих разную форму и
размеры от нескольких сантиметров до 0,5 м. Карбонатные коры широко
распространены в странах Ближнего Востока, в Северной Африке, Мексике,
местами встречаются в Южной Европе. Реликты карбонатных кор имеются в
Средней Азии, Южном Казахстане, Крыму.
Гипсовая кора сложена мелкокристаллическими или шестоватыми
кристаллами гипса. Текстура ее плотная или рыхлая, ноздреватая. Эта кора
встречается во многих засушливых областях Азии и Северной Африки.
Фрагменты гипсовой коры сохранились в некоторых районах Средней Азии
195
196
и Казахстана. Особенно большую площадь она занимает на Устюрте.
Среди кор выветривания различают площадные и линейные. Первые
распространены на больших площадях (с чем связано их название) и представляют собой остатки древних автоморфных кор. Вторые являются особой
формой кор. Они приурочены к зонам разломов или контактам толщ разного
состава. Линейные коры имеют мощность, значительно большую, чем площадные. Это связано, в частности, с тем, что горные породы в этих более
проницаемых зонах предварительно подверглись обработке гидротермальными растворами, а затем уже действию факторов выветривания.
На протяжении геологической истории биоклиматические условия не
оставались постоянными. Изменялся и рельеф суши. Поэтому древние коры
выветривания находятся между собой в сложном соотношении. На Урале, в
Казахстане и других местах нашей страны и за рубежом хорошо сохранились
коры выветривания разного геологического возраста. В силу того что верхний горизонт атмосферных кор сложен глинистыми минералами, верхняя
часть этих кор сравнительно легко разрушается. Сохранению древних глинистых кор способствует перекрытие их более поздними гидроморфными корами, особенно латеритными панцирями. Такие случаи широко распространены в Южной Америке, Австралии, Индии, Африке, как это показано на
рис.91.
ОБРАЗОВАНИЕ МЕСТОРОЖДЕНИЙ ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
ПРИ ВЫВЕТРИВАНИИ
С корами выветривания связаны разнообразные месторождения полезных ископаемых, в том числе весьма крупных. Так, известное железорудное
месторождение Курской магнитной аномалии представляет собой в верхней,
наиболее богатой части древнюю, палеозойскую кору выветривания магнетитсодержащих кварцитов. Предполагают, что в результате гипергенных
196
197
процессов кремнезем был выщелочен, магнетит окислен и в верхнем горизонте образовались богатые гематитовые руды (рис.92). В мезозойской коре
выветривания Южного Урала имеются крупные залежи никелевых и железных легированных руд, а также каолинита. Во многих странах известны месторождения бокситов, образовавшихся при выветривании горных пород силикатного состава. Особенно благоприятны для этого нефелиновые сиениты.
Кора выветривания рудных месторождений. Для поверхностной
части рудных месторождении, проработанной процессами гипергенеза, типична так называемая вторичная зональность. Ее сущность заключается в
том, что от исходных руд по направлению к поверхности происходит закономерное изменение минерального состава.
Это явление аналогично тому, которое наблюдается в автоморфной
коре выветривания распространенных горных пород. Однако особенности
минерального состава рудных месторождении, где важную роль играют
сульфиды, обусловливают своеобразный характер этой коры выветривания.
Общая схема строения коры выветривания сульфидного месторождения имеет следующий вид (рис.93).
В верхней части месторождения, где свободно циркулирует воздух и
просачиваются фильтрующиеся воды, происходит окисление сульфидов с
образованием легкорастворимых сульфатов металлов, а также серной кислоты.
Если гипергенное образование происходит в аридных ландшафтных
условиях, то малые количества фильтрующихся вод быстро иссякают и из
них кристаллизуется серия разнообразных сульфатов. Сверху располагаются
сульфаты трехвалентного железа (ярозит и др.), ниже, в условиях некоторого
недостатка кислорода, - сульфаты двухвалентного железа, меди, цинка (мелантерит, халькантит, госларит и др.).
В гумидных ландшафтах обильные кислые растворы фильтруются
197
198
вниз, растворяя рудные минералы. Вверху в результате окисления и гидролиза выпадают гидроксиды железа, которые образуют «ж е л е з н у ю ш л я п у », как бы прикрывающую месторождения. Под «железной шляпой» может образоваться горизонт, из которого полностью выщелочены руды и где
сохранилась лишь «сыпучка» из устойчивых минералов (кварца, барита).
Верхняя часть коры выветривания рудных месторождении, где доминируют процессы окисления, получила название з о н ы о к и с л е н и я .
Ниже уровня грунтовых вод находится область значительного дефицита кислорода. Поэтому те металлы, которые сюда поступили в составе водных растворов сверху, выпадают в виде плохо растворимых вторичных
сульфидов (халькозина, ковеллина). Эта нижняя часть коры выветривания
рудных месторождений называется з о н о й в т о р и ч н о г о о б о г а щ е н и я или ц е м е н т а ц и и . Часто здесь образуются очень богатые руды,
представляющие особую ценность.
В зависимости от конкретных географических условий, строения месторождения и состава руд кора выветривания имеет различные горизонты.
Так, для рудных месторождений Казахстана типичны горизонты богатых
окисленных (сульфатных) руд и вторичного сульфидного обогащения. На
медноколчеданных месторождениях Урала кора выветривания представлена
мощной «железной шляпой» и горизонтом выщелачивания (сверху кварцевобаритовая, снизу колчеданная «сыпучка»), а зона вторичного обогащения
слабо выражена. В резко аридных ландшафтах пустыни Атакама (Чили) кора
выветривания рудных месторождений отличается мощным горизонтом
сульфатов. Сравнительно молодая кора выветривания полиметаллических
месторождений Кавказа плохо выражена.
Переотложение продуктов выветривания. Стадии формирования
новейшей коры выветривания. Под влиянием ветра, силы тяжести, движущейся воды или льда коры выветривания разрушаются и продукты вывет-
198
199
ривания вовлекаются в длительный процесс переноса и переотложения.
Так как минеральные образования обладают различной механической
твердостью, удельным весом, гипергенной устойчивостью, то одновременно
начинается процесс их естественной сортировки, дифференциации.
Пока переотложенные продукты выветривания находятся на суше и
подвержены процессам гипергенеза, их следует рассматривать как переотложенную кору выветривания. В дальнейшем, поступая в морские бассейны,
продукты выветривания подвергаются процессам осадочной деформации и
выпадают в виде различных осадков, которые затем преобразуются в осадочные горные породы.
Процесс дифференциации минерального вещества на суше является
закономерным продолжением разделения химических элементов, начавшегося при образовании сопряженных автоморфных и гидроморфных кор выветривания. Разные экзогенные процессы в различной мере способствуют
дифференциации продуктов выветривания при их переотложении.
Денудация кор выветривания прерывает, но не прекращает процессы
гипергенеза. Продукты выветривания, перемещенные и вошедшие в состав
континентальных отложений, вновь подвергаются гипергенному воздействию. Это может происходить в географических условиях, совсем не похожих
на те, в которых они образовались. Например, продукты нивальнотундрового выветривания в результате ледниковых явлений и работы поверхностных вод были переотложены и сейчас подвергаются гипергенному
преобразованию в условиях таежных, степных и пустынных ландшафтов.
Следует различать результаты выветривания, совершающегося до переотложения материала, в п р о г е н е т и ч е с к у ю с т а д и ю (pro, греческ.
- перед) г и п е р г е н е з а , и результаты выветривания после отложения
рыхлых продуктов, в э п и г е н е т и ч е с к у ю с т а д и ю (epi, греческ. - после).
199
200
В эпигенетическую стадию последнего этапа гипергенеза вследствие
ее кратковременности не могли образоваться коры выветривания с ясно выраженными горизонтами, а возникли лишь отдельные скопления гипергенных минералов, только намечающие эти горизонты. Для эпигенетической
стадии типичны различные стяжения н конкреции. В лесных ландшафтах
умеренного пояса возникают новообразования гидрогѐтита и псиломелана; в
степных - кальцита; в пустынных - гипса. Для новообразований эпигенетической стадии гипергенеза, так же как и для образований прогенетической стадии, характерны явления гипергенного метасоматоза - замещение минералов,
слагающих рыхлые наносы, новообразованными гипергенными минералами
без изменения объема наносных отложений.
Контрольные вопросы к самостоятельной
работе студентов
1. Раскройте понятие о гипергенезе (выветривании) и дайте определение
этого процесса. Имеет ли к этому процессу какое-либо отношение деятельность ветра?
2. Назовите частные механические и физико-химические процессы, происходящие при гипергенном преобразовании эндогенных кристаллических
пород.
3. Какова устойчивость породообразующих минералов магматических горных пород в зоне гипергенеза?
4. Как проявляется стадийность гипергенного преобразования минералов (на
примере выветривания полевого шпата)?
5. Какие минералы образуются в зоне выветривания (гипергенеза) горных
пород?
6. Что называется корой выветривания? Почему кора выветривания состоит
из горизонтов, минералогический состав которых закономерно изменяется сверху вниз?
200
201
7. Каково строение профиля коры выветривания глубинной магматической
породы (на примере гранита)?
8. Каково строение профиля выветривания сульфидного месторождения?
9. Объясните роль биоклиматических условий для развития процессов гипергенного преобразования эндогенных горных пород и формирования
коры выветривания.
10.Какова роль рельефа при выветривании? К каким формам рельефа приурочены автоморфные и гидроморфные коры? Приведите пример гидроморфных кор.
11.Какова роль времени при выветривании?
12.Какой возраст имеют древние коры выветривания?
13.Что способствует разрушению кор выветривания? Что представляют собой переотложенные продукты выветривания?
Рекомендуемая графическая работа
Построить схематичный полноразвитый профиль коры выветривания,
образованный на гранитном массиве.
Глава X ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ
ПОВЕРХНОСТНЫХ ВОД
Согласно данным М.И.Львовича (1986) на поверхность суши ежегодно
выпадает 113 тыс.км3 атмосферных осадков из которых около 79 тыс.км 3 испаряется, а 44 тыс.км3 с поверхностным речным и подземным стоком возвращается в систему Мирового океана. Поверхностные текучие воды произ-
201
202
водят огромную работу, формируя скульптурный рельеф суши и морские
осадки.
В процессе стекания атмосферных вод, выпадающих на сушу, происходит плоскостной смыв твердых частиц, линейный размыв горных пород,
перенос продуктов смыва и размыва, их переотложение на суше или вынос
за ее пределы. Соответственно выделяют работу плоскостного склонового
стока, способствующего выравниванию или д е н у д а ц и и рельефа (denudatio, латинск. - обнажение), и геологическую деятельность временных
струйных или русловых потоков и рек. Линейный размыв называют э р о з и е й (erodere, латинск. - разъедать), а переотложение продуктов смыва и
размыва - ак к у м у л я ц и е й осадков. Иногда термин эрозия употребляют
расширительно и тогда процесс смыва называют плоскостной эрозией, а
процесс размыва - линейной эрозией.
Плоскостной смыв и делювиальные отложения. Смыв происходит
под воздействием ударов дождевых капель и стока тонкой пленки воды, который переносит наиболее мелкие частицы рыхлых продуктов выветривания
вниз по склону. По мере уменьшения скорости стекания струек частицы задерживаются. Такое перемещение частиц по склонам дождевой и талой снеговой водой получил название плоскостного склонового или д е л ю в и а л ь н о г о (deluere, латинск. - смывать) смыва, а образующиеся при этом
отложения известный русский геолог А.П.Павлов в конце 19 в назвал д е л ю в и е м.
Следует отметить, что обломки горных пород могут перемещаться
вниз и под воздействием собственого веса, особенно на крутых склонах и
обрывах. Образованые таким путем отложения называются к о л л ю в и е м
(colluvio, латинск. - скопление). Коллювиальные отложения особенно характерны для горных стран.
202
203
Делювиальные отложения залегают в виде наклонного пологого
шлейфа, мощность которого возрастает вниз по склону. Максимальные
мощности делювия достигают 15-20 м и более. Наиболее благоприятные условия для делювиального процесса создаются в пределах равнинных степных районов умеренного и субтропического поясов и в зоне сухих саван , где
в кратковременные сезоны таяния снегов или выпадения дождей по склонам
смываются рыхлые продукты выветривания. Этому способствует также относительно разреженная травянистая растительность.
Типичные делювиальные отложения для высоких гор не характерны.
Там распространены отложения, формирование которых обусловлено иными
факторами - силой тяжести, солифлюкцией, линейным размывом и переносом обломочного материала временными потоками и др.
Линейная эрозия. Временные русловые потоки и их отложения.
Формы рельефа, выработанные временными русловыми потоками равнинных территорий и горных стран существенно различаются.
В условиях равнины временные водотоки, связанные с сезонным выпадением атмосферных осадков, формируют овраги - удлиненные, узкие и
крутостенные отрицательные элементы рельефа. По данным С.С.Соболева в
развитии оврага выделяется четыре стадии. Началом оврага служат случайные углубления на поверхности почвы, дорожная колея, глубокая борозда
при пахоте вниз по склону и пр. При наличии легко размываемых пород сливающиеся струи воды образуют неглубокую промоину. В дальнейшем поток
дождевых или талых вод концентрируются в этой промоине, и начинается
постепенное в р е з а н и е о в р а г а его вершиной в направлении водораздела (так называемая р е г р е с с и в н а я или «п я т я щ а я с я » э р о з и я ) Одновременно углубляется т а л ь в е г (tal, немецк. - долина, weg - путь) - русло, по которому текут временные потоки. В третью стадию врезание оврага
достигает уровня основания склона, продольный профиль оврага выравнива-
203
204
ется. На протяжении четвертой стадии происходит расширение оврага, его
стенки выполаживаются до угла естественного откоса и зарастают, на дне
накапливаются отложения и оно преобразуется в плоское днище. Таким образом постепенно происходит углубление тальвега плавная вогнутая кривая
дна, которая называется п р о ф и л е м р а в н о в е с и я оврага (рис.94). В
итоге овраг постепенно превращается в балку, борта которой начинают рассекать поперечные овраги. Особенно благоприятны для образования оврагов
лессы и лессовидные отложения, (см. ниже на стр. ) сочетающиеся со степной растительностью.
Разветвленная овражно-балочная сеть расчленяет платообразные возвышенности Восточно-Европейской равнины: Среднерусскую, Приволжскую, Волыно-Подольскую. Линейная эрозия поражает до 20-30% площади
этих регионов, создавая серьезную проблему для сельского хозяйства.
Отложения временных водотоков на равнинах представлены плохо
сортированными обломками местных плотных горных пород, перемешанных
с материалом рыхлых наносов. Эти отложения накапливаются в нижней части оврагов и в днищах балок, в устьевых участках которых образуют часто
к о н у с а в ы н о с а мощностью в несколько метров.
Временные горные потоки и их отложения. Верховья ложбин стока
в горах расположены в верхней части горных склонов. Они сходятсяв единое
русло, которое называют к а н а л о м с т о к а . По этому каналу в сезоны
выпадения дождей или таяния ледников вода движется с большой скоростью. Как известно, энергия движущейся воды пропорциональна квадрату еѐ
скорости. Поэтому быстро движущиеся горные потоки захватывают обломки
твердых горных пород, что еще больше усиливает разрушительную работу
потока. При выходе его на предгорную равнину скорость течения резко
уменьшается, временный горный поток разливается по равнине в виде веера,
иссякает и откладывает весь принесенный обломочный материал. При этом
204
205
образуется к о н у с в ы н о с а временного горного потока (рис.95). Отложения конусов выноса временных горных потоков аридных областей были выделены А.П.Павловым в самостоятельный генетический тип континентальных отложений и названы пролювием (proluo, латинск. - промываю). В
Средней Азии и в других горных странах аридной зоны конуса выноса горных потоков, сливаясь друг с другом, образуют широкие п р о л ю в и а л ь н ы е ш л е й ф ы - наклонные равнины. Пояса пролювиальных шельфов
протягиваются на сотни километров, а их мощность составляет сотни тысяч
метров..
В аридных областях не только временные, но и многие постоянные
речные потоки, стекающие с гор, иссякают на пустынных равнинах. В результате весь обломочный материал, переносимый ими, откладывается в виде крупных конусов выноса, называемых с у х и м и д е л ь т а м и .
С е л и. В горных районах периодически возникают бурные грязекаменные потоки, низвергающиеся с большой скоростью. Такие потоки содержат огромное количество обломочного материала, часто достигающего
75080% от их общего объема. Обломки горных пород имеют различную величину, иногда более метра. Масса отдельных глыб достигает несколько
тонн. Грязекаменные потоки в Средней Азии и на Кавказе называют с и л и
или с е л и , а в Альпах - м у р ы . Они возникают при быстром таянии снега и
льда или же во время сильных ливней. Сели обладают большой разрушительной силой и иногда носят опустошительный характер (например, в Алма-Ате в 1921 г., в Ереване в 1946 г.). Для борьбы с селями разработана
сложная система защитных устройств. В зависимости от мощности речного
потока, его скорости и состава пород, размываемых рекой, соотношение между интенсивностью эрозии, количеством переносимого материала и осадков существенно меняется.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ РЕК
205
206
Геологическая деятельность рек складывается из эрозии плотных горных пород и рыхлых наносов, по которым протекает река, переноса продуктов эрозии и их осаждения.
В эрозионной работе рек различают эрозию д о н н у ю , или г л у б и н н у ю , направленную на врезание потока в породы, слагающие дно русла, и б о к о в у ю , ведущую к подмыванию берегов и в целом к расширению
долины. Соотношние глубинное и боковой эрозий меняется на разных стадиях развития долины. Первоначально преобладает глубинная эрозия, когда
водный поток, врезаясь в горные породы, стремится выработать свой продольный профиль. На этой стадии в большинстве случаев продольный профиль рек характеризуется значительными неровностями, различными уклонами на отдельных отрезках, перепадами (порогами). Уровень того бассейна,
куда впадает река, определяет глубину врезания реки и поэтому называется
б а з и с о м э р о з и и. Он является общим для всей речной системы (главной реки со всеми притоками).
Постепенно происходит углубление русла и вырабатывается п р о филь равновесия реки.
Б о к о в а я э р о з и я начинается одновременно с линейной, но на
первых стадиях развития речной долины роль еѐ невелика и основными процессами являются углубления русла и перенос обломочного материала. Значение боковой эрозии возрастает по мере достижения рекой профиля равновесия. Этому способствует м е а н д р и р о в а н и е 1) реки, сопровождаемое
подмыванием вогнутого берега и переотложением обломочного материала
на противоположном выпуклом берегу. Расширению речной долины способствует Кариолисово ускорение, которое зависит от вращения Земли. Его горизонтальная составляющая в северном полушарии направлена вправо по
Меандр - излучина реки (по названию извилистой реки Меандр в Малой Азии); меандрированеи - образование извилины речного русла.
1)
206
207
отношению к движению, в южном - влево. По отношению к речным долинам
это было впервые обнаружено известным русским естествоиспытателем и
географом К.М.Бэром (1792-1876). Согласно закону Бэра реки в северном
полушарии должны подмывать правый берег, в южном - левый.
Перенос и аккумуляция продуктов эрозии. Обломочные частицы,
захваченные речным потоком, переносятся либо во взвешенном состоянии,
либо путем перекатывания и перемещения по дну. Масса переносимых рекой
на протяжении года твердых частиц называется т в е р д ы м с т о к о м в отличии от массы растворенных веществ - и о н н о г о с т о к а . Соотношение
масс перемещаемых по дну веществ : взвешенных веществ : растворимых
веществ на равнинных реках в среднем составляет 0,05:0,56:1, в горных реках 0,86:6,8:1. Таким образом, в горных реках твердый сток преобладает над
стоком растворимых веществ, а в равнинных реках масса переносимых растворенных веществ больше массы твердого стока. Об интенсивности геологической деятельности рек можно судить по тому, что общая масса твердых
частиц, выносимых всеми реками Мира в систему Мирового океана свыше
20 миллиардов тонн в год, растворимых соединений - около 4 миллиардов
тонн.
Важной частью геологической деятельности рек является аккумуляция
продуктов эрозии, захваченных и переносимых водным потоком. Все виды
речных отложений называются а л л ю в и е м (alluvio, латинск. - намыв, нанос).
Расположение разных типов аллювиальных отложений и строение
речной долины обусловлены гидрологической динамикой водного потока. В
той части речной долины, которая связана с современной деятельностью реки, выделяется два главных морфологических элемента: р у с л о , по которому постоянно на протяжении года движется водный поток, и п о й м а часть речной долины ежегодно затапливаемая водой лишь в период паводка.
207
208
Быстрый русловой поток переносит во взвешенном состоянии глинистые и мелкообломочные частицы, поэтому в пределах русла в осадок выпадают лишь крупнопесчаные частицы и грубые обломки. При подмывании
рекой крутого берега возникают поперечные циркуляционные движения воды благодаря которым на противоположной стороне русла образуется песчаная отмель с п р и р у с л о в ы м в а л о м , ограничивающим пойму. Песчаная отмель разрастается по мере подмывания крутого берега и образует
п л я ж - часть песчаной отмели, находящаяся в межпаводковый период над
уровнем реки. Как следует из изложенного, р у с л о в о й а л л ю в и й состоит из песчаных отложений и крупных обломков, переслаиваемых линзами
илистых супесей, осаждающихся во времени спада воды и замедления течения.
Иная ситуация на пойме, в пределах которой из медленно текущей,
разлившейся воды постоянно осаждаются лишь мелкопесчаные илистые частицы, образующие п о й м е н н ы й а л л ю в и й.
Для формирования поймы важное значение имеет извилистость реки.
Широкие поймы равнинных рек обусловлены процессами подмывания крутых берегов и меандрирования русла. Когда извилины реки приобретают
петлеобразную форму, то узкие перешейки в половодье прерываются быстрым потоком и река спрямляет свое русло, а отшнурованная излучина превращается в с т а р и ц у - пойменное озеро, которое постепенно заиливается
и зарастает. На широких поймах равнинных рек имеется большое количество
стариц на разных стадиях их отмирания - в виде озер, заболоченных участков и сухих понижений. Отложения стариц образуют п о й м е н н ы й
а л л ю в и й состоящий из темноокрашенных иловатых суглинков и супесей
богатых органическим веществом, в которых из-за недостатка кислорода
развиваются восстановительные процессы и иногда образуется мельниковит
- аморфный сульфид железа.
208
209
Таким образом, в строении поймы четко выделяются три типа аллювия: р у с л о в о й а л л ю в и й, слагающий нижнюю часть толщи пойменных отложений, п о й м е н н ы й а л л ю в и й, покрывающий русловой, и
с т а р и ч н ы й, частично перекрытый пойменным. Вместе с тем, известный
геолог Г.И.Горецкий , выделяет следующие ф а ц и и а л л ю в и я. 1) Ф а ц и я р а з м ы в а, залегающая в основании аллювиальной толщи и сложенная грубым материалом - валунами, галькой, гравием, образована за счет
влекомых по дну русла обломков. 2) П е р и ф е р и й н о - с т а р и ч н а я
ф а ц и я, сложенная песками, аккумулированными на протяжении первых
лет отчленения стариц, когда связь с главным водотоком периодически восстанавливалась. 3) П о й м е н н а я ф а ц и я представленная илистыми,
часто органо-илистыми отложениями паводковых вод. Схема строения поймы показана на рис.96.
Рассмотренная схема строения аллювия равнинных рек, находящихся в
состоянии динамического равновесия, был назван В.В.Ламакиным п е р е с т и л а е м ы м (перстративным) аллювием. Его мощность составляет от 10
до 30 м. Аллювиальные аккумуляции большей мощности связаны прогибанием земной коры. При этом происходит неоднократное отложение, настилание разных типов аллювия, главным образом, руслового. Такой тип аллювия получил название н а с т и л а е м о г о (констративного).
Аллювий горных рек и равнинных существенно различаются. Отложения горных рек преимущественно представлены фацией размыва - русловыми отложениями, состоящими из крупных обломков. Мелкие песчаные и
глинистые частицы выносятся в устьевые части рек и частично в море. Пойменная фация как правило отсутствует. Особо следует отметить, что в аридных регионах реки, стекающие с гор, иссякают на пустынных предгорных
равнинах. В этом случае образуются с у х и е д е л ь т ы в виде крупных
209
210
конусов выноса, сложенных грубообломочным материалом, часто сцементированным карбонатами кальция или гипсом.
Циклы развития речных долин и речные террасы. Как отмечалось
выше, в формировании речной долины четко прослеживается две стадии. На
первой стадии, называемой с т а д и е й м о р ф о л о г и ч е с к о й м о л о д о с т и, речной поток врезается в горные породы, образуя к а н ь о н
(ущелье) при наличии твердых пород или речную долину с крутыми склонами и V-образным поперечным профилем. Все дно такой долины практически
занято руслом. Во вторую с т а д и ю
морфологической
зре-
л о с т и происходит расширение долины и образование поймы. Далее начинается «старение» речной долины, выражающееся в перегрузке русла наносами, обмелением и блуждением русла по широкой пойме. Но если водосборная площадь реки окажется вовлеченной в тектоническое поднятие или
базис эрозии будет понижен в результате тектонического прогибания, то
начнется омоложение реки, водный поток вновь станет энергично врезаться
в поверхность широкой поймы, а затем подмыв берегов и извилины реки будут вырабатывать новую пойму за счет разрушения старой, от которой останется лишь небольшой уступ, который называется н а д п о й м е н н о й
т е р р а с о й. Если территория испытывала несколько поднятий, то река
столько же раз повторит ц и к л р а з в и т и я д о л и н ы, а свидетелями
этих циклов будут надпойменные террасы, самая молодая из которых будет
нижняя, а наиболее древней самая верхняя.
В строении террас принимают участие как коренные горные породы, в
которые врезана речная долина, так и аллювиальные отложения. В зависимости от мощности аллювия и положения поверхности коренных пород (цоколя террасы) выделяют три типа террас: 1) эрозионные или скульптурные, которые выработаны в коренных породах; 2) аккумулятивные, полностью состоящие из аллювиальных отложений; 3) цокольные или эрозионно-
210
211
аккумулятивные, нижняя часть которых представлена коренными породами,
на которых залегают аллювиальные отложения. Типы речных террас показаны на рис.97.
Устьевые части рек и их отложения. Совершенно особое строение
имеют устьевые части рек, в которых образуются дельты, эстуарии и лиманы.
Д е л ь т а - устьевая часть реки, в которой происходит разгрузка переносимого материала и которая постепенно нарастает в сторону моря. Очертания такого участка отдаленно напоминают букву
греческого алфавита.
Обширные дельты образуются при определенных условиях: небольшой глубине предустьевой акватории, обилии обломочного материала, переносимого
рекой, отсутствия приливов, отливов и сильных вдольбереговых течений.
Мощность д е л ь т о в ы х о т л о ж е н и й обычно близка к мощности аллювия в речной долине, но в случае медленного прогибания земной коры в
районе расположения дельты, мощность этих отложений сильно возрастает.
Примером может служить толща отложений в дельте Миссисипи, где благодаря прогибанию дна Мексиканского залива мощность дельтовых отложений
превышает 600 м.
Э с т у а р и и (aestuarium, латинск. - берег, заливаемый приливом) воронкообразный залив, образующийся при затоплении морем устья крупной реки в условиях высоких приливов и отливов, при небольшом количестве обломочного материала, приносимого рекой. Отложения э с т у а р и е в
формируется в результате интенсивного выпадения многих веществ, содержащихся в реках в виде истинных и коллоидных растворов, при смешивании
пресных и соленых вод.
Л и м а н ы (limenas, греческ. - бухта, гавань) - затопленны морем устьевые части рек в условиях приливов и отливов и широких побережий. При
211
212
этом образуются обширные, но неглубокие заливы, а собственное русло реки
перемещается к вершине лимана.
С аллювиальными отложениями связаны россыпные месторождения
многих важных полезных ископаемых.
Р о с с ы п я м и сроссыпными месторождениями называются скопления обломочного материала, содержащие ценные устойчивые минералы с
большим удельным весом. Разрабатывают россыпи золота, платины, касситерита, вольфрамита, монацита, танталита, колумбита, циркона, алмазов. В
нашей стране широко известны рассыпные месторождения золота в Восточной Сибири, на северо-востоке страны, а за границей - на Аляске, в Калифорнии (США), Восточной Австралии и многих других местах. Большая
часть россыпей золота приурочена к аллювиальным отложениям (рис.98).
В строении россыпи выделяют п л о т и к, п л а с т и т о р ф. Пласт это аллювиальные отложения, содержащие россыпное золото. Плотик - основание, на котором залегает пласт. На поверхности плотика часто образуются трещины и карманы, обогащенные золотом. Торфа - условное название
пустой породы, покрывающей золотоносные отложения.
Золото в россыпях присутствует в виде мелких пластинок (золотин)
разной формы, обычно уплощенных и сглаженных. Встречаются также самородки массой от нескольких граммов до 1-3 кг. Самый крупный самородок (в 35 кг) в нашей стране был обнаружен на Южном Урале.
Мировой известностью пользуются россыпи касситерита на Малаккском полуострове (рис.99) и островах Банка и Белитунг в Индонезии, монацита в прибрежных песках Бразилии и Индии, алмазов в Южной Африке (в
бассейне рек Оранжевой и Вааль), танталита и колумбита в Нигерии и Заире.
ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ И ОСАДКИ ОЗЕР И БОЛОТ
212
213
О з е р а - водоемы, не имеющие прямой связи с системой Мирового
океана. Они распространены на равнинных и горных территориях, во влажных и засушливых, холодных и жарких гидротермических условиях. Суммарная площадь озер 2 % площади суши. Размеры, морфология и происхождение озер разнообразны.
Известны озера, представляющие собой фрагменты древних морей.
Такими являются Каспийской озеро-море, а также Ладожское и Онежское
озера. Многие образовались в результате заполнения глубоких блоковых
тектонических впадин - г р а б е н о в (graben, немецк. - ров). Классическими
примерами озер такого типа служат великие озера Африки, приуроченные к
грабенам Восточно-Африканского рифта, а в России - озеро Байкал. Наряду
с ними существуют озера, котловины которых образовались не благодаря
глубоким расколам, а в результате плавных прогибов. К таковым относится
огромное озеро Виктория, заполнившее прогиб между двумя ветвями Восточно-Африканского рифта. В областях распространения материковых оледенений четвертичного периода широко распространены озера-старицы на
поймах и в дельтах рек.
В районах близкого расположения к дневной поверхности известняков,
гипсов и соленосных пород имеются многочисленные озера приуроченные к
карстовым воронкам и провалам, образовавшимся в результате частичного
растворения указанных пород. На территории распространения вечной (многолетней) мерзлоты распространены термокарстовые озера, локализованные
в просадках местами протаявших грунтов, а в областях залегания лессов и
лессовидных отложений - мелкие озера, образовавшиеся при промачивании
пористого лѐсса.
Имеются озера, заполнившие разрушенные трубки взрыва и кратеры
потухших вулканов (Маары). Такие озера существуют на Камчатке, в Рейнской области (Германия), в Восточной Африке (озеро Катве и др.). В горных
213
214
странах встречаются озера, возникшие в результате обвалов, запрудивших
можгорные долины. Примером может служить крупное Сарезское озеро на
Памире, образовавшееся совсем недавно, в 1911 г при обвале, вызванном
землетрясением.
По химическому составу воды озера в самом первом приближении
можно разделить на пресные и соленые. Состав воды пресных озер обусловлен поступлением атмосферных и речных вод. В них концентрация солей
невелика, а среди растворенных солей преобладают бикарбонаты кальция,
содержание которых увеличивается по мере аридизации климата.
Соленые воды крупных озер (типа Каспийского и Аральского) являются реликтовыми морскими. В условиях засушливого климата по причине интенсивного испарения повышается концентрация солей, что приводит к образованию мелководных соленых озер, ярким примером которых могут служить озера Эльтон и Баскунчак, расположенные в низовьях Волги, Великое
Соленое озеро в полупустынях Дальнего Запада США, озеро Эйр в пустынной Центральной равнине Австралии. В то же время соленые озера существуют и в холодных гумидных областях, в местах близкого расположения соленосных отложений (например, озеро Соленое близ г.Сольвычегодска, находящееся в области распространения соленосных пермо-триасовых отложений) или на участках разгрузки соленосных подземных вод (например,
Кулойские озера в бассейне р.Пинеги).
В составе солей доминируют хлориды натрия, магния, кальция и сульфаты натрия и магния. Наиболее часто встречаются соленые озера, с преобладанием хлоридов натрия и примесью других солей, либо горько-соленые, с
преобладанием сульфатов натрия и хлоридов кальция. Значительно реже
встречаются содовые озера, содержащие бикарбонат и карбонат натрия. Таким составом обладают многие озера Кулундинской и Барабинской степей
214
215
Западной Сибири. Некоторые содовые озера обязаны своим составом влиянию поствулканических процессов.
Большой интерес представляют соленые озера, в которых среди растворимых соединений присутствуют соли борной кислоты. Такие озера приурочены к резко аридным областям и известны в Иране, Тибете, в полупустынных районах США (штаты Калифорния, Орегон и Невада), в горной пустыне Атакама в Перу и других вулканических пустынях Южной Америки.
Крупное борное озеро Индер находится в Прикаспийской низменности.
Наиболее важное значение в геологической деятельности озер имеет
аккумуляция осадков. Среди них выделяются: 1) песчано-глинистые отложения, образующиеся за счет разрушения берегов озер и приноса мелкообломочного материала реками; 2) биогенные осадки, накапливающиеся путем
осаждения продуктов отмирания животных и растительных организмов; 3)
минеральные образования, возникающие в результате химических и физикохимических процессов.
Особенностью песчано-глинистых отложений озер является тонкое переслаивание песчаных и глинистых слоев, осадившихся в разные сезоны года в связи с изменением скорости воды, стекающей в озерные котловины.
Среди биогенных осадков следует отметить скопления кремнистых
(опаловых) панцирей одноклеточных диатомовых водорослей, образующих
диатомовые илы. Ареал распространения диатомовых водорослей очень широкий, поэтому диатомовые илы встречаются в озерах как холодных гумидных ландшафтов (озера Кольского полуострова), так и в более теплых условиях (озеро Севан в Армении), а также в тропических странах (озеро Танганьика в Африке). Характерным биогенным осадком небольших озер гумидных областей является сапропель (sapros, греческ. - гнилой, pelos - глина,
грязь). Он представляет собой органический ил, в значительной мере состоящий из останков одноклеточных зеленых и синезеленых водорослей, ко-
215
216
торые разлагаются на дне без доступа кислорода. Иногда здесь образуются
черные аморфные скопления сульфида железа - минерала гидротроилита.
Среди осадков, образующихся на дне в результате химических и физико-химических процессов, для пресноводных озер холодного и умеренного
климата характерно образование конкреций, состоящих из минералов гидроксидов железа. В гумидных тропических ландшафтах к ним часто добавляются конкреции из минералов гидроксидов алюминия. В озерах, имеющих
подток подземных вод, гидрокарбонатного состава, накапливаются глинисто-карбонатные отложения так называемого болотного мергеля. В несоленых озерах аридных территорий - в степных, сухостепных и полупустынных
ландшафтах - повсеместно происходит осаждение мелкокристаллического
кальцита, цементирующего обломочные частицы или образующего крупные
конкреции. В соленых озерах при высокой концентрации растворимых веществ близкой к насыщенным растворам, происходит кристаллизация соответствующих солей.
Отложение озер имеют важное практическое значение. Железооксидные конкреции озер Восточно-Европейской равнины с отдаленных времен
до середины 19 в использовались для выплавления железа. Конкреции оксидов железа и алюминия (бокситы), образованные в тропических озерах служат алюминиевой рудой. Длительное время разрабатываются аккумуляции
соды, кристаллизующейся в крупных содовых озерах Северной и Южной
Америки, Африки, Тибета и Ирана. Также производится разработка борсодержащих солей, осаждающихся в пустынных борных озерах. Диатомовые
осадки (диатомит) используются в промышленности, а отложения сапропеля
- в бальнеологических целях и в качестве удобрения.
Б о л о т а - ландшафты с избыточным увлажнением, специфической
влаголюбивой растительностью и процессом образования торфа. Хотя болота содержат от 90 до 97 % воды и всего несколько % сухого органического
216
217
вещества они не могут рассматриваться как водоемы так как преобладающая
часть воды связана органическим веществом торфа и растительностью. Существуют два основных пути образования болот - зарастание озер и заболачивание суши. Эти процессы могут развиваться на разных элементах рельефа, но для образования значительных аккумуляций торфа необходимы определенные климатические и гидрохимические условия.
Т о р ф - скопление слабо разложившихся остатков болотных растений
- мхов, трав, кустарников, отчасти деревьев. Благодаря тому, что растительные остатки насыщены водой, их преобразование протекает в условиях дефицита кислорода. При этом происходит сложная трансформация органических соединений, в результате которой исходные органические вещества
обогащаются углеродом. Трансформационные процессы в значительной мере обусловлены микробиологической деятельностью. Условия, подавляющие
деятельность микроорганизмов, равно как условия, способствующие быстрому разрушению растительных остатков, препятствуют образованию торфа
и его накоплению. Поэтому мощные торфяники, образующиеся в болотах
лесной зоны бореального и умеренного климата, одинаково нехарактерны
для полярной и тундровой зон, а также территории распространения вечной
мерзлоты, с одной стороны, а с другой - для стран сухого и жаркого климата,
где органическое вещество разлагается быстро.
Болота разнообразны; в первом приближении их можно разделить на
две большие группы к о н т и н е н т а л ь н ы х и п р и м о р с к и х болот.
Среди континентальных болот выделяют низинные, верховые и переходные.
Н и з и н н ы е б о л о т а, как следует из их названия, приурочены к отрицательным элементам рельефа. Произрастающим них растениям требуется
большое количество минеральных веществ, которые в растительном состоянии поступают за счет их выноса с положительных элементов рельефа, либо
из грунтовых вод, уровень которых в низинах расположен близко к поверх-
217
218
ности. Растительность низинных болот представлена осоками и тростниками
в травяных болотах, гипновыми мхами и ягодными кустарниками в моховых
болотах. Из деревьев может присутствовать черная ольха. Многие нгизинные
болота образовались в результате зарастания мелких озер. Особенно характерно зарастание старичных озер на поймах.
Торф низинных болот обогащен минеральными веществами. При сжигании содержит большое количество золы, а на дне таких болот в условиях
дефицита кислорода образуются неполноокисленные соединения двухвалентных железа и марганца в виде минералов сидерита (FeCO3), родохрозита
(MnCO3), вивианита (Fe3[PO4]2*8H2O). При доступе кислорода железо и марганец быстро окисляются и происходит трансформация указанных минералов: серый сидерит замещается ржаво-бурым гидрогѐтитом, грязнорозоватый родохрозит черным псиломиланом, а белый вивианит преобразуется в ярко-голубой керченит. Скопления осадков железа в виде конкреций
различной формы известны как болотные руды.
Верховые
б о л о т а образуются на плоских водораздельных
участках с затрудненным поверхностным стоком. В этих условиях растительность представлена преимущественно сфагновыми мхами, для развития
которых требуется весьма значительное количество минеральных веществ и
которые удовлетворяются ничтожным содержанием этих веществ в выпадающих атмосферных осадках. Поэтому торф верховых болот низкозолен и
широко используется как энергетическое сырье. Основная часть торфяных
болот сосредоточена в зоне лесов бореального и умеренного холодного климата Северного полушария.
Весьма своеобразные лесные б о л о т а
приморских
низ-
м е н н о с т е й тропических и субтропических стран, распространенные на
побережьях Флориды, Центральной Америки, островов Карибского бассейна, Юго-Восточной Азии, островах Индонезии. Поверхность этих низменно-
218
219
стей постоянно или во время приловов залита водой по причине чего у веревьев выработались особые корни для газообмена, находящиеся над водой.
Тропические приморские лесные болота называются м а н г р а м и . Крупные
аккумуляции торфа для мангров нетипичны, хотя есть сведения о мощных
(до 10-12 м) скоплениях древесного торфа в отдельных местах на островах
Индонезии.
Контрольные вопросы к самостоятельной
работе студентов
1. Какая масса воды ежегодно стекает с поверхности суши в моря? Какую
противоположно направленную работу осуществляют поверхностные текучие воды?
2. Как называются склоновые отложения плоскостного водного стока? Отложения временных русловых и струйчатых потоков? Различаются ли по
крупности обломков состав этих отложений?
3. Что такое сели, в каких условиях они образуются?
4. Как образуется овраг?
5. Как называется временное русло оврага и кривая его дна, прекратившего
врезание? Чем определяется глубина врезания оврага?
6. Как называются отложения рек? Каким образом обломки переносятся
речным потоком? Каково соотношение взвешенных и влекомых по дну
обломков в равнинных и горных реках?
7. Как называется отметка высотного положения, лимитирующая врезание
речной долины? Каково строение равнинной речной долины и чем отличается строение горной речной долины?
8. Какие существуют типы аллювиальных отложений и фации аллювия равнинных рек?
9. Из каких стадий складывается полный цикл формирования речной долины?
219
220
10.Чем различается строение аллювиальной толщи равнинных рек, накапливающихся в условиях тектонической стабильности или прогибания?
11.Как образуются надпойменные террасы и какие существуют тип их
строения?
12.Какие осадки характерны для озер?
Глава XI ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ
ПОДЗЕМНЫХ ВОД
К подземным относятся все воды, находящиеся а земной коре, независимо от их агрегатного состояния.
Подземные воды формируются главным образом в результате просачивания атмосферных осадков, а также путем конденсации водяного пара,
проникающего с воздухом в трещиноватые и пористые горные породы. Кроме того, существуют п о г р е б е н н ы е или р е л и к т о в ы е (relictus, латинск.-оставленный) воды, сохранившиеся от древних морских бассейнов и
захороненные при накоплении мощных толщ осадков, а также термальные
воды, образующиеся на последних стадиях магматических процессов.
Вода в горных породах находится в разных формах: в виде свободных
и сорбированных молекул водяного пара, слабо сорбированных полимолекурярных пленок, капиллярной воды и, наконец, воды, способной перемещаться под влиянием собственного веса - г р а в и т а ц и о н н о й в о д ы. Перечисленные формы воды тесно связаны с разными типами пор и трещин.
Все горные породы обладают пористостью, которая измеряется отношением суммарного объема всех типов пор к общему объему породы, выраженным в процентах. Пористость горных пород колеблется от 20 до 30%.
Важным свойством горных пород является их в о д о п р о н и ц а е м о с т ь - способность пропускать через себя воду. В горных породах наиболее активно может двигаться гравитационная вода, которая перемещается по
220
221
наиболее крупным порам и трещинам. С учетом возможности ее движения
выделяют водопроницаемые и водонепроницаемые породы. К первым относятся пески, галечники, трещиноватые известняки и другие породы, к водонепроницаемым - глины и массивные кристаллические породы.
Водопроницаемая порода, содержащая воду, называется в о д о н о с н ы м г о р и з о н т о м или к о л л е к т о р о м, водонепроницаемая порода -
водоупорным
г о р и з о н т о м. Водоупорная порода, пере-
крывающая водоупорных горизонт сверху называется кровлей, а подстилающая снизу - его подошвой.
Гравитационная вода, заполняющая поры коллектора, может находится под давлением, и тогда говорят о н а п о р н ы х в о д а х или н а п о р н ы х в о д о н о с н ы х г о р и з о н т а х. Если давление отсутствует, то
водоносные горизонты называются ненапорными. В этом случае вода может
двигаться только под действием собственной тяжести. Вода, находящаяся
под давлением, способна подниматься на высоту, уравновешивающую это
давление (эффект сообщающихся сосудов). Абсолютная высота подъма напорной воды называется п о з о м е т р и ч е с к и м у р о в н е м. Как правило, величина давления в водоносном горизонте обусловлено относительно
высоким положением области питания горизонта. Если вскрыть такой горизонт с помощью бурения, то вода в буровой скважине поднимется до уровня,
на котором расположена область питания. Такие воды получили название
артезианских (по названию провинции Артуа на северо-западе Франции,
где такая скважина была впервые пробурена).
Тектонический прогиб, в геологической структуре которого находится
один или обычно несколько напорных водоносных горизонтов, называется
артезианским
б а с с е й н о м. Примером может служить Подмос-
ковный артезианский бассейн, в кавернозных известняках каменноугольного
возраста которого имеются три напорных водоносных горизонта пресной
221
222
воды высокого качества, разделенных водоупорными глинами. Этот артезианский бассейн имеет важное значение для водоснабжения городов Центрального региона.
Верхний горизонт подземных вод образован грунтовыми водами.
Этот горизонт имеет только подстилающий водоупорный слой и формируется за счет инфильтрации атмосферных осадков, которые задерживаются на
водоупоре.
Поэтому
зеркало
(верхний
уро-
в е н ь ) г р у н т о в ы х в о д располагается на разной глубине в зависимости от рельефа местности и количества выпадающих атмосферных осадков.
Над горизонтом грунтовых вод в период дождей или таяния снега из-за
медленной фильтрации дождевых или весенних талых вод может возникнуть
«висячий» (без водоупора) маломощный горизонт так называемой в е р х о в о д к и. Этот горизонт существует непродолжительное время в определенные сезоны года.
Подземные воды, приуроченные к системе водоносных горизонтов,
разделенных слоями водоупорных пород, называются межпластовыми или
просто пластовыми. Как отмечалось ранее, они могут быть напорными и
безнапорными. В горных странах существуют трещинные воды, приуроченные к трещиноватым участкам кристаллических массивов, а также ювенильные воды, связанные с поствулканическими процессами.
В тех местах, где водоносные горизонты выходят на поверхность, образуются источники. Среди них различают источники грунтовых и безнапорных межпластовых вод, которые называются нисходящими, и источники
напорных вод, называющиеся восходящими.
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Подземные воды представляют собой природные растворы различных
минеральных солей и некоторых органических соединений. Интегрирован-
222
223
ным показателем содержания минеральных веществ служит общая минерализация вод - сумма растворимых веществ, выраженная в миллиграммах на
литр (мг/л) или граммах на литр (г/л). Среди растворенных веществ преобладают соли распространенных кислот натрия, кальция, магния. Эти соли определяют главные показатели химизма вод: жесткость, соленость и щелочность. Жесткость вод определяется главным образом присутствием бикарбонатов кальция CaHCO3, сульфатов и хлоридов. Мягкие воды содержат до
0,25 г/л солей, жесткие воды - более 0,25 г/л.
Соленость вод связана с содержанием сульфатов и хлоридов кальция,
магния, натрия - CaSO4, MgSO4, Na2SO4, CaCl2, MgCl2, NaCl. Щелочность
вод зависит главным образом от бикарбоната натрия NaHCO3, а иногда даже
Na2CO3 - соды. В химической классификации подземных вод типы выделяются по преобладающим катионам, которые затем делятся на классы по содержанию катионов.
Химический состав и температура пластовых подземных вод закономерно меняются по мере возрастания глубины их залегания. Эти закономерности рассмотрены ниже, в разделе о катагенезе (стр. ).
Пресные воды содержат солей менее 0,5 г/л, соленые от 1 до 3 г/л, рассолы - более 50 г/л. Химическая классификация подземных вод приведена в
табл. .
Таблица 5
Химизм природных вод (по А.М.Овчинникову)
Классы по
солѐности
Ультрапресные
Пресные
Воды с относительно повышенной минерализа-
Общая минерализация,
г/л
< 0,2
Химические типы
Обычно гидрокарбонатные
Пресные
0,2 - 0,5
0,5 - 1,0
Типы по солености
Гидрокарбонатносульфатные
223
224
цией
Солоноватые
Соленые
Воды повышенной
солености
Воды, переходные
к рассолам
Рассолы
1-3
3-10
10-35
Сульфатнохлоридные
Преимущественно
хлоридные
Солоноватые
Хлоридные
Рассолы
Соленые
35-50
50-400
Особую группу подземных вод составляют так называемые минеральные воды. Они имеют различную минерализацию, но их главное свойство целебное действие. Среди них наиболее распространены бикарбонатнокальциево-натриевые с большим количеством растворенного углекислого газа (нарзаны Минеральных вод и Закавказья), сероводородные воды (источники Мацесты), воды со специфическими растворимыми органическими соединениями (источники Предкарпатья - Трускавец и др.). Все эти воды различаются температурной характеристикой и бывают холодные с температурой около и ниже 200 С, теплые - от 20 до 370 С, горячие - от 37 до 420 С и
очень горячие - выше 420 С.
ОПОЛЗНЕВЫЕ ПРОЦЕССЫ
С подземными водами связано образование оползней.
Оползнями называют скользящее смещение масс горных пород вниз по
склону под влиянием силы тяжести. Импульсом к началу такого смещения
обычно служит выпадение необычно обильных дождей или быстрое таяние
снежного покрова, вызывающее избыточное поступление воды в водопроницаемые толщи, а также сейсмические толчки.
В горах оползневые процессы происходят при переувлажнении рыхлых отложений, залегающих на крутых склонах. В частности, оползни на
224
225
Кавказе обычно приурочены к концу влажного сезона (март - начало апреля),
когда грунты наиболее сильно насыщены водой.
На равнинах образование оползней обусловлено наличием глинистых
водоупорных слоев, располагающихся наклонно в сторону речной долины,
глубокого оврага или к крутому берегу моря. Такое залегание пород создает
механически неравновесные условия для грунтовых масс, находящихся над
водоупорным слоем. Поверхность этого слоя при избыточном увлажнении
становится скользкой, прочность сцепления водоупорной поверхности и
вышезалегающей грунтовой толщи ослабевает и в тот момент, когда сила
сцепления водоносного слоя с залегающей выше толщей становится меньше
силы тяжести этой толщи, начинается скольжение отдельных блоков грунта
по наклонной поверхности водоупора.
Оползневые процессы сопровождаются образованием специфических
форм рельефа. Крупные оползневые смещения в плане образуют полуцирки
с неровной поверхностью, образованной сползшими блоками, запрокинутыми к краям цирковидной оползневой котловины.
В некоторых городах, расположенных по берегам крупных рек (в частности в районах среднего и южного Поволжья) оползни создают сложные
ситуации, вызывая разрушение жилых и производственных зданий, коммуникаций.
Образованию оползней способствуют процессы суффозии (suffosio,
латинск. - подкапывание, подмывание), заключающиеся в выносе фильтрующимся сквозь водопроницаемые отложения мелких обломочных частиц,
вследствии чего эти отложения становятся менее плотными, а наклонно залегающие над ними грунтовые массы начинают сползать вниз по склону. В
условиях выровненной поверхности суффозия приводит к проседанию грунта и образованию неглубоких замкнутых депрессий рельефа. Такие формы
рельефа, часто встречающиеся в степной зоне на площади залегания лессов и
225
226
лессовидных отложений известны под названием с т е п н ы х б л ю д е ц,
п р о с а д о ч н ы х з а п а д и н и т.п.
Растворяющая деятельность подземных вод. Карст
Горные породы, сложенные в той или иной мере водорастворимыми
минералами, подвергаются растворению фильтрующейся через них водой.
При этом на поверхности образуются специфические формы рельефа, а на
глубине в толще растворяющихся пород - различной формы и размеров пустоты и полости, пещеры, трубообразные каналы.
Растворяющему воздействию воды подвержены породы карбонатного
состава: известняки, доломиты, меловые отложения, а также гипсы, ангидриты, залежи каменной и калийной солей. Растворимость разных пород неодинакова. В 1 куб.м воды может раствориться до 1 кг известняка, 2 кг гипса
и более 500 кг каменной соли. Растворение пород происходит неравномерно,
особенно активно растворяются кавернозные и трещиноватые участки пород, по которым наиболее энергично двигаются подземные воды.
Процессы растворения и выщелачивания горных пород с образованием
характерных форм рельефа на поверхности и разнообразных полостей выщелачивания на глубине называются процессами карстообразования - по
названию известкового плато Карст (Крас), расположенного в западной части Словении, на котором было детально изучены надземные и подземные
формы выщелачивания пород известняков. С учетом состава карстующихся
горных пород, говорят о известняковом, меловом, гипсовом или соляном
карсте. Так как среди подверженных растворению и выщелачиванию горных
пород наиболее распространены породы карбонатного состава, то карстовые
процессы чаще всего связаны с толщами известняков и доломитов. По этой
причине под термином «карст» без уточнения состава карстующейся породы
подразумевается растворение и выщелачивание известняковых пород. Про-
226
227
цессы карстообразования очень широко распространены, ими охвачено
свыше 1/3 площади Мировой суши.
Поверхностные формы карста весьма разнообразны. Наиболее часто
встречаются следующие.
К а р р ы - система выщелаченных трещин рассекающих плотную известняковую на глубину от нескольких см до 1-2 м.
Карстовые
в о р о н к и - углубления, образовавшиеся путем
выщелачивания и частичного обрушения известняков. При наличии маломощной суглинистой толщи, залегающей на поверхности закарстованных
известняков, обычно образуются западины воронкообразной формы, без суглинистого покрова карстовые воронки ограничены крутыми стенками известняков. Они обычно имеют в самом низу глубокие в о д о п о г л о щ а ю щ и е п о н о р ы, сквозь которые уходят стекающие по наклонным
стенкам атмосферные осадки.
Многочисленные карстовые воронки встречаются на территории Европейской части России, где коренные породы представлены известняками
девонского и каменноугольного возраста (Валдайская гряда, Средне-Русская
возвышенность и др.), а также гипсово-доломитовыми отложениями пермского возраста в пределах Кулойского плато, на южных отрогах Приволжской возвышенности, особенно в долине р.Пьяны.
На участках сильного развития карста воронки постепенно переходят в
глубокие подземные карстовые формы (колодцы, шахты и др.).
По тектоническим разломам, рассекающим мощные известняковые
толщи и сопровождающимся околоразломной трещиноватостью пород, развиваются к а р с т о в ы е р в ы и ж е л о б а.
При интенсивном образовании карров и воронок на площади залегания
кавернозных или трещиноватых известняков формируются обширные
227
228
к а р с т о в ы е п о л ь я - понижения с очень неровной закарстованной поверхностью.
Замечательные образования представляют собой к а р с т о в ы е
о с т а н ц ы - сохранившиеся от выщелачивания выступы относительно
плотных известняков, сложенных из останков известьнакопляющих морских
беспозвоночных - так называемые б и о г е р м ы (bios, греч. - жизнь; herma подводный холм). Белые известняковые карстовые останцы с крутыми, почти отвесными склонами, возвышающиеся над выровненной процессами карстообразования поверхностью, покрытой переотложенными глинистыми
продуктами выветривания, на Кубе называются м о г о т а м и. В западной
части Кубы цепь таких останцов, силуэты которых отдаленно напоминают
очертания органов в католических храмах, получила название «Органных
гор».
Карстовые останцы, сложенные известняками, типичны для регионов с
влажным тропическим климатом. В условиях жаркого, но сухого климата
при наличии выходящих на поверхность толщ каменной соли образуются останцы соляного карста в виде столбов и башен причудливых очертаний.
Ещѐ более разнообразны формы подземного карста. Среди них имеются крутонаклонные или вертикальные полости, которые подразделяются
по глубине на к о л о д ц ы (глубиной до 10 м) и ш а х т ы, имеющие большую, часто весьма значительную глубину. Так, например, шахта Каскадная в
Крыму имеет глубину более 400 м, шахта Снежная в Бзыбском хребте на
Кавказе - 1335 м, а самая глубокая карстовая шахта Жан-Бернар, находящаяся в Савойских Альпах во Франции - 1494 м. Столь глубокие вертикальные
карстовые полости часто называют пропастями.
Горизонтальные или очень полого наклонные карстовые полости представлены разнообразными по форме и размерам п е щ е р а м и, часто
имеющими сложную структуру, образованную отдельными крупными по-
228
229
лостями (гротами), соединяющимися переходами и каналами. Одна из крупнейших в мире Мамонтовая пещера, расположенная в западных предгорьях
Аппалачей в США имеет суммарную протяженность всех ходов около 360
км и состоит из 47 высоких куполов, 23 глубоких шахт и многочисленных
туннелей. Разветвленная система горизонтальных полостей часто образует
несколько этажей. В частности крупная карстовая Красная пещера под Симферополем в Крыму имеет пять этажей.
Дно отдельных полостей часто заполнено водой с образованием подземных озер, соединяемых по к а р с т о в ы м к а н а л а м подземными потоками. Например, в известной Кунгурской пещере на Урале имеется 36
озер, наибольшее из которых имеет площадь около 700 кв.м.
На участках выхода карстовых потоков на поверхность образуются
обильные источники, которые называются в о к л ю з а м и (по названию
карстового плато Воклюз на юге Франции).
Сильно закарстованные породы способствуют активной инфильтрации
атмосферных осадков, поэтому районы распространения глубокого карста
характеризуются недостатком воды, и выходы подземных источников являются основным ресурсом для водоснабжения таких мест. Иссякание источников в сухое время года создает серьезные проблемы для водообеспечения
карстовых районов, в частности, Крыма.
Как отмечено выше, в составе растворенных в карстовых водах минеральных веществ преобладают бикарбонаты кальция, содержание которых
зависит от концентрации углекислого газа в атмосфере пещер. Колебание
концентрации этого газа сопровождается выпадением из раствора карбоната
кальция в виде кальцита и арагонита. Эти минералы, осаждающиеся из медленно капающей воды образуют сталактиты ( stalaktos, греческ. - капающий) - натечные аккумуляции в форме сосулек с тонким каналом внутри,
часть сливающихся в волшебные каменные занавесы. Навстречу им с осно-
229
230
вания пещеры постепенно нарастают тумбообразные с оплывшими очертаниями аккумуляции карбонатов - сталагмиты (stalagma, греческ. - капля). В
мелких углублениях, где задерживается обогащенная бикарбонатом кальция
вода медленно образуются небольшие округлые конкреции арагонита радиально-концентрической структуры - так называемый пещерный жемчуг. В
отдельных местах благодаря высокой влажности воздуха и присутствию в
нем дисперсных частиц солей образуются хрупкие ветвящиеся стяжения
карбонатов - «пещерные цветы».
Сказочная красота карстовых гротов, проявляющаяся при электирическом освещении делает их популярными туристическими объектами. Специфический микроклимат пещер и насыщенность воздуха ионами солей широко используется в бальнеологических целях для лечения астматических и
других заболеваний дыхательных путей.
При выходе карстовых вод на поверхность происходит быстрое выделение мелкокристаллического кальцита и игольчатых кристаллов арагонита,
образующих красивые натеки известкового туфа, использующегося для декоративной внутренней облицовки помещений и изготовления ювелирных
сувениров.
Для многих карстовых пещер характерно присутствие красноцветных
глин, покрывающих основание полостей. Они получили название т е р р а
р о с с а (terra rossa, итальянск. - красная земля). Бытует представление о том,
что красные глинистые отложения пещер представляют собой нерастворимые примеси, содержащиеся в известняках, выпавшие после их растворения.
В действительности красноцветные глины представляют собой переотложенные высокодисперсные продукты древнего выветривания, которые осадились из поверхностных вод при взаимодействии с известняками в процессе их растворения. Терра росса использовалась в эпоху верхнего палеолита
для создания на стенах пещер замечательных фресок, изображающих диких
230
231
животных - объектов охоты древних людей. Эти художественные произведения древнего человека были впервые обнаружены в карстовых пещерах на
севере Испании, а затем на юге Франции.
Подземные воды в процессе карстообразования переносили и откладывали не только высокодисперсные глинистые частицы, находившиеся в
воде во взвешенном состоянии, на также соединения, растворенные в воде,
но выпадающие при изменении геохимических условий на контакте фильтрующихся поверхностных вод с известняками. Таким путем образовались
некоторые залежи бокситов (во Франции, Венгрии, Казахстане и др.), небольшие скопления руд железа и марганца.
ПРОЦЕССЫ КАТАГЕНЕЗА
Геохимическое воздействие подземных вод на горные породы не ограничивается процессами карстообразования. Пластовые подземные воды, насыщающие водопроницаемые отложения, взаимодействуют с ними и влияют
на их минералогический состав и строение. Совокупность процессов преобразования осадочных горных пород подземными пластовыми водами называется катагенезом. Понятие о катагенезе было введено в науку
А.Е.Ферсманом и в дальнейшем развито А.И.Перельманом. Процессы катагенеза широко распространены в верхней части земной коры, ниже зоны гипергенеза, но выше области высоких температур и давлений , которая начинается в толще осадочных пород на глубине 1,5-2 км.
В отличие от грунтовых вод, на которые непосредственно влияют особенности местных ландшафтов, пластовые воды испытывают влияние лишь
общеклиматических условий. Состав и свойства пластовых вод зависят от
геохимических и термодинамических условий в пласте.
231
232
По мере возрастания глубины состав подземных вод закономерно меняется. Выделяют следующие г и д р о г е о х и м и ч е с к и е
зоны
п о д з е м н ы х в о д.
1. З о н а а к т и в н о г о в о д о о б м е н а . Здесь сказывается влияние
общеклиматических условий. В гумидных областях формируются гидрокарбонатные воды, а в аридных - сульфатные и сульфатно-хлоридные. Эта зона
достигает иногда глубины 300 м.
2. З о н а з а т р у д н е н н о й ц и р к у л я ц и и п о д з е м н ы х в о д .
Климатические условия практически не сказываются на составе вод этой зоны, среди которых преобладают значительно минерализованные сульфатнохлоридные. Воды этой зоны залегают на платформах до глубины 500-600 м,
а в складчатых областях - до 1000 м и более.
3. З о н а
застойного
водного
р е ж и м а. Здесь форми-
руются высокоминерализованные хлор-натриево-кальциевые воды, имеющие повышенную температуру.
Для процессов катагенеза важнейшее значение имеет содержание в
подземных водах газов - кислорода, углекислоты, метана, сероводорода. Состав газов определяет характер окислительно-восстановительных реакций. В
кислородосодержащих водах происходит выпадение нерастворимых окислов
железа, марганца и некоторых других металлов и образование гидрогематита, гидрогѐтита, псиломелана, пиролюзита и др. В водах, лишенных свободного кислорода, но не содержащих сероводорода, происходит разрушение
гидроокисных минералов и усиленная миграция металлов. При наличии углекислоты образуются карбонты железа и марганца - сидерит, родохрозит,
анкерит. В водах, содержащих такой сильный восстановитель, как сероводород, происходит выпадение сульфидов металлов и образование пирита, марказита, халькопирита и др.
232
233
Преобразование подземными водами осадочных пород отражается на
облике последних. Так, например, красноцветные континентальные отложения, состоящие из переотложенных продуктов выветривания, под воздействием подземных вод, не содержащих кислорода, приобретают характерный
сизый цвет.
Соединения, выпадающие из пластовых вод - оксиды железа и кремния, карбонаты и сульфаты кальция и некоторые другие - цементируют рыхлые водопроницаемые отложения. Таким путем образуются плотные песчаники с гѐтитовым, гематитовым, опалово-халцедоновым, карбонатным и
гипсовым цементом.
При катагенезе происходит не только возникновение минералов типа
оксидов, карбонатов и сульфидов железа, но и частичное разрушение
(к о р р о д и р о в а н и е ) или нарастание (р е г е н е р а ц и я ) устойчивых
обломочных минералов - силикатов и даже кварца. Ряд минералов образует
хорошие, хотя и мелкие кристаллы. Некоторые из них выполняют трещины
породы в виде прожилков. Среди этих минералов установлены пирит, халькопирит, галенит, сфалерит, флюорит, гипс, целестин, кальцит, барит, апатит, кварц, рутил, анатаз, брукит, сфен, полевые шпаты, турмалин.
На протяжении геологической истории подземные воды выполняли
огромную работу и определенным образом переработали осадочные породы.
Перераспределение вещества при катагенезе сопровождалось концентрацией
некоторых металлов. В результате этих процессов образовались месторождения меди, урана и некоторых других металлов осадочных породах.
Контрольные вопросы к самостоятельной
работе студентов
1. Дайте определение понятию «водоносный горизонт». Чем определяется
его коллекторские свойства? Назовите структурные элементы водоносного горизонта.
233
234
2. Какова общая классификация подземных вод. Чем пластовые воды отличаются от грунтовых, а грунтовые от верховодки?
3. Как образуются напорные пластовые воды? Что такое артезианский бассейн?
4. Как подземные воды влияют на образование оползней? В чем заключаются процессы суффозии?
5. Как проявляется растворяющая деятельность подземных вод?
6. Что такое карст и каковы его поверхностные и подземные формы.
7. Породы какого состава способствуют активному карстообразованию:
Приведите примеры районов, подверженных карстообразованию.
8. Какие Вы знаете специфические образования карстовых пещер? Почему
происходит выпадение карбонатов кальция одновременно с растворением
карбонатно-кальциевых пород?
9. Приведите примеры крупных карстовых пещер, существующих в России
и за рубежом.
10.Как классифицируются подземные воды по химическому составу?
11.Назовите гидрохимические зоны подземных пластовых зон, глубину их
залегания и химический состав вод.
12.Что такое категенез? Приведите примеры изменения осадочных пород
при катагенезе и образования месторождений руд.
13.Как называются подземные воды, циркулирующие в массивах кристаллических пород? С чем связаны особенности их химического состава, высокая температура и радиактивность?
Рекомендуемая графическая работа
Начертить схему напорного артезианского источника.
Глава XII ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ЛЕДНИКОВ
234
235
Ледники представляют собой многолетние толщи льда, масса котрого
постоянно пополняется поступлениями снега, его накопления и перекристаллизации. Для образования ледника необходимо большое количество
твердых атмосферных осадков и достаточно низкая температура воздуха на
протяжении года.
Сбалансированное поступление снега, с одной стороны, а, с другой, таяния и испарение льда означает поддержание массы ледника. Преобладание потерь над поступлением влечет за собой деградацию ледника. Исходя
из этого очевидно, что ледники приурочены либо к приполярным областям,
либо к высоким горным массивам так как температура воздуха как с высотой
над уровнем моря так и с приближением к полюсам Земного шара.
Образующиеся массы льда могут сохраняться лишь выше снеговой
границы, отражающей сбалансированность поступления твердых атмосферных осадков и потери ледника на таяние и испарение. Эта граница расположена в приполярных областях на уровне моря, а во внутритропическом пространстве на высоте около 6 км.
В настоящее время ледники покрывают 11% площади Мировой суши.
Основная масса материковых льдов сосредоточена в Антарктическом ледниковом покрове, площадь которого составляет 13,5 млн.кв.км. Ледники на
арктических островах и архипелагах занимают значительно меньшую площадь: в Гренландии - 1802,5 тысяч кв.км, на Канадском арктическом архипелаге - 148 тысяч кв.км, на Шпицбергене 34,8 тысяч кв.км, в Исландии - 11,8
тысяч кв.км, на острове Ян-Майен - 0,1 тыс.кв.км. В пределах России ледники имеются на Новой Земле (18,3 тысячи кв.км), Земле Франца-Иосифа (13,7
тысяч кв.км). Меньшие площади имеют ледники на островах Де-Лонга,
Ушакова, Виктории и Врангеля, а также на Таймыре и Чукотском нагорье. В
сумме ледники Российской Арктики занимают 56159 кв.км.
235
236
Морские льды занимают 7% площади акватории Земли. Средняя многолетняя площадь устойчивого ледникового покрова Арктического бассейна
оценивается в 7 млн.кв.км. За зимний период эта площадь увеличивается
почти вдвое, до 11 млн.кв.км.
Образование и движение ледников. Выпавший в области питания
ледника снег под влиянием многолетнего частичного оттаивания и замерзания преобретает зернистую структуру. Снег превращается в фирн (firn, немецк. - крупнозернистый снег). Зерна фирна достигают размеров 2-5 см, благодаря чему в его толщу проникает оттаивающая вода и пар, что ускоряет
образование однородной массы льда. По мере накопления снега происходит
уплотнение фирна, отдельные зерна сливаются и фирн превращается в мутно-белый фирновый лед, а затем в плотный прозрачный, голубоватый глетчерный лед (gletcher, немецк. - ледник). Удельный вес снега равен 0,08, фирна - 0,5-0,6, льда - 0,9-0,96 г/см3. Процесс трансформации снега в глетчерный
лед вотносительно теплых и влажных условиях обычно занимает несколько
десятков лет, а в наиболее холодных и аридных полярных районах многие
сотни - до 1000 лет.
Характерной чертой образования и существования ледника является
постоянное движение масс льда от области накопления твердых атмосферных осадков к снеговой линии. Движение ледника, обусловленное гравитационным фактором и давлением собственной массы, представляет собой
весьма сложный процесс. Нижние части ледника, испытывающие большое
давление, проявляют пластичность, верхние разбиваются трещинами, происходит скольжение отдельных блоков по образующимся плоскостям. Движению блоков и всего ледника способствует подтаивание, поэтому в теплое
время года движение ускоряется.
236
237
Скорость движения ледника прогрессивно возрастает в зависимости от
массы; при увеличении массы ледника на 25% скорость его движения возрастает в 10 раз.
В мощных покровных ледниках имеет место пластичное перемещение
масс льда от центральной части к периферии, где давление масс уменьшается
по причине стаивания льда. Скорость движения льда в ледниковых щитах
Антарктиды - от 10 до 30 м в год. По крутым склонам горные ледники перемещаются в несколько раз быстрее. Так, например, скорость движения ледников в Альпах составляет 100-150 м в год, а скорость движения отдельных
ледников на Гималаях превышает 1000 м в год.
В строении ледника выделяют три части: область питания, в пределах
которой происходит накопление снега и его дальнейшее преобразование в
глетчерный лед, область стока и область абляции. Абляцией (ablatio, латинск. - отнимание) называется процесс уменьшения массы ледника главным
образом путем таяния, а также испарения и механического разрушения.
Если накопление массы фирна превышает потерю массы ледника в результате абляции, то происходит наступание ледника. При равенстве накопления фирна и абляции имеет место стационарное положение края ледника.
Преобладание абляции влечет за собой сокращение массы ледника и отступание его края.
Типы ледников. Существуют два главных типа ледников: горные и покровные материковые. Они существенно различаются размерами, морфологией, условиями питания и стока. Выделяют также тип переходных ледников.
Горные ледники. Исторически сложилось так, что система горных
ледников Альп, находящаяся в центре Западной Европы, стала первым объектом подробных гляциологических исследований. По этой причине многие
термины ледниковой геологии были приняты в процессе этих исследований.
237
238
Среди ледников этого типа наиболее полно сформированными являются долинные или альпийские ледники. Они имеют довольно большую
область питания, в которой происходит накопление снега и превращение его
в фирн, а затем в лед. Эта область обычно приурочена к сходящимся верховьям горных рек. У альпийских ледников хорошо выражена долина стока.
Выходящий из области питания ледниковый язык распространяется по уже
выработанному
эрозионному
или
тектонически-эрозионному
ущелью,
имеющему V - образный поперечный профиль. В результате воздействия
ледника долина приобретает U образные очертания поперечного профиля,
благодаря чему получила название трог (trog, немецк. - корыто). Дно трогов
очень неровное; наряду с углублениями в местах залегания относительно
мягких горных пород (ваннами выпахивания) встречаются выступы более
твердых пород образующие ступени, которые называются ригели (riegel,
немецк. - преграда).
Весьма распространены каровые ледники, имеющие форму полуцирка и выработанные на крутых склонах гор. В таких ледниковых цирках накапливается снег и фирн, выходу которых часто препятствует крупный ригель, выступающий на границе цирка.
В том случае, когда цирк переполняется фирном и льдом, образуется
ледниковый язык, выходящий на склон по эрозионному углублению. Такой
ледник называется висячим, так как он не достигает основания склона.
Можно считать, что каровые и висячие ледники представляют собой последовательные стадии формирования альпийских (долинных) ледников.
Из одного фирнового бассейна могут выходить несколько ледниковых
языков. В том случае, если они направлены в противоположные стороны их
называют переметными.
Горные ледники представлены не только каровыми, висячими и альпийскими. На крупных вулканах образуются ледниковые шапки, покры-
238
239
вающие вершины вулканических конусов, находящиеся выше снеговой линии, откуда ледник отдельными языками спускаются по радиально расходящимся эрозионным ущельям и барранкасам. Таковы ледники Эльбруса, Казбека и Арарата на Кавказе, нижняя граница которых располагается на высоте
около 4250 м. На Эльбрусе известно свыше 50 ледников, на Арарате - около
30. На высочайшей горе Африканского континента Килиманджаро, ледник
покрывает кратер потухшего вулкана и его нижняя граница находится значительно выше чем на вулканических колоссах Кавказа - на высоте около 5800
м.
При усиленном поступлении снега в фирновый бассейн помимо главной долины, по которой движется основной ледник, образуются ответвляющиеся ледниковые языки, заполняющие более мелкие долины. Все они в
нижней части склона вблизи зоны абляции могут сливаться между собой наподобие кроны дерева под стволом. Такие ледники, в плане напоминающие
деревья, называются древовидными.
Ледники переходного типа. В некоторых случаях долинные ледники
выходят на предгорную равнину, образуя широкие ледниковые поля. Подобные ледники получили название предгорных и по существу должны относиться к переходному между горными и покровными типу. В европейском
секторе Арктики они имеются на Шпицбергене, Земле Франца-Иосифа и Новой Земле. Самый большой предгорный ледник находится на тихоокеанском
побережье Аляски, его площадь равна 3800 кв.км (ледник Маляпсина).
Характерной особенностью нижней части крупных долинных и особенно предгорных ледников являются нунатаки (эскимосское название,
принятое в качестве научного термина) - скалистые островершинные выступы плотных пород, возвышающиеся над обтекающим их ледником. Черные
нунатаки, эффектно выделяющиеся над белой сияющей под лучами солнца
239
240
поверхностью ледников, подчеркивают суровую красоту полярных ландшафтов арктических островов.
К переходному типу относятся также плоскогорные ледники, покрывающие выровненные поверхности древних гор на площади в сотни квадратных километров. По окраинам плоскогорий они сползают в долины в
форме языков. Их называют также с к а н д и н а в с к и м и или н о р в е ж с к и м и так как они впервые были изучены в Норвегии в области
Скандинавских гор.
Покровные ледники. Они получили свое название потому, что не локализованы в определенных формах рельефа, а покрывают всю поверхность
крупных полярных островов и даже одного континента - Антарктиды. Среди
ледников этого типа выделяют ледниковые шапки, ледниковые покровы и
щиты.
Ледниковые шапки располагаются на невысоких возвышенностях
среди равнинного рельефа. Их площадь измеряют тысячами квадратных километров.
Ледниковые покровы еще более обширны. Они покрывают все формы рельефа, хотя и отражают их на своей поверхности. Ледниковые щиты
обладают значительной мощностью и по этой причине полностью скрывают
подледниковый рельеф. Они имеют очень уплощенную куполообразную
форму и вследствии пластического растекания могут образовывать на периферии отдельные, также весьма обширные языки.
Особую группу покровных ледников образуют шельфовые ледники,
располагающиеся частично на суше, частично в море. Отдельные блоки покровов, обламываясь, превращаются в айсберги. Подобные ледники распространены главным образом на побережьях Антарктиды и Гренландии.
240
241
Разрушительная, переносная и аккумулятивная деятельность ледников. Ледниковые отложения. В условиях образования ледников происходит активное механическое разрушение горных пород.
Суточные и сезонные температурные колебания активизируют неодинаковое линейное расширение минералов, что способствует образованию
тонких трещин в плотных породах. В эти трещины, а также в поры более
рыхлых пород проникает вода, которая в процессе замерзания - размерзания
расклинивает породы и минералы. В результате происходит механическое
разрушение и отслаивание поверхностных участков горных пород. Этот
процесс получил название десквамации (desguamo, латинск. - снимаю чешую).
Ледник, непрерывно двигаясь, оказывает механическое воздействие на
породы, уже в большей или меньшей степени затронутые десквамационными
процессами. Лед не обладает высокой твердостью, но обломки плотных пород, вмороженные в ледник играют важную абразионную abrasio, латинск. соскабливание) роль. В результате давления и абразии ледник выламывает
куски горных пород и даже очень крупные глыбы, сглаживает их истрые выступы и перетерает мелкие обломки.
Сумму процессов механического разрушения горных пород движущимся ледником обозначают термином экзарация (exaratio, латинск. - выпахивание). Следы экзарации сохраняются в виде л е д н и к о в ы х ш р а м о в на скальных породах, образования отшлифованных поверхностей на
той стороне выступов плотных кристаллических пород, которая была обращена навстречу движению ледника (так называемые «б а р а н ь и л б ы »),
в то время как на противоположной стороне выступов сохранились различные неровности, вследствии чего такие выступы имеют второе название:
«к у р ч а в ы е с к а л ы ».
241
242
К результатам геологической деятельности горных ледников также относятся рассмотренные ранее троги и ледниковые цирки.
Механическое разрушение горных пород ледниками неразрывно связано с транспортировкой продуктов разрушения. Обломки пород, переносимые ледником, называются французским термином морена (moraine,
франц.). Следует уточнить, этот термин употребляется в нескольких значениях. Во-первых, как указано выше, мореной называется обломочный материал, переносимый ледником. Во-вторых, мореной называют осадки, отложения ледника после его полного растаивания. В-третьих, этот термин употребляется для обозначения аккумулятивных форм рельефа ледникового генезиса.
Применительно к переносимому ледниками обломочному метриалу
выделяют м о р е н у п о в е р х н о с т н у ю, находящуюся на поверхности
ледника; в н у т р е н н ю ю, вмороженную в тело ледника; д о н н у ю, переносимую основанием ледника. Выделяются также б о к о в а я м о р е н а,
находящаяся в краевых частях долинных ледников, поступившая при обрушении бортов троговой долины, и с р е д и н н а я
м о р е н а, образовав-
шаяся в результате слияния двух долинных ледников в общий (рис.100).
Характерной чертой обломочного материала морены является его полная несортированность. В морене присутствуют как грубые обломки, иногда
весьма крупные, валуны различных размеров, гравий, песок, алевритовые и
высокодисперсные глинистые частицы.
По отношению к морене как ледниковым отложениям выделяют основную морену, абляционную и конечную. О с н о в н а я м о р е н а формируется в условиях стационарного состояния ледника, постепенно осаждаясь по мере его протаивания. при этом в еѐ состав наряду с крупными обломками входят и самые мелкие глинистые частицы. Находясь под толщей лед-
242
243
ника и испытывая довление его массы, основная морена уплотняется. Скорость еѐ накопления составляет от 0,5 до 2,5 сантиметров в год.
Абляционная
м о р е н а формируется за счет обломочного
материала, находящегося на поверхности ледника на стадии его деградации
и осаждается на основную морену после полного растаивания ледника. При
этом талые воды уносят наиболее легкие глинистые частицы, а осаждающийся материал не уплотняется. Поэтому абляционная морена более рыхлая
и менее глинистая по сравнению с основной.
К о н е ч н ы е (к р а е в ы е ) морены образуются у края ледника при
его стационарном положении. По мере стаивания ледника перед ним образуются гряды из выносимых обломков. Эти гряды получили название конечной морены. По конечно-моренным аккумуляциям в горно-ледниковых долинах можно судить о стадиях отступания ледников.
Плейстоценовые отложения и отложения покровных материковых
ледников. Последний этап геологической истории (1,5-2,0 миллиона лет) называемый плейстоценом (pleistos, греческ. - наибольший; kanios - новый)
или четвертичным периодом, знаменовался существенным похолоданием
высокоширотных областей Земли. Наиболее ярким событием плейстоцена
была череда обширных материковых оледенений, на протяжении последних
700 тыс. лет периодически охватывавших значительную часть внетропической территории Северного полушария.
Мощные покровные ледники формировались в л е д н и к о в ы е
э п о х и, сменявшимися м е ж л е д н и к о в ы м и, на протяжении которых
покровные ледники отсутствовали, а горные сильно сокращались. Хотя время существования ледников было в 3-4 раза короче длительности межледниковых эпох, плейстоценовые ледники оставили разнообразные отложения,
по которым можно судить о распространении ледников разных ледниковых
эпох.
243
244
В результате изучения этих отложений на площади Европы достоверно
установлены 4 оледенения, разделяющиеся межледниковыми эпохами. Во
время самого первого и самого древнего из этих четырех оледенений ледник
распространялся так далеко к югу, что соединялся с горными ледниками
Альп и других горных массивов Европы. Во время второго оледенения в Западной Европе ледник занимал меньшую площадь и не достигал Альп, но на
территории Восточно-Европейской равнины он занимал максимальные пространства, образуя огромные языки вдоль долин Днепра и Дона. Граница
третьего оледенения проходила южнее Москвы, около 52-540 северной широты. Наиболее низкотемпературным была последняя ледниковая эпоха, хотя ей соответствовавший ледниковый покров был наименьшим.
Главным центром оледенений в Европе являлась Скандинавия, меньшее значение имел район Северного Урала - Новой Земли. Ледниковые покровы существовали и в Западной Сибири хотя к востоку их сплошное распространение быстро сокращалось и заменялось локальными, не соединенными между собой ледниками переходного типа.
Столь же широко и с той же периодичностью как в Европе возникали и
развивались плейстоценовые оледенения в Западном полушарии. Гренландский ледниковый щит был в 2 раза больше современного, а вся северная половина Североамериканского континента была покрыта Лаврентьевским и
Кордильерским ледниковыми щитами.
В период максимального распространения плейстоценовых ледников
они занимали более 45 млн.кв.км или 30% площади современной суши, тоесть в три раза больше, чем в настоящее время.
Отложения покровных материковых ледников образуют особую ледниковую формацию плейстоцена. Наиболее распространенным типом отложений в этой формации является морена. Так же как и в горных ледниках,
для моренных отложений покровных ледников характерна несортирован-
244
245
ность обломочного материала и присутствие обломков самых разных размеров. Типичным компонентом морены служат ледниковые валуны - обломки
пород, обработанные и перенесенные ледником. Валуны обычно имеют размеры от нескольких сантиметров до нескольких дециметров в поперечнике.
Для них характерна неправильная форма, сглаженные в результате ледниковой обработки острые края и часто обнаруживаемые царапины, указывающие направление движения ледника.
Среди валунов в моренных отложениях Восточно-Европейской равнины всегда присутствуют в том или другом количестве валуны кристаллических пород Балтийского кристаллического щита. В моренах, покрывающих
поверхность Северо-Германской низменности, преобладают валуны пород
Скандинавского полуострова. Состав валунов указывает на их источник и
позволяют судить о центре материкового оледенения Европы. Установлено,
что дальность переноса валунов (а, следовательно, и распространения покровного ледника) достигает 1000 км.
Хотя преобладающая часть валунов имеют указанные выше размеры,
но нередко в моренных отложениях встречаются большие валуны. Как любопытную деталь отметим, что крупный валун массой более 1500 т был использован для основания памятника Петру Первому в Петербурге - знаменитого «Медного всадника».
Наиболее крупные глыбы получили название отторженцев. В некоторых местах крупные отторженцы, перекрытые более поздними отложениями,
образуют валообразные возвышенности. Так, например, холмистая гряда,
протянувшаяся на 10 км в Тверской области между городами Вышний Волочок и Торжок в основными имеет крупные отторженцы известняков. Один
отторженец кристаллических пород, находившийся в морене в районе города
Гдов, был настолько велик, что его приняли за выступ кристаллического
фундамента Российской платформы.
245
246
В отложениях покровных ледников, так же как и в отложениях горных
ледников, по относительно высокой плотности, текстуре, ориентированности
длинной оси валунов по направлению движения ледника, можно отличить
основную (донную) морену от залегающей на ней рыхлой абляционной морены. Основная морена нередко смята в сложные складки и имеет чешуйчатую текстуру благодаря воздействию перемещавшихся масс льда.
С основной мореной связано образование определенных типов ледникового рельефа: моренной равнины (рис.100), холмистого и холмистогрядового ледникового рельефа, друмлинных полей (drumlin, ирландск. холм). Друмлины представляют собой вытянутые по направлению движения ледника холмы высотой до 50 м, в основании которых находятся повышенные участки поверхности коренных пород (рис.103, стр. ).
Конечные морены образуют крупные протяженные гряды, намечающие контур краевой части ледникового покрова (рис.103).
Водно-ледниковые (флювио-гляциальные) отложения. Особые отложения и формы рельефа связаны с деятельностью ледниковых вод. Талые
воды покровного ледника текут по его поверхности, образуя реки в ледяных
берегах, и внутри тале ледника по протяженным полостям и каналам. Быстрые флювиогляциальные (fluvius, латинск. - река; glacialis - ледяной) или
водноледниковые потоки активно перемывают обломочный материал морены. При этом происходит сортировка обломков: валуны остаются на месте,
песчаные и глинистые частицы уносятся во взвешенном состоянии. При
уменьшении скорости потока, покидающего ледяное русло и разливающегося перед ледником, песчаные частицы осаждаются, а глинистые уносятся
дальше. Поэтому перед краем ледника постепенно образуется равнина, сложенная песком с варьирующим количеством мелких валунчиков, которая называется зандровой равниной или просто зандром (sander, латинск. - песок).
В ложбинах стока ледниковых вод образуются долинные зандры.
246
247
Одновременно с образованием зандров ледяные русла также постепенно заполняются осаждающимися песчаными частицами. Песле таяния ледника эти отложения образуют узкие песчаные гряды - озы (os, шведск.) часто
вытянутые на десятки километров и напоминающие железнодорожные насыпи (рис.102 и 103).
Вытаивающие углубления на поверхности ледника постепенно заполняются слабо сортированным обломочным материалом морены. После таяния ледника эти скопления, подобно осадками в руслах, выработанных водными потоками в теле ледника, проектируются на поверхность основной морены и образуют холмы с крутыми склонами - камы (kamm, немецк. - гребень). Камы имеют высоту 10-20 м, неясную грубую слоистость. Некоторые
камы перекрыты абляционной мореной, что свидетельствует о том, что осадки отлагались не на поверхности ледника, а во внутренней полости. Камы
настолько широко распространены на площади последнего оледенения, что
местами формируют облик ландшафта (рис.103).
Озерно-ледниковые отложения. В условиях деградации покровного
ледника между конечно-моренным валом и краем стаиваюшего ледника образуются многочисленные озера. Возвышенные частицы, поступающие в эти
водоемы осаждаются в спокойной, нетекучей воде, что способствовало образованию хорошо выраженной слоистости осадков. При этом состав слоев закономерно менялся на протяжении года. В теплый период года усиливалось
таяние льда и быстро текущая по поверхности вода сносила в водоемы песчаные частицы, которые быстро выпадали на дно. С наступлением холодного периода таяние замедлялось, количество текущей по поверхности вода, а,
следовательно, и еѐ скорость уменьшались и вода могла смывать только самые мелкие и глинистые частицы размером около 1 мкм и меньше. В результате этого на дне приледниковых озер отлагался тонкий переслой мелкопесчаных и глинистых частиц. Такие отложения из-за своей тонкослоистой тек-
247
248
стуры получили название ленточных глин. Каждый слой, начинающихся
мелкими песком и заканчивающийся глинистым наилком отвечал одному
году. Подсчитав количество слоев в толще ленточных глин, подобно тому
как считают годовые кольца на спиле дерева для определения его возраста,
можно точно определить количество лет, на протяжении которых это озеро
существовало.
Такую кропотливую работу проделаны скандинавские ученые для определения возраста приледниковых озер и некоторых форм рельефа и выяснения истории геологических событий в бассейне Балтийского моря.
Общая схема соотношения разных форм рельефа созданных покровными оледенениями плейстоцена, показана на рис.103.
Многолетняя мерзлота. Под многолетней («вечной») мерзлотой подразумевают толщи горных пород, постоянно находящиеся в условиях отрицательных температур. Многолетняя мерзлота распространена весьма широко. Она занимает 14,5% поверхности Мировой суши, в то время как суммарная площадь всех ледников 11%. В России многолетняя мерзлота распространена на площпди более половины ее территории.
Геологическая наука, изучающая толщу многолетне мерзлых пород, еѐ
свойства, закономерности строения и распространения, называется мерзлотоведением или геокриологией (kryos, греческ. - холод, лед).
Лед в вечномерзлых породах присутствует в разных формах. Наиболее
распространен лед, содержащийся в порах и межзерновом пространстве и
образовавшийся при замерзании свободной воды, находившейся в породе.
Также широко распространен жильный лед, образующийся путем постепенного нарастания в морозобойных трещинах. Встречаются скопления льда,
возникшие на поверхности и затем погребенные под осадками.
Верхняя граница многолетнемерзлой толщи ограничена так называемым д е я т е л ь н ы м г о р и з о н т о м - ежегодно оттаивающим в теплое
248
249
время поверхностным слоем, который вновь замерзает зимой. Слой сезонного оттаивания имеет мощность от 20-30 см до 2-3 м. Нижняя граница мерзлой толщи располагается на разной глубине - от нескольких метров до 500 м
и более. Так, например, мощность многолетней мерзлоты в Якутии и полярных районах Канады достигает 1500 м. На этом основании ученые выделяют
в литосфере особую зону мерзлых пород или к р и о л и т о з о н у.
Многолетняя мерзлота не везде образует сплошную толщу. По периферии площади распространения мерзлоты происходит уменьшение еѐ мощности до 25-50 м, что сопровождается перемежанием мерзлых участков и
т а л и к о в - участков с температурой выше 00 С.
Географическое распространение многолетней мерзлоты на территории Евразии своеобразно. В пределах европейской части России южная граница мерзлоты, которая представлена отдельными островами многолетнемерзлых пород, примерно совпадает с Северным Полярным кругом. За Уралом эта граница спускается до 62-630 северной широты причем за Полярным
кругом существует сплошная мерзлота. Долина Енисея играет роль природного рубежа, вдоль которого граница многолетней мерзлоты спускается к
югу изатем уходит за пределы России. Таким образом, огромная территория
Центральной Сибири, Северо-Востока и северной части Дальнего Востока
попадает в область распространения многолетней мерзлоты.
Несовпадение площади распространения многолетней мерзлоты с современными природно-географическими законами позволяет предполагать,
что многолетняя мерзлота - наследие ледниковых эпох, а многолетнемерзлая
толща может рассматриваться как подземное оледенение.
Великое плейстоценовое похолодание сопровождалось не только несколькими наземными оледенениями, но также подземным льдообразованием. При этом масса льда, содержащегося в мерзлой толще, несмотря на огромную площадь еѐ распространения, сильно уступает массе воды, которая
249
250
была связана в материковых наземных ледниках. По данным И.А.Суетовой
объем одного лишь Европейского ледникового щита составлял 7,6 млн. кубических километров, в то время как объем льда, содержащегося во всей
многолетнемерзлотной толще, ровна 0,84 млн. кубических километров. Таким образом, количество атмосферных осадков является столь же важным
фактором формирования наземного оледенения, как и отрицательная температура. По этой причине уменьшение годового количества атмосферных
осадков с запада на восток в бореальной зоне Евразии и соответственное нарастание аридности, сыграло важную роль в ограничении распространения
покровных ледников в самой холодной части этого суперматерика - в Центральной Сибири и на Северо-Востоке. Противоположная ситуация имеет
место для многолетнемерзой толщи, мощность которой достигает максимума
именно в указанных регионах.
Вместе с тем, некоторые современные климатические процессы способствуют сохранению и поддержанию «вечной» мерзлоты. Главные из них господство холодного антициклонального воздуха над областью распространения многолетней мерзлоты, очень длительный морозный период (почти
две трети года), небольшое количество осадков благодаря затруднительности
доступа влажных и теплых воздушных масс западного переноса.
Многолетняя мерзлота в сочетании с холодными климатическими условиями способствует развитию специфических мерзлотных геологических
процессов, отражающихся на особенностях строения поверхностных отложений и рельефа местности.
Процессы сезонного замерзания - размерзания вызывают определенные структурно-текстурные преобразования поверхностных рыхлых отложений. Во-первых, это проявляется в возникновении характерной криотурбационной текстуре (turbo, греческ. беспорядочным смятием пропластков для
) отложений, обусловленной
слоя (рис.
, А).
250
251
Во-вторых, низкие зимние температуры способствуют образованию
многочисленных морозобойных трещин, рассекающих влажную сезонно оттаивающую почву и образующих в плане полигональную сеть. Крупные полигоны, ограниченные относительно протяженными трещинами, имеют размеры 10-20 м в поперечнике. Внутри них присутствуют полигоны меньших
размеров, образованные более короткими трещинами. Трещины в холодное
время заполняются льдом и превращаются в ледяные кинья, а в теплый сезон
остаются открытыми и могут заполняться обломочным материалом (рис.
,
Б). Морозобойные клинья и криотурбационная текстура поверхностных отложений хорошо сохраняются и служат свидетелями существования их
мерзлого состояния даже спустя многие тысячи лет после изменения климатических условий.
В-третьих, в процессе оттаивания и замерзания деятельного слоя происходит своеобразная криогенная дифференциация обломочного материала.
Крупные обломки постепенно выжимаются из переувлажненного оттаивания
грунта в полости трещин или на поверхности при наступлении сезонного замерзания. В результате образуются так называемые «каменные полигоны»
(рис.
, В). На участках, испытывающих сезонное переувлажнение (напри-
мер, у основания склонов) прямые очертания морозобойных полигонов округляются, и тогда образуются «каменные кольца».
Если же морозобойные трещины не заполняются грунтовым обломочным материалом, в них возникают ледяные жилы, причем лѐд постепенно
нарастает вверх и над жилой образуется торфяные кочки с ледяным ядром
так как оторфованная моховая масса предохраняет лед от таяния на протяжении короткого летнего сезона. В том случае, когда по тем или иным причинам имеет место прогрессирующее нарастание относительно большого
количества льда в приповерхностной части многолетнемерзлой толщи, то это
приводит к морозному пучению грунта и образованию бугров высотой до 10
251
252
м и выше. Такие бугры морозного пучения в Якутии называются б у л г у н н я х а м и, а в Северной Америке - п и н г о. Известны случаи, когда
сопротивление почвы нарастающему давлению постепенно увеличивающейся массе льда достигало критического предела и происходил криогенный
взрыв, разрушавший грунтовое покрытие.
Криогенные просадки и морозное пучение грунтов создает сложные
проблемы для строительства на территории распространения многолетней
мерзлоты.
На отдельных участках поверхностный слой может протаивать немного глубже, чем на окружающей площади. В этих местах поверхность многолетней мерзлоты располагается соответственно глубже, и происходит проседание оттаявшего грунта с образованием округлых в плане просадочных депрессий. Это явление получило название термокарста. Термокарстовые
просадочные западины имеют блюдцеобразную форму, размеры в десятки и
первые сотни метров в поперечнике и в теплое время заполняются водой.
Небольшие мелкие термокарстовые озера являются характерным элементов
мерзлотных ландшафтов.
Талая вода местами скапливается в большом количестве на поверхности многолетнемерзлой почвы. Эти надмерзлотные воды, зажатые между поверхностью мерзлоты и постепенно замерзающим с началом холодного сезона деятельным слоем, могут его прорвать и образовывать обширные наледи.
Для территории распространения многолетней мерзлоты весьма характерны процессы солифлюкции (solum, латинск. - почва; fluctio - истечение).
Солифлюкцией называется медленное течение, сползание насыщенного водой грунта по склонам. При этом образуются солифлюкционные наплывы, и
даже плохо выраженные ступенчатые площадки (рис.
). Поверхность со-
252
253
лифлюкционных отложений неровные они несортированные и имеют неясную текстуру течения.
В горных районах на территории распространения многолетней мерзлоты, где активно протекают процессы морозного разрушения и десквамации плотных горных пород, но отсутствуют значительные массы наземного
льда, образуются россыпи щебня. Некоторые глыбы и более мелкие обломки
пород в безморозный период не спаянные льдом, съезжают по увлажненной
горной поверхности склонов, а в ложбинах на склонах образуют скопления,
которые соскальзывают вниз, образуя «к а м е н н ы е
м о р я » или к у -
р у м ы в основании горных склонов.
Контрольные вопросы к самостоятельной
работе студентов
1. Какие природные условия способствуют образованию ледников? Что такое «снеговая граница»?
2. Как происходит превращение выпадающего снега в ледник? Сопоставьте
строение горного и покровного ледников.
3. Как происходит криогенное разрушение горных пород и как называется
этот процесс?
4. Как называется место формирования горного ледника? Как называется
ледниковая долина, ее отличительные особенности и характерные элементы морфологии?
5. Перечислите распространенные типы горных ледников, отметьте особенности их морфологии.
6. Как называется и как осуществляется разрушительная деятельность ледника, какие при этом образуются характерные формы рельефа у покровных ледников?
253
254
7. Как осуществляется аккумулятивная деятельность ледника? Как называется обломочный материал, переносимый ледником, его виды? Каковы
отличительные особенности ледниковых валунов?
8. Какова главная черта состава отложений ледника? Какие основные типы
моренных отложений?
9. Чем различаются основная, абляционная и конечная морены покровных
ледников?
10.Какие существуют распространенные водно-ледниковые образования области покровных оледенений Европы? Укажите характерные черты состава и строения водно-ледниковых отложений и отложений приледниковых
озер.
11.Перечислите формы рельефа, характерные для области покровных отложений Европы.
12.Дайте характеристику явления многолетней мерзлоты, укажите особенности ее географического распространения и взгляды на причину образования.
13.Какие проявления многолетних процессов Вам известны?
Рекомендуемая графическая работа
На контурной карте России начертите южную границу распространения многолетней мерзлоты.
Глава XIII ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ВЕТРА
Ветер -один из наиболее могущественных природных факторов изменения облика земной поверхности. В учебниках по геологии традиционно
обращается внимание преимущественно на важную роль ветра на суше. В то
же время деятельность ветра распространяется также на акваторию Земного
254
255
шара, где проявляется иначе, чем на суше, но имеет не менее важное значение.
Деятельность ветра на суше заключается в захвате твердых частиц
горных пород и почв, переносе этих частиц по воздуху, их осаждение и аккумуляции.
Вовлечение твердых частиц в аэральную (воздушную) миграцию зависит от многих причин, главные из которых - скорость ветра, размер частиц и
их закрепленность в породе или почве, на которую воздействует ветер. Дефляция (deflatio, латинск. - выдувание) - выдувание и развевание ветром
твердых частиц почвы и рыхлых отложений. Для развевания слабо закрепленных в отложениях частиц главное значение имеет скорость ветра. В табл.
приведены данные о зависимости размера частиц, поднимаемых ветром, от
его скорости.
Таблица 6
Размеры обломочных частиц, увлекаемых ветром
(по В.Фетту, 1961)
Скорость ветра
м/сек
4,5 - 6,7
6,7 - 8,4
8,4 - 9,8
9,8 -11,4
11,4 - 13,0
Диаметр захватываемых ветром частиц, мм
0,25
0,50
0,75
1,00
1,50
Следует отметить, что скорость ветра быстро изменяется в пространстве вследствии чего продолжительность нахождения в воздухе частиц разной
крупности, одновременно захваченных ветром одной скорости, сильно различается. Относительно крупные частицы размером больше 1 мм быстро
осаждаются на небольшом расстоянии от места захвата. Частицы мельче 0,1
мм по причине своей незначительной массы могут находиться в тропосфере
255
256
во взвешенном состоянии в течении нескольких дней и даже недель в зависимости от их размеров. За это время мелкие частицы с их захватившими
воздушными массами переносятся на большие расстояния.
Обнаружено, что пыль из пустынь северо-восточного Китая не только
разносится над окружающей территорией Азии, но даже доносится до Говайских островов, находящихся в центре Тихого океана. Тонкая красная
пыль древних продуктов выветривания, вынесенная из засушливых районов
Западной Африки, переносится пассатами через весь Атлантический океан.
Участники первой экспедиции Колумба были поражены, когда на палубы их
каравелл посреди безбрежного океана осела африканская красная пыль.
Установлено, что тонкие пылеватые и высокодисперсные частицы, попадая в тропосферу, образуют аэрозоли. Средняя продолжительность нахождения терригенных (terra, латинск. - земля, суша) аэрозольных частиц, поступивших в тропосферу с поверхности суши, около 5-7 дней, а затем они
вымываются атмосферными осадками. По этой причине на поверхности высокогорных ледников постоянно осаждается тонкая атмосферная пыль. Замечательно то, что в тропосфере все время поддерживается одинаковое содержание аэрозолей над континентами. Следовательно, между поверхностью
суши и тропосферой непрерывно происходит циклическая миграция твердого вещества в форме мельчайших твердых частиц. Проведенные расчеты показали, что суммарный захват ветром тонких твердых частиц с поверхности
всей Мировой суши составляет более 5 миллиардов тонн в год. Из этого количества примерно 4 миллиарда тонн возвращается с атмосферными осадками на поверхность континентов, а свыше 1,5 миллиардов тонн выпадает на
поверхность Мирового океана и затем входит в состав морских осадков.
Захват ветром тонких частиц с поверхности рыхлых отложений и почвы препятствует только густая древесная растительность. Поэтому развевание почв в лесной зоне минимально, а на территории степей ветровая эрозия
256
257
возрастает по мере уменьшения степени покрытия почвы травянистой растительностью. Большой ущерб почвам степей наносят сильные сухие ветры,
развевающие рыхлый плодородный слой распаханных почв, так называемые
«ч е р н ы е б у р и ». Свое название они получили из-за сильного потемнения атмосферы, насыщенной черной пылью развеянного верхнего горизонта
почв. Черные бури возникают при скорости ветра 10-12 м в секунду, но наибольшей интенсивности они достигают при скорости 15 м/сек и больше. В
1928 г подобная буря охватила пространство от Дона до Днепра, причем
площадь выдувания составила около 200 тысяч км2, а область потемнения
атмосферы - 470 тыс.км2. Ветер дувший со скоростью 10 м в секунду выдувал почву в отдельных местах до глубины 12 см и более. Количество выдуваемой почвы достигало 120-124 т с гектара.
Наиболее сильно воздействие ветра проявляется в пустынях, где защитная роль растительности минимальна. Тонкая пыль постоянно присутствует в воздухе пустынь, снижая его прозрачность. Постоянные ветры выносят огромное количество пыли из пустынных регионов, вызывая запыленность тропосферы соседних областей. Эти ветры в разных странах получили
особые названия. Таковы а ф г а н е ц, поражающий равнины Средней Азии,
североафриканский с и р о к к о, периодически иссушающий прибрежные
районы Средиземного моря.
Действие ветра в пустынях настолько сильно, что оно распространяется не только на пылевые частицы, но также вызывает непротяженный перенос и перекатывание более крупных песчаных частиц. При этом образуются
особые формы рельефа, получившие название эоловых (эол - бог ветра в греческой мифологии). Примером может служить б а р х а н н о - г р я д о в ы й р е л ь е ф песчаных пустынь Средней Азии, образованный в результате перевевания аллювиальных отложений, песчаных пустынь Аравийского
полуострова и африканской Сахары.
257
258
Аллювиальные и озерные пески, перевеянные ветром, хорошо отсортированны, лишены глинистых и пылеватых частиц, а зерна обладают хорошей окатанностью, приобретенной в процессах переноса и последующего
ветрового перекатывания.
Захват ветром мелких обломочных частиц из рыхлых поверхностных
отложений не встречает большого затруднения по причине слабой связанности этих частиц между собой. Совершенно иным образом происходит ветровое развеивание плотных горных пород. Сильный ветер может вызывать обрушивание отвесных скал, способствовать возникновению обвалов и камнепадов, но разрушение поверхности твердых горных пород достигается не
ударами воздушных масс, а воздействием мелких твердых частиц, переносимых ветром. Такая работа твердых частиц называется корразией (korrasio,
латинск. - обтачиваю). Несущиеся ветром твердые частицы с силой ударяют
по выходам подобно действию пескоструйного устройства.
В силу того, что прочность разных участков даже одной и той же породы неодинакова, в результате коррозии образуются углубления разной
формы, ниши и ячеистые поверхности. Если же имеет место переслаивание
породы разной прочности, то останцовые выступы приобретают причудливую форму в зависимости от прочности отдельных слоев. Часто более прочные верхние слои способствуют образованию грибообразных коррозионнодефляционных форм, качающихся скал и т.п.
В глинистых пустынях иногда встречаются большие и глубокие бессточные котловины с отвесными бортами. Их образование загадочно. Некоторые ученые предполагают, что они образовались путем постепенного выдувания глинистых слоев, поверхность которых непосредственно разрушалась в результате кристаллизации солей накапливающихся на дне этих впадин. Подобные впадины и котловины особенно типичны для закаспийских
258
259
пустынь. Глубина самой крупной котловины Кара-гиѐ свыше 400 м при длине 145 и ширине 80 км.
Эоловые отложения. Ветровой вынос мелкообломочных частиц из
областей дефляции происходит постоянно. Столь же постоянно значительные массы этих частиц осаждаются за пределами областей выноса.
Перенос и осаждение мелкообломочных частиц, вовлеченных в аэрозольную миграцию зависит от их размеров и скорости ветра. Ветры, дующие
со скоростью 10-12 м в секунду и больше не очень часты. Значительно чаще
скорости ветра составляют 6-10 м в секунду и меньше. Ветер, устойчиво
дующий со скоростью 6-8 м в секунду и меньше, не может поднимать в воздух песчаные частицы размером около 1 мм, но переносит на большое расстояние обломочные частицы мельче 0,1 мм.
Как отмечено выше, наиболее дисперсные частицы размером менее
0,005-0,001 мм относительно долго находятся во взвешенном состоянии в
тропосфере, а частицы крупнее 0,01 мм осаждаются при снижении скорости
ветра до 1-2 м в секунду. Поэтому захваченные ветром обломочные частицы
величиной от 0,01 до 0,1 мм осаждаются из приземного слоя тропосферы на
расстоянии нескольких сотен - первых тысяч километров от места их развевания. С течением времени в областях осаждения будут образовываться значительные аккумуляции указанных и близких им по размеру обломочных
частиц.
Известный немецкий географ и путешественник Ф.Рихтгофен, а затем
российский геолог И.А.Тутковский, высказали предположение, что именно
таким путем образуются лѐссы - поверхностные покровные отложения палевого (буровато-желтого) цвета, пористые и водопроницаемые, состоящие на
80-90% из обломочных частиц размером от 0,01 до 0,1 мм, с небольшим количеством высокодисперсных минералов. В минералогическом составе мелкообломочных частиц преобладает слабоокатанный кварц. Лессы залегают
259
260
сплошным покровом на водоразделах и междуречных пространствах. Смываясь поверхностным стоком, материал лѐссов входит в состав делювиальных склоновых отложений, а также образует пойменный аллювий крупных
рек.
Изучение минералогического состава пылевых атмосферных осаждений показало, что они формируются за счет рыхлых продуктов выветривания, легко поддающихся дефляции. В составе атмосферной пыли преобладают мелкие слабо окатанные обломки самого устойчивого к процессам выветривания минерала - кварца, небольшое количество обломков полевых
шпатов и слюды, и также небольшое, но постоянное количество высокодисперсных частиц глинистых минералов. По причине прочности большей части коренных горных пород, их слагающие минералы образуют лишь незначительную примесь, несмотря на процессы корразии, активно протекающие
в пустынях. Таким образом, состав атмосферных пылеватых осаждений
весьма близок, практически аналогичен составу лессов.
Лѐссовые покровы занимают огромные площади в Европе, Азии, Северной Америке, но не распространяются в пределы тропического пояса. В
некоторых регионах лессовые отложения имеют большую мощность, измеряемую десятками метров, а в Китае в бассейне р.Хуанхэ они слагают знаменитое лѐссовое плато, где их мощность достигает 200 м.
Эоловая теория происхождения лѐссов Рихтгофена-Тутковского в
дальнейшем была развита крупным русским геологом В.А.Обручевым. Он
показал, что главным источником аэральной пыли, из которой состоят лѐссы,
служили, во-первых, активно развеваемые ветром ледниковые отложения
перигляциальной зоны отступающих материковых ледников, а, во-вторых,
рыхлые поверхностные отложения пустыных областей.
Образование лессов происходило на протяжении последнего миллиона
лет. В мощных толщах лесса присутствует несколько горизонтов древних
260
261
погребенных почв. Это указывает на то, что периоды активного накопления
аэральных пылеватых осадков прерывались периодами прекращения дефляции и ветрового переноса минеральной пыли, а аэрально-пылевые осадки
преобразовались под воздействием почвенных и гипергенных процессов и
преобретали микростроение, характерное для лѐссов. В процессе формирования лессов в них возникали специфические карбонатные конкреции (так
называемые «лессовые куколки»), присутствие которых свидетельствует о
том, что формирование лессов происходило в условиях засушливых, но не
пустынных ландшафтов.
Таким образом, формирование лессовидных толщ происходило в две
стадии: стадию накопления аэральных пылеватых осадков и превращения их
в лессы. Но на протяжении плейстоцена имедл место несколько эпох лессообразования. Есть основания предполагать, что активное развевание и аккумуляция аэральной пыли происходило во время стабилизации и отступления
покровных ледников, а преобразование их в лессы - в межледниковые периоды.
Контрольные вопросы к самостоятельной
работе студентов
1. Какие процессы обуславливает геологическая деятельность ветра?
2. Какая скорость ветра преобладает на протяжении года? Частицы каких
размеров преимущественно переносятся в тропосфере, какие перекатываются ветром по поверхности?
3. Какое главное препятствие для выдувания мелких частиц из почвы? Каковы причины «пыльных» и «черных» бурь? Как далеко переносится минеральная пыль?
4. Какое происхождение имеют песчаные массивы пустынь Азии и Африки
и какова роль ветра в их образовании?
261
262
5. Как называются непрерывно перемещающиеся положительные формы
рельефа, сглаженные навеянным песком, типичные для пустынь?
6. Что собой представляет процесс коррозии? Какие при этом образуются
формы?
7. Что собой представляет лѐсс? Частицы каких размеров преобладают в его
составе.
8. Какое происхождение имеют лессовые покровы Евразии? Какая существует связь между распространением покровных ледников в плейстоцене и
образованием лессовых отложений?
Рекомендуемая графическая работа
На контурной карте покажите южную границу распространения последнего покровного оледенения и область распространения лессов и лессовидных отложений на территории Восточно-Европейской равнины.
Глава XIV ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ МОРЕЙ
И ОКЕАНОВ
Система Мирового океана, включающая все сообщающиеся моря и
океаны - уникальное природное явление, существующее лишь на одной планете Солнечной системы. Огромная масса воды - около 1,4 млрд кубических
метров, покрывающая две трети поверхности Земного шара, оказывает определяющее воздействие на многие современные планетарные процессы и являлась важным фактором геологического развития Земли.
Хотя людям издавна были знакомы прибрежные моря, они интуитивно
ощущали величие океана, которому придавали мистическое значение. Систематическое географическое познание системы Мирового океана было начато лишь в самом конце XV в и продолжалось более 400 лет. Особо важные
открытия, позволившие понять геохимию океана, геологическое строение
262
263
его дна, динамику разнообразных процессов, протекающих в разных частях
и на разных глубинах морей и океанов, приходятся на XX в, особенно на его
вторую половину. В XX в окончательно сложилась и быстро развивается
особая наука - океанология, занимающая одно из ведущих мест среди наук о
Земле.
Морфология дна океанов. В обобщенном профиле дна океана в самом первом приближении выделяются следующие морфологические элементы: шельф, континентальный (материковый) склон и ложе океана (рис.105).
Шельф или континентальная отмель представляет собой затопленную морем окраинную часть материка. Материковый склон простирается до глубины 2,5 км; в его основании выделяют материковое подножие (2,5-3,5 км
глубины). Постепенный склон от континента к ложу океана типичен для Атлантического океана. Континентальный склон Тихого океана нарушается
вытянутыми выступами островных дуг и впадинами окраинных морей.
Большую часть площади занимают л о ж е о к е а н а, располагающееся в интервале глубин от 3,5 до 6 км.
Каждому из перечисленных морфологических элементов соответствуют свои формы рельефа. Поверхность шельфа сохраняет рельеф суши, существовавший до затопления морем, вплоть до структуры гидрографической
сети и очертания отдельных речных долин, как это меет место на шельфе
Северного моря.
К о н т и н е н т а л ь н ы й с к л о н расчленяют глубокие каньоны, врезанные в поверхность склона на многие сотни метров и распространяющаяся
на поверхности склона и соседние участки океанического дна.
Особенно сложно устройство поверхности океанического ложа. Срединно-океанические хребты, разделяющие обширные подводные равнины
представляют собой горные сооружения высотой 3-4 км при ширине от 200300 км до 1000 км. Они рассечены глубокими продольными разломами, ог-
263
264
раничивающими протяженные рифтовые (rift, англ. - ущелье) долины, занимающие осевые части хребтов.
Срединные хребты образуют сложную систему в Атлантическом, Индийском и Северном Ледовитом океанах. Их общая протяженность оценивается в 60 тысяч км. Для Тихого океана характерна система глубоководных
желобов - наиболее глубоких депрессий ложа Мирового океана. Система
глубоководных желобов еще более протяженная, чем система срединных
хребтов и составляет 80 тыс. км.
На равнинах океанического ложа имеются крупные выступы - горы
вулканического происхождения, местами образующие цепи. В частности, в
центральной области Тихого океана протянулась цепь подводных вулканических выступов, выходящая в районе Гавайских островов на поверхность.
Характерным элементом ложа океанов являются г а й о т ы - высокие плосковершинные выступы вулканического происхождения, местами образующие крупные подводные плато.
Таковы основные черты морфологии дна океанов. Морфология морей
различна. Выделяются к о т л о в и н н ы е
м о р я, приуроченные к под-
вижным участкам земной коры, и э п и к о н т и н е н т а л ь н ы е м о р я,
представляющие собой покрытые морем поверхности континентов, расположенные либо на их периферии, как, например, Северное море, либо на
внутриматериковых участках - например, Балтийское и Белое моря. Среди
котловинных морей также имеются в н у т р е н н и е (например, Черное и
Средиземное) и о к р а и н н ы е (Охотское, Японское и др.).
Химический состав морской воды. Характерная и всем известная
черта морской воды - еѐ соленый вкус, чем она отличается от пресной воды
рек. Соленость определяется количеством всех солей, присутствующих в
растворенном состоянии в единице массы воды. Единицей измерения служат
п р о м и л и (‰) - тысячные доли массы (или 0,1 процента массы).
264
265
Соленость морской воды изменяется на разных участках океанов от
32 до 39 ‰, а во внутри континентальных морях еще больше: от 14-15 ‰ в
определенных морях типа Азовского до 41-49 ‰ на разный участках Красного моря. Среднее значение солености принята равным 35 ‰ солей.
Среди растворенных преобладают хлориды, сульфаты и бикарбонаты
Na, Mg, Ca и K при доминировании хлоридов натрия. Среднее содержание
ионов, растворенных в морской воде показано в таблице 7. Суммарное количество солей, растворенных в водах всех морей и океанов составляет около
5*1016 т - около 50 тысяч миллиардов тонн.
Как видно из данных табл.7, концентрация главных солей в морской
воде далека от их пересыщения и выпадения из раствором. Лишь только в
отдельных заливах, систематически пополняемых морской водой и находящихся в сухом и жарком климате, содержание солей достигает состояния пересыщенных растворов и происходит осаждение и кристаллизация солей.
Не следует думать, что соленая морская вода представляет собой испарявшуюся на протяжении миллионов лет речную воду. Действительно, все
реки ежегодно переносят в Мировой океан около 4 млрд. т растворимых солей, но их состав, как показано в таблице 7, совсем иной. Среди анионов в
речных водах преобладают НСО3- и СО32-, которые в морской воде находятся
в наименьшем количестве. В то же время в морской воде больше чем в речной сульфатов в 200 раз, а хлоридов в 3000 раз.
Таблица 7
Ионы
Среднее содержание растворенных солей в речных
и морских водах
Отношение содерСреднее содержание ионов в водах, в
жания ионов в
мг/л
океанической воде
к их
содержанию в
речных
морских
речной воде
265
266
Анионы:
ClSO42HCO3-
6,4
12,0
58,5
19353,0
2701,0
143,0
3024
225
24
4,5
3,3
13,0
1,5
10764,0
1297,9
408,0
387,0
2392
393
31
258
Катионы:
Na+
Mg2+
Ca2+
K+
Замечательная геохимическая особенность воды морей и океанов заключается в том, что несмотря на колебания солености, соотношение главных ионов остается постоянным. Соотношение солей в морской воде является своего рода геохимической константой.
Формирование солевого состава Мирового океана - сложный и до сих
пор еще не до конца выясненный процесс. Важную роль в нем играли процессы дегазации мантии - вынос паров и газов вещества мантии. В главе
(стр.
) отмечалось, что вулканы находятся не только на суше. Тысячи вул-
канов обнаружены на дне океанов, которые выносят газообразные соединения серы, соляной кислоты, соединений фтора, брома, йода. Но главным
компонентом вулканических газов являются пары воды. По-видимому, в результате такого выноса паров воды и кислот из недр Земли и был образован
первичный океан. На протяжении длительного времени кислые воды выщелачивали катионы из минералов, слагавших вулканические горные породы, и
образовывали водорастворимые соли. В частности, соляная кислота превращалась в хлорид натрия и кислые воды первичного океана постепенно
трансформировались в соленые.
Важное значение в поддержании существующего солевого режима
Мирового океана имеет м а с с о о б м е н
солей
между
морем
266
267
и с у ш е й . В главе
(стр.
) рассматривалась роль ветра в образовании
континентальных аэрозолей. Не менее важную роль играет ветер в образовании морских аэрозолей: ветер захватывает брызги морских волн, которые
моментально высыхают, и превращаются в мельчайшие кристаллики солей,
становящихся ядрами аэрозолей. На протяжении года в тропосферу поступает около 5 млрд.т солей в виде морских аэрозолей. Большая часть их возвращается на поверхность морей и океанов, а оставшаяся часть переносится на
сушу, где выпадает с атмосферными осадками, а затем выносится с речным
стоком в систему Мирового океана. Аналогичный механизм действовал в
период существования первичного океана, а кислые дожди способствовали
выщелачиванию катионов из горных пород на суше и образованию солей.
Весьма важным фактором, влияющим на солевой состав Мирового
океана непосредственно и через регулирование газового режима, является
жизнедеятельность организмов, населяющих моря и океаны. Подробно это
будет рассмотрено ниже, здесь же отметим следующее. Появление на Земле
биогенного фотосинтеза, сопровождавшегося продуцированием мощного
окислителя - кислорода, способствовало окислению неокисленных или недоокисленных соединений серы и образованию сульфатов, основная часть которых осадилась в виде мощных толщ гипсов и ангидритов, а частично вошла в состав морских солей.
В результате совместного действия перечисленных факторов произошло глубокое преобразование состава воды первичного океана и сформировался его существующий солевой состав.
В заключении отметим еще одно принципиальное различие речных и
морских вод. В морской воде масса растворенных веществ значительно превышает массу тонких взвесей, в то время как в речных водах имеет место обратное соотношение.
267
268
Газовый режим морей и океанов. Газы, растворенные в воде Мирового океана, содержащиеся в соответствии с парциальным давлением газов,
образующих атмосферу. Она в основном состоит из азота (75,5 %), кислорода (23 %) и аргона (1,28 %). Эти газы соответственно растворены в морской
воде. В среднем в 1 г морской воды содержится: азота - 13 см3, кислорода от 2 до 8 см3, аргона - 0,32 см3.
Исключение составляет углекислый газ, которого в атмосфере всего
0,03 %, а в морской воде содержится больше кислорода. Это происходит потому, что этот газ при растворении вступает в химическое взаимодействие с
водой, образуя угольную кислоту:
CO2 + H2O
H2CO3
Угольная кислота как двухосновная диссоциирует ступенчато:
H2CO3
H+ + HCO3-
HCO3-
H+ + CO22-
По этой причине в морской воде растворяется собственно углекислого
газа 1 мг/л, а с продуктами диссоциации угольной кислоты его содержится
до 45-50 мг/л. По данным известного геохимика А.П.Виноградова в воде морей и океанов общее содержание молекул ионов CO2 + HCO32- + CO32- в 60
раз больше, чем в атмосфере.
Углекислый газ в большем количестве растворяется в холодных водах
приполярных районов. Охлаждаясь эти воды увеличивают свою плотность и
опускаются на глубину. Перемещаясь к экватору они постепенно нагреваются, поднимаются наверх и освобождаются от избытка СО2. По образному
выражению А.П.Виноградова «Океан действует как грандиозный насос, забирая СО2 из атмосферы в холодных областях и отдавая его в тропических
областях».1
1
Виноградов А.П. Введение в геохимию океана. - М.: Наука, 1967, - с.68.
268
269
Водная толща океана определенным образом стратифицирована, раслоена по глубине. В сомом поверхностном слое, куда проникают солнечные
лучи, активно развивается биогенный процесс фотосинтеза, сопровождающийся выделением кислорода. Этот слой буквально насыщен кислородом,
который не только растворяется в воде, то также выделяется в виде мелких
пузырьков. Перемешивание воды, вызванное волнениями на поверхности
распространяется глубже, но не более 200 м. Перенос кислорода в более глубокие слои океана осуществляют мощные течения.
Распределение температуры поверхностного слоя подчиняется географической зональности. В тропическом поясе температура круглый год постоянная, незначительно отклоняясь от 27-280С. В приполярных районах
температура зимой 1-20С, летом несколько повышается. В нижних слоях
океана температура постоянно низкая, в придонном слое - 1-30С.
Отмеченные закономерности распределения температуры воды на глубине нарушаются проявлениями подводного вулканизма вблизи активных
срединных хребтов и районов подводного вулканизма. Изливающиеся базальтовые лавы имеют температуру 1000-12000С. Вода проникает в базальты
и нагревается. В результате мощных гиротерм вода также нагревается, причем масса нагретой до 10-200С воды поднимается на большую высоту. Так
например, обнаружено, что «факел» подводных извержений в восточной
части Тихого океана в районе Галапагосской рифтовой зоны поднимается на
2-3 км над дном океана и распространяется в длину на десятки и сотни километров.
Еще более сильно меняется давление воды, возрастая на 1 кг/см2 с каждым метром глубины. Постепенное нарастание давления на глубине около
6 км обуславливает существенное изменение свойств воды и усиливает еѐ
растворяющую способность. В результате на указанной глубине, то-есть в
269
270
глубоководных желобах и впадинах растворяются карбонаты кальция и магния, которые в поверхностном слое океана практически нерастворимы.
Механическая работа морской воды. Энергия движущейся воды на
поверхности океана - ветровых вол, приливов и отливов, морских течений расходуется на разрушение берегов, перенос и отложение продуктов разрушения, выработку форм прибрежного рельефа. Особенно велика роль ветрового волнения. Высота волн во время сильных штормов может достигать 1520 м, а волнение проявляется до глубины 150-200 м. Катастрофический характер имеют волнения, вызываемые тропическими циклонами, и цунами огромные волны, возникающие от землетрясений, эпицентр которых находится на дне океана.
Механическое воздействие волн на берега называется
морской
а б р а з и е й (abrado, латинск. - соскабливание). В зависимости от морфологии берега, состава и строения слагающих его пород, выделяются два типа
берегов: п р и г л у б ы е, с крутым уклоном дна, с которого вода уносит обломочный материал, и о т м е л ы е, с пологим уклоном дна, на котором задерживаются и накапливаются продукты разрушения берега.
Наиболее интенсивно разрушаются приглубые берега. В результате
ударов волн в основании приглубого берега образуется в о л н о п р и б о й н а я н и ш а. Она углубляется до тех пор, пока нависающие над ней
породы не обрушиваются с образованием отвесного обрыва - к л и ф а (kliff,
немецк. - обрыв). В некоторых местах, где берег сложен известняками различной прочности, волноприбойная ниша может сильно углубиться под нависающую толщу в которой образуются карстовые воронки. Сквозь воронки
можно видеть морскую воду, заливающую во время приливов волноприбойную нишу. Такие формы рельефа получили название м о р с к о г о к а р с т а . Особенно живописно они выглядят на полуострове Икакос на Кубе.
270
271
Постепенно береговой уступ под длительным воздействием ударов
морских волн отступает и образуется а б р а з и о н н а я
б е н ч (bench, англ. -
терраса -
). Часть обломочного материала уносится за преде-
лы бенча и входит в состав а к к у м у л я т и в н о й т е р р а с ы , а часть откладывается приливами перед береговым обрывом, образуя п л я ж
(рис.106).
На отмелых берегах абразионные процессы слабо проявляются. Здесь
характерны процессы переотложения рыхлого обломочного материала на
пологом откосе морского дна и образование пляжей.
В зависимости от конфигурации береговой линии и направления ветра,
вызывающего морские волны, обломочный материал перемещается вдоль
берега, образуя отмели, песчаные косы, расположенные под углом к берегу,
и б а р ы (bar, англ. - преграда) - крупные валообразные аккумулятивные
формы, протягивающиеся вдоль берега.
Живые организмы океана и их группировка по условиям местообитания. Хотя по количеству видов живых организмов океан и уступает
суше, но органический мир морей и океанов весьма разнообразен и представлен более чем 300 тысяч видов. По отношению к среде существования морской воде - все население морей и океанов делится на две группы. Большая часть морских животных и растений может жить лишь в соленой морской воде. Они образуют группу с т е н о г а л и н н ы х организмов (stenos,
греческ. - узкий; hals - соль). Меньшая часть, в частности рыбы, а также некоторые водоросли, входят в группу э в р и г а л и н н ы х (eurys, греческ. широкий) организмов, способных существовать как в морской, так и пресной
речной воде.
В зависимости от условий местообитания морские организмы подразделяются на три большие группы: п л а н к т о н ы х (plankton, греческ. - блуждающее), б е н т о с н ы х (benthos, греческ. - глубина) и н е к т о н н ы х
271
272
(nekton, греческ. - плавающее). Планктонные организмы (планктон) населяют
самый верхний слой океана. Они неспособны самостоятельно перемещаться
и переносятся водой. К ним относятся многочисленные одноклеточные животные организмы (зоопланктон): ф о р а м и н и ф е р ы, имеющие крошечные раковины, построенные из карбонатов кальция и магния; р а д и о л я р и и, обладающие сложным высокосимметричным опаловым скелетом. В
планктоне присутствуют также мелкие беспозвоночные. Значительную часть
планктона составляют фотосинтезирующие организмы (фитопланктон),
представленные преимущественно одноклеточными водорослями, в том числе д и а т о м о в ы м и, имеющими опаловые панцири.
В поверхностном слое океана содержится огромное количество планктонных организмов, которые составляют более 80% биомассы Мирового
океана и в процессе своей жизнедеятельности осуществляют весьма важную
геологическую и геохимическую работу.
В группу бентосных организмов (бентос) объединяются организмы,
обитающие на дне или в придонной части моря. Среди бентосных организмов выделяют п р и к р е п л е н н ы й
б е н т о с, к которым относятся
крупные водоросли (ламинарии, фукусы и др.), а из животных - кораллы,
мшанки, губки, многие моллюски, и организмы, передвигающиеся по дну:
крабы, морские ежи, отдельные моллюски.
Перечисленные животные в основном являются обитателями не слишком больших глубин. Бентосные животные, существующие в условиях ложа
океана и глубоководных впадин при полном отсутствии света, постоянной
низкой температуре и высоком гидростатическом давлении, представлены
совершенно особыми формами, как, например, гигантскими червями - илоедами, обнаруженными в глубоководной калифорнийской впадине.
Нектонные организмы (нектон) представлены животными, свободно
плавающими в воде. К этой группе прежде всего относятся рыбы, водные
272
273
млекопитающие (дельфины, киты), а также кишечнополостные (кольмары,
спруты). Среди представителей нектона также можно выделить глубоководных животных, в частности глубоководных рыб, которые не могут жить в
верхних слоях океана и имеют эволюционно выработанные приспособления
для существования на большой глубине.
Геологическая и геохимическая работа живых организмов. Замечательный русский ученый В.И.Вернадский еще в 1921 г показал, что главным
фактором поддержания и направленного изменения химического состава
океана является жизнедеятельность населяющих его организмов. Выше отмечалось (стр.
), что концентрация растворенных в морской воде химиче-
ских соединений настолько мала, что по законом химии эти соединения не
могут выпадать в осадок. Тем не менее в морях и океанах осаждаются огромные массы карбонатов кальция и магния, оксидов кремния, а также фосфатов кальция и других соединений. Это происходит благодаря живым организмам океана, которые в процессе своей жизнедеятельности захватывают
необходимые им вещества, переводят их из растворенного в нерастворимое
состояние, а после отмирания выводят в осадок.
Чем меньше организм, тем более краток его жизненный цикл, тем
больше его многочисленных поколений и, следовательно, тем большая масса
продуктов их отмирания поступает в осадок.
В этом процессе особенно эффективна роль о р г а н и з м о в
-
ф и л ь т р а т о р о в. Непрерывно пропуская сквозь себя морскую воду, они
отфильтровывают все содержащиеся в ней вещества и необходимые из них
используют для построения скелета и мягких тканей. Организмов - фильтраторов много среди бентосных форм, но особенно велико значение фильтраторов планктона.
Основу органического мира океана образуют п р о д у ц е н т ы - фотосинтезирующие организмы, использующие энергию солнечных лучей для
273
274
фотосинтеза первичного органического вещества, энергия которого необходима для о р г а н и з м о в - к о н с у м е н т о в, не могущих непосредственно использовать световую энергию. Масса фотосинтезирующих организмов планктона среди которых главными являются диатомовые водоросли,
составляет около 0,2*109 т сухого органического вещества, примерно 50%
этой массы образует оксид кремния (опал). Срок жизни диатомей около суток. На протяжении года сменяется около 370 поколений. Нетрудно представить какое огромное количество кремния извлекается ими из воды Мирового
океана и поступает в осадки.
Другие планктонные организмы извлекают путем б и о ф и л ь т р а ц и и еще большие массы карбонатов кальция и магния, которые идут на построение их скелетов и раковинок, а после отмирания аккумулируются в
осадках.
Этим не ограничивается работа планктонных биофильтраторов. Они
отфильтровывают тонкие взвеси твердого вещества и выделяют их в виде
более крупных комочков - п е л л е т о в, способствуя быстрейшему осаждению на дно.
По данным А.П.Лисицина ежегодная продукция планктона (то-есть
масса планктонных организмов, образовавшихся на протяжении года) во
много раз превышает огромную массу веществ, поступающих в океан с речным стоком, вулканическими выбросами и эоловой пылью.
Осадкообразование в морях и океана. Один из главных результатов
разнообразных процессов, совершающихся в системе Мирового океана - накопление осадков, из которых затем образуются осадочные горные породы.
Наука, изучающая образование осадков, превращение их в осадочные горные
породы, строение, состав и свойства этих пород называется ли т о л о г и е й .
Осадкообразование или седиментогенез (sedimentum, латинск. - осадок) происходит разными путями. Главным источником поступления оса-
274
275
дочного материала являются горные породы и продукты их гипергенного
преобразования, вещества которых выносятся реками, ветром и ледниками.
Основная масса осадочного материала поступает в виде твердых частиц разного размера (обломков горных пород и минералов) и лишь примерно 1/8
общей массы в растворенном состоянии. Небольшое количество твердых
частиц поступает в осадки также в результате абразионных процессов, вулканических извержений и осаждения космической пыли.
По данным известного российского литолога А.П.Лисицина общий баланс осадочного материала, разными путями поступающего в систему Мирового океана на протяжении года, имеет следующую структуру:
Твердый сток рек
Ледниковый сток
18,53 млрд.т
1,5
Эоловый материал
1,6
Абразия берегов и дна
0,5
Сток растворенных веществ
3,2
Всего:
25,33 млрд.т
Образование большей части осадков происходит в результате сложного взаимодействия биологических, физико-химических и механических процессов. Поэтому осадки следует группировать по составу и обстановкам их
накопления.
Осаждение поступивших в морской бассейн веществ происходит не
равномерно по всей акватории, а определенным образом в разных обстановках. Эти обстановки в значительной мере определяются морфологией дна
океана (см. стр.
) и поэтому существуют зоны закономерно, циркумконти-
нентально сменяющие одна другую от берега к ложу океана. Таким образом,
каждому морфологическому элементу дна соответствуют определенные условия и им соответсвующие осадки.
Выделяют следующие зоны осадконакопления.
275
276
Прибрежная зона, покрываемая водой во время приливов и осушаемая
в отливы, называется литоралью (litoralis, латинск. - берег). Для литоральной зоны характерно динамичность и разнообразие условий, что отражается
на пестроте осадков. Участки, покрытые илистыми осадками на небольшом
расстоянии сменяются скоплениями песка, гальки и валунов. Помимо терригенного (terra, латинск. - земля, суша) материала (обломков горных пород
и минералов), могут образовываться обильные аккумуляции обломков раковин. Некоторые пляжи целиком состоят из ракушнякового детритуса
(detritus, латинск. - перетертый). В значительном количестве накапливаются
отмершие водоросли.
Ширина литоральной зоны и состав осадков регулируются типом берегов. На отмелых берегах ширина литорали имеет значительные размеры
(сотни метров). Здесь развиты песчаные пляжи: на защищенных от волн участках откладываются илы, часто образуются валы из водорослей и разбитых
раковин. На приглубых берегах ширина литорали ограничена несколькими
метрами, осадки состоят из гальки, гравия, крупных валунов.
На побережьях тропических морей для литоральной зоны характерны
з а р о с л и м а н г р о в , которые произрастают как на илистых отложениях, так и на абразионных террасах выработанных на рифовых известняках
Неритовая или мелководная зона (с у б л и т о р а л ь ). Эта обширная
зона занимает область шельфа и простирается до глубины 150-200 м. В силу
того, что ветровое волнение распространяется практически на всю указанную толщу воды, обломочный материал в этой области поддвергается сортировке по своим размерам. Ближе к берегу располагаются относительно более
крупные песчаные частицы, а по мере удаления от береговой линии размеры
частиц уменьшаюются и песчаные частицы сменяются илистыми. Наряду с
отмеченной закономерностью, в отдельных местах в зависимости от направленности ветровых волн, рельефа дна, морских течений образуются крупные
276
277
песчаные б а н к и (bank, англ -
) - отмели, к которым часто приурочены ко-
лонии устриц. Для шельфа также типичны осадки из целых и раздробленных
раковин моллюсков - р а к у ш н я к и. Наиболее значительные аккумуляции
ракушняков на шельфе находятся в аридных областях тропического пояса.
На участках перехода от шельфа к контитентальному склону и в верхней части последнего откладываются тонкопесчаные осадки с примесью
г л а у к о н и т а - слюдоподобного минерала зеленого цвета. Здесь же образуются скопления фосфатов кальция - ф о с ф о р и т о в . Процесс преобразования происходит следующим образом. Фосфор входит в состав животных
белков и при их разрушении и доступе кислорода образует фосфат-ион. Разложение органических остатков наиболее энергично происходит на глубине
350-1000 м, где морские воды обогащаются СО2 и РО43-. Поднимаясь с восходящими течениями вода поступает в зону шельфа, где по причине уменьшения давления уменьшается содержание СО2, а ионыы кальция соединяются с фосфат-ионами и происходит выпадение фосфата кальция. В дальнейшем в результате процессов диагенеза образуются конкреции скрытокристаллического апатита - так называемые фосфориты.
Специфические осадки образуются в заливах, отшнурованных косами
или перемычками от моря, в которые морская вода поступает ограниченно. В
этих условиях происходит кристаллизация и осаждение водорастворимых
солей. Известным примером современного образования солевых осадков
служит залив Каспийского моря - Карабугаз, находящийся в крайне аридных
климатических условиях закаспийских пустынь. Осаждение солей также
происходит в системе мелких водоемов Сиваша - залива Азовского моря, отделенного крупной песчаной перемычкой - Арабатской стрелкой, в который
морская вода поступает лишь в сезоны осенних ветров, нагоняющих воду из
моря. Аналогичным образом в геологическом прошлом были образованы за-
277
278
лежи каменной и калийной солей в Приаралье (Соликамск), на юге Польши
(Величка и др.), в Германии (Стассфурт), США (Пенсильвания).
Совершенно особая обстановка, исключительно важная для осадкообразования во всей системе Мирового океана сложилась в эстуариях и приустьевых участках моря, где происходит встреча пресных речных вод, несущих
растворенные вещества и взвеси мелкообломочного материала, с соленой
морской водой.
Во-первых, резкое изменение скорости речного потока при его впадении в море влечет за собой выпадение относительно крупных обломочных
частиц. Во-вторых, изменение щелочно-кислотных свойств (величины рН)
речных вод при смешивании их с морскими вызывает коагуляцию тонких
взвесей твердых терригенных частиц и коллоидных растворов органических
соединений и оксидов железа, которые в большом количестве содержатся в
речных водах. Скоагулированные сгустки этих веществ не только сами осаждаются, но одновременно увлекают в осадок тяжелые металлы и другие
рассеянные химические элементы, которые переносились в речной воде в
рассеянном состоянии.
Как
показали
исследования
В.В.Гордеева,
Л.Л.Дѐминой
и
А..П.Лисицина, на контакте река - море выпадает до 90-95% терригенного
взвешенного материала, а вместе с ними (около 80%) мигрирующих марганца, цинка, никеля, кобальта, меди и других элементов. С самолета хорошо
видно как быстро «растворяются» в прозрачной морской воде мутная вода
даже таких мощных горных рек, как Терек, несущих огромное количество
взвесе.
Процессы происходящие в приустьевых участках морей, принципиально изменяют состав воды в морской воде не только становится меньше
всяких примесей, которые были выведены в осадок на контакте река - море,
но изменяется соотношение растворимых веществ и твердых взвесей в поль-
278
279
зу растворимых веществ. Эстуарии и приустьевые участки моря, а также в
какой-то мере весь шельф в целом играют роль «г е о х и м и ч е с к и х
л о в у ш е к » для выносимых с суши тяжелых металлов и растворимых органических веществ.
Высокая концентрация различных веществ, в том числе необходимых
для живых организмов в эстуариях и авандельтах обуславливают обильный и
разнообразный органический мир, образование, пользуясь выражением
В.И.Вернадского, «с г у щ е н и й ж и з н и ».
Особое положение среди биогенных образований океана занимают коралловые рифы, сложеные карбонатными скелетами кораллов, мшанок, раковинами моллюсков и сцементированные скоплениями известковой водоросли.
Колонии коралловых полипов образуются на глубине от 1-2 м до 50-70
м. Условием их существования является теплая (23-260С) прозрачная морская вода нормальной солености, без замутняющих взвесей. Даже небольшое
замутнение стекающей с берега дождевой водой, равно как опреснение приводит к гибели коралловых полипов. Образование колоний коралловых полипов в настоящее время практически ограничено тропиками.
Коралловые рифы впервые были изучены Ч.Дарвином во время его
кругосветного плавания на корабле «Бигль». Он выделил три типа рифов.
Береговые или окаймляющие рифы образуются на дне в непосредственной
близости от берега. Барьерные рифы - мощные сооружения, простирающиеся параллельно берегу и отделенные от него мелководным заливом - вытянутой лагуной. Наиболее оригинальны к о л ь ц е в ы е р и ф ы или а т о л л ы, распространенные в центральных частях Тихого и Индийского океанов.
Внутри кольца рифов находится л а г у н а, сообщающаяся с морем. Атолл
имеет форму массивной башни с отвесными стенами, уходящими на большую глубину. Образование атоллов связано с постепенным погружением
279
280
выступов океанического дна, возможно - вулканов, как предполагал
Ч.Дарвин (рис.
). Мощность рифовых известняков на атоллах весьма зна-
чительна и по данным бурения может превышать 1 км.
Поверхность атоллов выступает на 1,5-2 м над уровнем океана и представляет собой абразионную платформу, покрытую коралловым песком. В
кавернах рифовых известняков содержится соленая морская вода, на которой
«плавает» более легкая пресная дождевая вода, находящаяся в песке. Атоллы
являются настоящим оазисом в безжизненной пустыне океана. В зарослях
кустарников и кокосовых пальм гнездятся колонии птиц, в рифах ниже
уровня моря воды насыщенны многочисленными обитателями моря, на абразионной приливно-отливной платформе растут экзотические мангровые деревья, получающие элементы минерального питания не из почвы, а из морской воды.
За пределами континентального склона отлагаются глубоководные или
батиальные осадки. На большей части ложа океана залегают специфические глубоководные океанические илы. Они представлены либо и з вестковыми
и л а м и светлосерого цвета, либо синевато-серыми
г л и н и с т ы м и и л а м и, в основном состоящими из высокодисперсных
глинистых терригенных частиц с незначительной примесью мелких обломочных зерен кварца, явно занесенных в пределы акватории ветром. Цвет
этих илов обусловлен недостатком свободного кислорода на дне океана
вследствии чего железо в них присутсвует в двухвалентной форме. Терригенное происхождение глинистых частиц не вызывает сомнения, но ранее
литологи предполагали, что все они поступили с речным стоком. После обнаружения процесса тотального осаждения взвешенных твердых частиц на
контакте река-море, ученые склоняются к мнению о том, что не менее половины этого материала также принесено ветром.
280
281
Ранее также предполагали, что океанические илы формировались путем непосредственного осаждения высокодисперсных частиц. Но оказалось,
что столь мелкие частицы не могут достигнуть дна за то время, на протяжении которого накапливались илистые осадки. Следовательно, что-то должно
способствовать их более быстрому осаждению. Исследованиями ученых
многих стран было обнаружено, что планктонные организмы - фильтраторы
отфильтровывают неужные вещества и выделяют их в виде пеллетов - комочков размером от 0,01 до 1 мм. По причине того, что величина комочков в
сотни и тысячи раз превышает размеры высокодисперсных глинистых частиц, они соответственно быстрее осаждаются на дно. Таким образом, хотя
глинистые глубоководные илы и состоят преимущественно из терригенных
частиц, но имеют биогенное происхождение.
Биогенное образование известковых илов и ранее не вызывало сомнения, так как в их составе присутствуют панцири и скорлупки планктонных
организмов. Среди известковых органических илов выделяют по составу
слагающих их отмерших организмов фораминиферовые, птероподовые и т.п.
Для батиальных осадков особенно типичны г л о б и г е р и н о в ы е и л ы,
состоящие из мелких раковин глобигерин и их обломков, также агрегированных в пелеты.
Среди
глубоководных
морские
отложения
осадков
выделяются
гляциально-
а й с б е р г о в, распространенные в рай-
онах, окружающих Антарктиду. Они отличаются наличием крупных обломков и плохой сортированностью.
На составе океанических илов сказывается климатическая зональность:
в холодных областях преобладают кремнистые илы, в тропических - известковые.
Наиболее глубоководные - а б и с с а л ь н ы е (abissos,,греческ. - бездонный) осадки залегают на глубинах более 4500-5000 м. Как уже упомина-
281
282
лось ниже указанной глубины вода усиливает свою растворяющую способность. вследствие чего карбонатные пеллеты растворяются и известковые
илы среди наиболее глубоководных осадков отсутствуют. Здесь распространенными осадками являются радиоляриевые илы и так назваемая красная
глубоководная глина.
Радиоляриевые илы состоят из опаловых скелетов радиолярий - микроскопических планктонных животных - с примесью скорлупок диатомей и
высокодисперсных частиц. Красная глубоководная глина имеет разнообразный полигенный состав и сложена высокодисперсными частицами вулканических выбросов, глинистых минералов и гидроксидов железа. Характерной
примесью наиболее глубоководных осадков являются «к о с м и ч е с к и е
ш а р и к и », состоящие либо из силикатного стекла ультраосновного состава, либо из никелистого железа. Размер шариков от нескольких тысячных
долей мм до 0,5 мм. По-видимому, шарики представляют собой застывшие
брызги мелких метеоритов, разбившихся и расплавившихся при вхождении в
атмосферу Земли.
В таблице 8 приведены данные о химическом составе главных типов
океанических илов.
Таблица 8
Химический состав океанических осадков
(по С.Эл-Векил и Дж.Райли)
Компоненты
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Океанические илы
терригенные известковые
52,92
18,84
0,81
0,29
15,73
6,09
5,04
2,55
1,92
0,46
0,33
0,19
3,82
1,98
4,68
35,61
кремнистые
62,80
0,66
13,21
4,92
1,15
0,14
3,02
1,47
Красные глубоководные
глины
54,22
0,81
16,10
6,99
0,85
0,63
3,42
3,33
282
283
Na2O
K2O
P2O5
Cорганически
1,59
3,09
0,08
0,30
0,70
1,03
0,11
0,28
1,52
2,70
0,16
0,26
1,28
2,85
0,21
0,22
3,35
6,34
100,00
28,90
2,97
100,00
1,08
6,91
100,000
2,45
6,64
100,00
й
CO2
H2O+
Сумма
Огромные пространства океанического ложа, особенно в Тихом и Индийском океанах покрыты железомарганцевыми конкрециями (рис.108).
Они имеют округлую, уплощенную, иногда очень неправильную форму. Их
размеры сильно колеблются: от десятых долей мм до 1-2 м, наиболее часто
встречаются конкреции. Конкреции образуются быстрее чем происходит накопление красных глубоководных глин. Помимо железа и марганца в конкрециях концентрируются никель, кобальт, медь и другие металлы. Таким
образом, океанические железомарганцевые конкреции - ценная комплексаня
руда.
В некоторых местах конкреции покрывают 50% поверхности дна и их
содержание достигает 40 кг на 1 м2. В США и Японии проводятся экспериментальные работы по добыче конкреций со дна океана и уже в середине 70х гг были получены первые миллионы тонн.
Важной частью осадков ложа океана являются осадки эндогенного
происхождения, вынесенные подводными вулканическими извержениями и
гидротермами. С последними связны «металлоносные осадки», содержащие более 10% оксидов железа. При выходе гидротерм придонные воды
обогащаются взвесями оксидов железа, а также марганцем, медью, цинком и
другими металлами. Осаждаясь, железооксидные взвеси обогащают океанические осадки указанными металлами. Металлоносные осадки приурочены к
активным хребтам и расколам базальтового ложа океана. По данным
283
284
А.П.Лисицина гидротермы поставляют в океан более 2/3 всей ежегодно поступающих массы железа и марганца.
Диагенез (dia, греческ. - пере; genesis - возникновение, образование)
осадков. Свежеотложенные осадки населяются огромным количеством бактерий. В процессе своей жизнедеятельности они изменяют физикохимические условия среды. При этом меняется состав газовой фазы. Постепенно уменьшается содержание свободного кислорода и за счет разложения
органического вещества увеличивается содержание аммиака, метана, углекислого газа и других газов. Необходимый им кислород специализированные
бактерии извлекают из химических соединений - вначале из гидроксидов
железа и марганца. Это сопровождается образованием различных минералов,
в состав которых входит неполностью окисленное двухвалентное железо.
Так как одновременно микроорганизмы выделяют СО2, то возникают карбонаты двухвалентного железа и марганца (сидерит, анкерит, родохрозит). При
наличии фосфорной кислоты образуются фосфаты двухвалентного железа
(вивианит). В определенных условиях возникают глауконит и железистые
хлориты. Образование карбонатов кальция способствует щелочности иловых
растворов. Это приводит к перераспределению опала и образованию окремнелых участков и кремнистых конкреций.
В дальнейшем бактерии для получения кислорода начинают разрушать
малостойкие минералы, в частности, сульфаты. При этом происходит возникновение сероводорода и физико-химические условия приобретают ясно
выраженный восстановительный характер. Образуются сульфиды железа, а
при отсутствии перемешивания слоев воды может начаться сероводородное
заражение бассейна.
В результате процесса диагенеза из осадков образуются осадочные
горные породы, которые отличаются от исходных осадков минералогическими изменениями. Осадки уплотняются, в них происходит перераспреде-
284
285
ление вещества, образуются различные конкреции. Вместе с тем происходит
цементация рыхлых осадков. Обычно новообразованные минералы, которые
цементируют обломочные зерна, представлены карбонатами (кальцит, доломит, сидерит), гидроксидами железа (гидрогѐтит, реже гидрогематит), опалом и халцедоном.
В дальнейшем, по мере увеличения давления от новых и новых осадков, происходит окаменение пород. Породы теряют воду, уменьшается объем пор, местами происходит перекристаллизация отдельных минералов. Органические остатки в зависимости от их исходного состава и биохимических
процессов превращаются в каменный уголь или углеводороды.
Контрольные вопросы к самостоятельной
работе студентов
1. Какие существуют главные морфологические элементы дна Мирового
океана?
2. Назовите характерные элементы рельефа ложа океанов.
3. В каких пределах изменяется соленость морской воды в разных морях и
океанах. Меняется ли при этом соотношение солей?
4. Под влиянием каких факторов сформировался химический состав воды
Мирового океана? Какова роль организмов-фильтраторов?
5. В чем заключается разрушительная работа моря? Каково строение двух
типов морских берегов?
6. Расскажите о геохимической стратификации Черного моря.
7. Чем замечателен поверхностный (планктонный) слой океана и чем обусловлена его толщина?
8. Назовите группы морских организмов, разделяемые оп условиям местообитания. Какие организмы составляют подавляющую часть биомассы
океана?
9. Какие процессы обеспечивают накопление осадков в океане?
285
286
10.Какое количество обломочного материала и растворимых веществ поступает ежегодно с Мировой океан с суши? Какую роль в распределении
терригенных осадков играют эстуарии и прирусловые участки шельфа?
11.Какие выделяются зоны осадконакопления в океане и какие типы осадков
характерны для каждой зоны?
12.Как планктонные организмы способствуют осадконакоплению на ложе
океана? Почему среди осадков глубоководных впадин отсутствуют известковые илы?
13.Как образуются коралловые рифы и кем это впервые изучено?
14.Как сказывается влияние подводного вулканизма на осадконакопление в
океане?
Глава XV ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
Особенности состава и строения осадочных горных пород. Исходя из
того, что отложение осадков происходит главным образом благодаря механическим, химическим и биологическим процессам, осадочные горные породы разделяли на механогенные, хемогенные и биогенные. Условность такого разделения очевидна. Трудно обнаружить породы, целиком и полностью образованные в результате какого-либо процесса. Более правильно
группировать их по составу. В настоящее время выделяют следующие основные группы осадочных пород: обломочные, глинистые и породы, возникшие в результате биологических и химических процессов. Такое подразделение также имеет условный характер, так как обломочные горные породы
в процессе диагенеза подвергаются воздействию разнообразных биологических и химических процессов, которые оставляют следы в виде определенных минералов и отражаются на строении этих пород. Однако как рабочая
схема разделение осадочных пород на три группы удобно, и им обычно
пользуются.
286
287
Осадочные породы в целом занимают скромное место в земной коре,
составляя около 8% ее объема. При этом на долю обломочных пород приходится 1,7%, на глинистые сланцы и глины - 4,2% и на органогенные и хемогенные (главным образом карбонатные) породы - 2%.
Основная масса осадочных образований сосредоточена на континентах
и их подводных окраинах. На дне океанов находится не более трети всего
объема осадочных пород и осадков. Распределение осадочных пород в пределах материков также неравномерно: примерно 3/4 всех осадочных пород
приурочено к древним геосинклинальным областям.
Осадочные породы имеют разнообразное строение. Чертой, свойственной большей части этих пород, является слоистость, которая отражает
неравномерный процесс накопления осадка. Однако некоторые осадочные
породы в силу своего происхождения лишены слоистости (например, коралловые известняки) или утратили ее в результате диагенеза.
Определение текстуры и структуры в осадочных породах часто вызывает большие затруднения. Наиболее простым случаем является строение
некоторых обломочных пород, структура которых определяется величиной
обломков, а текстура - различными видами слоистости. Однако в осадочных
породах часто имеются разнообразные образования, возникновение которых
связано с различными стадиями литогенеза. Например, при характеристике
песчаника надо отметить не только структуру обломочной части, сложившуюся в результате осадконакопления, но и структуру цемента, который
возник при диагенезе. Более подробные сведения о структуре и текстуре
осадочных пород приводятся при характеристике их главнейших типов.
ГЛАВНЕЙШИЕ ТИПЫ ОСАДОЧНЫХ ГОРНЫХ ПОРОД
Обломочные породы. Эти породы образуют немногим более 20%
всей массы осадочных пород. Они в первую очередь разделяются по струк-
287
288
туре, т.е. по величине слагающих их обломков. Выделяются четыре группы
структур обломочных пород: псефитовые, псаммитовые, алевритовые и глинистые. Грубые, или п с е ф и т о в ы е, обломки (psephos, греческ. - камешек) имеют величину более 1 мм; песчаные, или п с а м м и т о в ы е, зерна
(psammos, греческ. - песок) - 1,0-0,1 мм; а л е в р и т о в ы е зерна (aleuros,
греческ. - мука) - от 0,1 до 0,01 мм. Частицы, имеющие величину менее 0,001
мм, относят к группе тонкодисперсных. Выделяют также группу п е л и т о в ы х частиц (pelos, греческ. - глина) с величиной обломков от 0,0010,005 до 0,01 мм. Кроме хорошо отсортированных пород, встречаются смешанные, или разнозернистые, породы, в составе которых присутствуют обломки разной величины.
Таким породам дается двойное или тройное название, например глинистые пески, глинисто-алевритовые пески и т.п.
Обломочные породы подразделяются также по наличию или отсутствию цемента на рыхлые и сцементированные. Рыхлые породы, сложенные
обломками величиной 0,1-2 мм, называются п е с к а м и, а сцементированные - п е с ч а н и к а м и. Б р е к ч и е й называется грубообломочная порода, состоящая из сцементированных остроугольных обломков, а к о н г л о м е р а т о м - из скатанных обломков. Дальнейшее разделение различных групп обломочных пород проводят с учетом других признаков.
Грубообломочные породы подразделяют по форме (степени окатанности) обломков. Схема разделения этих пород приведена в таблице 9.
Таблица 9
Классификация грубообломочных пород
Размер обломков,
составляющих
более 50 %
породы, см
Крупнее 10
Породы
рыхлые
угловатые
окатанные
обломки
обломки
глыбы
валунник
сцементированные
угловатые
окатанные
обломки
обломки
288
289
1-10
0,1-1
щебень
дресвянник
галечник
гравийник
брекчия
конгломерат
По составу обломочной части пески и песчаники подразделяют на
мономинеральные
(обычно кварцевые), о л и г о м и к т о в ы е
(кварцевые с примесью полевых шпатов) и п о л и м и к т о в ы е. Среди последних выделяют а р к о з ы, состоящие главным образом из обломков калиевых полевых шпатов и кварца, и г р а у в а к к и, сложенные обломками
основных эффузивов, плагиоклазов, амфиболов, пироксенов и др.
Рыхлые осадочные породы, сложенные преимущественно алевритовыми частицами, называются а л е в р и т а м и, плотные - а л е в р о л и т а м и. По своему минеральному составу алевриты близки к пескам, но
отличаются от них своими физико-механическими свойствами и внешним
видом.
По соотношению обломков и цементирующего вещества выделяют четыре наиболее распространенных типа цемента: базальный, поровый, пленочный и контактный. Б а з а л ь н ы й
ц е м е н т составляет основную
массу породы, в которой как бы взвешены обломочные частицы, не соприкасающиеся друг с другом (рис.109). П о р о в ы й ц е м е н т полностью заполняет пространство между плотно расположенными обломками. Пленочный тип характеризуется тем, что цемент образует тонкие пленки на обломочных зернах и таким образом скрепляет их между собой. В случае к о н т а к т о в о г о т и п а цементирующего вещества очень мало, цемента не
хватает на сплошные пленки, полностью покрывающие всю поверхность зерен. Пленки цементирующего вещества имеются лишь на участках соприкосновения (контакта) обломочных частиц.
Вещество цемента также имеет определенное строение. В первую очередь следует различать к р и с т а л л и ч е с к и й, ск р ы т о к р и с т а л л и ч е с к и й и а м о р ф н ы й ц е м е н т ы. Дальнейшее разделение про289
290
водится по характеру образования цемента. Например, выделяют цемент обрастания, коррозионный, регенерационный и т.п. Ц е м е н т о б р а с т а н и я возникает, когда цементирующее вещество нарастает в виде постепенно утолщающейся пленки на поверхности обломочных частиц. К о р р о з и о н н ы й ц е м е н т, как показывает название, образуется при разъедании (коррозии) обломочных зерен цементирующим веществом. Образование
р е г е н е р а ц и о н н о г о ц е м е н т а связано с постепенным разрастанием обломочных зерен в процессе эпигенеза. При этом перовое пространство почти нацело заполняют разросшиеся минералы. Цемент обломочных пород различают также по составу. В качестве цементирующего вещества наиболее распространены оксиды железа (гѐтит и гематит), гипс, кальцит и Другие карбонаты, опал, халцедон.
Текстуры обломочных пород не менее разнообразны, чем их структуры. Существуют текстуры первичные, которые возникли в процессе накопления осадка. Таковы разнообразные типы слоистых текстур. Среди них выделяют п а р а л л е л ь н о - с л о и с т ы е, к о с о с л о и с т ы е, в о л н и с т о - с л о и с т ы е. Значительная часть обломочных пород лишена слоистости. В этом случае говорят о н е с л о и с т о й т е к с т у р е.
Слоистость характеризует сложение породы внутри пласта. Но есть
текстурные признаки, характеризующие границы пластов, т.е. поверхности
напластования обломочных пород. Примерами их могут служить следы волновой или эоловой ряби, отпечатки капель дождя и следов животных и т.п.
Среди обломочных пород преобладают пески, песчаники и песчаноалевритовые породы. Их минеральный состав зависит от геологического положения и состава исходных пород.
Мономинеральные и олигомиктовые пески возникают при размыве и
переотложении продуктов выветривания кварцсодержащих горных пород.
Аркозы образуются при разрушении магматических и метаморфических по-
290
291
род кислого состава - гранитов, гнейсов. Граувакки обычно формируются в
результате размыва эффузивных пород основного состава.
Глинистые породы. Представители этой группы пород самые распространенные среди осадочных образований. Однако, несмотря на то что более
50% от массы всех осадочных пород приходится на долю глинистых, нет установившегося мнения относительно того, какие горные породы относятся к
этой группе. Некоторые исследователи относят к глинам все породы, сложенные частицами меньше 0,01 мм (называемые п е л и т а м и). С этим
нельзя согласиться, так как среди частиц меньше 0,01 мм присутствуют две
резко отличающиеся между собой группы минералов: тонкодисперсные частицы величиной менее 0,001 мм, представленные главным образом глинистыми минералами, и очень мелкие обломки тех же минералов, которые слагают алевриты.
Более правильно отнесение к глинам мелкообломочных пород, содержащих свыше 30% тонкодисперсных частиц. Породы, содержащие тонкодисперсные частицы в меньшем количестве, могут рассматриваться как
смешанные (глинистые пески, глинистые алевролиты). Глины разделяют по
составу тонкодисперсных минералов. Выделяют каолинитовые, галлуазитовые, гидрослюдистые, монтмориллонитовые и другие глины.
Глинистые породы имеют различный цвет в зависимости от слагающих их минералов или примесей. Каолинитовые и галлуазитовые глины белые, зеленый цвет обусловлен присутствием хлоритов или нонтронита, красный - примесью гидроксидов железа. Глины, уплотненные в процессе катагенеза, называются аргиллитами.
Как показывают данные таблицы 10, химический состав глинистых
пород близок к составу терригенных илов.
291
292
Таблица 10
Химический состав глин и глинистых сланцев, %
(по А.Б.Ронову и А.А.Ярошевскому)
Компоненты
Глины платформ
Глины и глинистые
сланцы геосинклиналей
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
55,09
0,86
16,30
4,17
1,87
0,05
2,46
4,75
0,75
3,01
0,11
0,99
3,92
0,43
5,16
9,92
55,76
0,71
17,56
3,61
3,35
0,08
2,52
4,08
1,27
2,76
0,15
0,78
2,80
0,11
4,37
99,91
C органическое
CO2
SO3
H2O
Сумма
Глинистые породы находят разнообразное применение в народном хозяйстве. Из гидрослюдистых глин изготовляют кирпичи и другие строительные материалы, трубы. Монтмориллонитовые глины применяют в химической и текстильной промышленности в качестве адсорбентов (отбеливающие
глины). Каолинитовые глины (каолины) используют для выработки разнообразных огнеупорных материалов и для фаянсово-фарфорового производства,
а также при производстве писчей бумаги.
Карбонатные породы. Эти породы очень широко распространены и
составляют около 20% от массы всех осадочных пород. Среди них выделяют
292
293
и з в е с т н я к и, состоящие главным образом из кальцита, и д о л о м и т ы, а также переходные разновидности - доломитовые известняки и известковые доломиты. Благодаря примеси обломочного материала образуются алевритовые, песчаные, гравийные и галечниковые известняки и доломиты. Особенно характерна для карбонатных пород примесь глинистого и
алевритового материала. Известняк, содержащий 25 - 50% примеси глины,
называют м е р г е л е м. При меньшем количестве глинистых частиц говорят о м е р г е л и с т о м
и з в е с т н я к е, а при большем - об и з -
в е с т к о в и с т ы х г л и н а х.
Среди известняков имеются обломочные (сложенные обломками карбонатов), хемогенные (образовавшиеся преимущественно в результате осаждения карбонатов из воды) и органогенные. Химическое происхождение
имеют некоторые известняки с очень мелкозернистой (криптокристаллической) структурой, а также оолитовые. Оолиты - оригинальные минеральные
образования, имеющие округлую форму и концентрически зональную текстуру. Структура концентрических зон мелко- или крупнокристаллическая.
Величина оолитов меняется от долей миллиметра до нескольких сантиметров (рис.110).
Органогенные известняки имеют разнообразное строение. Известны
коралловые, брахиоподовые, нуммулитовые, фузулиновые и многие другие
известняки, получившие свое название от организмов-образователей. Некоторые известняки сложены из обломков тонко измельченных раковин
(д е т р и т о в ы е
и з в е с т н я к и ), другие - из сцементированных, хо-
рошо сохранившихся раковин (р а к у ш н я к ). Своеобразной разновидностью известняков является м е л - мягкая рыхлая порода, состоящая из скоплений скелетов планктонных простейших.
Цвет известняков самый разнообразный. в зависимости от наличия
примесей. Есть черные известняки (включения углекислого или битуминоз-
293
294
ного материала), красные (включения гидрогематита) и совершенно белые,
лишенные окрашивающих примесей.
Доломитовые породы обычно образуются путем метасоматического
замещения кальцита доломитом при процессах диагенеза и катагенеза. Выпадение кристаллов доломита происходит также из растворов, имеющих
значительную концентрацию магния и обладающих повышенной щелочностью. Соответственно выделяют первично о с а д о ч н ы е д о л о м и т ы
и вторичные, метасоматические, д о л о м и т ы з а м е щ е н и я.
Карбонатные породы образуют мощные слои и толщи, измеряемые
часто сотнями и тысячами метров, распространенные на большой площади.
Эти породы широко используются в народном хозяйстве - для строительства,
изготовления цемента и других вяжущих материалов, в качестве флюса в металлургии.
Фосфатные породы (F, Cl, H2O Ca3[PO4]). К фосфатным породам относятся ф о с ф о р и т ы. Их характерная составная часть - апатитовое вещество. Оно содержится как в виде основной массы, так и в форме цемента, соединяющего глинистые и обломочные частицы (обычно зерна кварца и глауконита). Достаточно 3-5% P2O5 чтобы сцементировать кварцевый песок в
плотную породу. Однако встречаются фосфатные породы, сильно обогащенные P2O5/ Содержание фосфата кальция в фосфоритах составляет от нескольких процентов до 90-95%.
Образование фосфоритов происходит следующим образом. Фосфор в
морские бассейны поступает с речными водами и поглощается морскими организмами. После их отмирания в результате сложных биохимических реакций фосфор переходит в форму фосфат-иона. Процессы разложения органического вещества наиболее энергично протекают на глубине 350-1000 м. Поэтому здесь морские воды наиболее обогащены CO2 и фосфатным ионом.
Поднимаясь с восходящими течениями, вода поступает в зону шельфа, где
294
295
уменьшается содержание CO2. Как следствие этого начинается соединение
кальция с фосфат-ионом и происходит выпадение фосфата кальция. В дальнейшем в результате процессов диагенеза образуются стяжения скрытокристаллического или радиально-лучистого строения. На примере образования
фосфоритов хорошо видно, что процессы химического и биологического
осадконакопления тесно связаны и разделение их условно. Поэтому правильнее говорить о химико-биологических процессах образования некоторых осадочных пород.
Различают два типа фосфатных пород: конкреционные и пластовые.
Конкреции фосфоритов имеют разнообразную форму и величину от 2-3 см
до нескольких дециметров. Скопления конкреций образуют выдержанные
горизонты в толще осадочных отложений. Пластовые фосфориты - породы
темно-серого, почти черного цвета. Их структура обычно алевритовая, текстура тонкослоистая или массивная. Они часто содержат примесь карбонатов
или даже образуют переслои с более светлым карбонатным материалом.
Пластовые фосфаты образуют основную массу запасов фосфатного сырья.
Фосфатные осадочные породы имеют важное народнохозяйственное
значение, так как являются основным источником фосфора для получения
фосфорной кислоты, соли которой находят широкое применение в сельском
хозяйстве в качестве минерального удобрения. Фосфор - один из элементов
«триады плодородия» (калий, азот и фосфор). Фосфорные соединения широко используются в химической промышленности, для изготовления ядохимикатов для сельского хозяйства, в фармацевтике.
Кремнистые породы. Кремнистые породы образованы главным образом опалом химического или биологического происхождения (путем осаждения опаловых скелетов диатомовых водорослей, радиолярий и др.). Наиболее часто встречаются следующие породы.
О п о к и - плотные породы, состоящие из аморфной опаловой массы
295
296
с редкими включениями органогенных остатков. Обладают малым весом, раковистым изломом, издают характерный звон при ударе. Рыхлые кремнистые породы такого состава называются т р е п е л о м. Д и а т о м и т ы
состоят в значительной мере из опаловых скелетов диатомовых водорослей.
Они пористы и довольно рыхлы. Встречаются кремнистые породы, сложенные остатками других организмов (например, спикулами губок).
Следует отметить к р е м н и - опалово-халцедоновые стяжения, особенно характерные для известковых толщ, где они образуются при процессах
диагенеза и эпигенеза.
Кремнистые породы распространены значительно менее карбонатных.
Их используют в химической технологии, для изготовления некоторых
строительных материалов, а также для производства динамита и пироксилина.
Галогенные породы. Галогенные породы образуются в результате испарительной концентрации и последующей кристаллизации хорошо растворимых минералов. Эти породы распространены почти так же широко, как
известняки. Необходимое условие образования галогенных пород - аридный
климат.
Наиболее распространенные породы в этой группе - г и п с ы и а н г и д р и т ы, сложенные в основном минералами этого же названия. Они
образуют мощные пласты и линзы. Известны пласты сульфатов кальция
мощностью в несколько сот метров, однако обычно их мощность колеблется
от 1 до 10м.
Предполагают, что осаждение сульфатов кальция происходит в морских заливах, лиманах, лагунах, постоянно или периодически от основного
бассейна. Современным примером такой обстановки является Кара-БогазГол, где в настоящее время происходит осаждение сульфатов кальция.
Гипсы и ангидриты образуют закономерную парагенетическую ассо-
296
297
циацию с другими гидрохимическими породами. Они широко используются
в промышленности строительных материалов.
Из сильно концентрированных растворов происходит кристаллизация
еще более легкорастворимых минералов - г а л и т а, с и л ь в и н а, к а р н а л л и т а и др. В ряде случаев эти минералы слагают слои значительной
мощности, которые длительное время разрабатываются. Таковы залежи каменной соли в Соль-Илецке, Величке (Польша), месторождения сильвинита
и карналлита в Соликамском районе нашей страны и Штатфуртское в ГДР.
Мощность отложений галита в Величке так велика, что в выработанных участках созданы огромные подземные залы, украшенные скульптурами из каменной соли. В Соликамске горизонт каменной соли имеет мощность 250400 м, а залегающая выше толща калийных и калийно-магниевых солей мощность от 30 до 125м (рис.111).
Рудные месторождения осадочного происхождения
В процессе литогенеза происходит глубокая дифференциация химических элементов, вынесенных с суши. Это сопровождается закономерной
концентрацией химических элементов в определенных условиях и образованием месторождений полезных ископаемых. Общая схема формирования
месторождений полезных ископаемых при литогенезе в условиях гумидного
климата показана на рис.112. Как следует из этой схемы, главная область
осадочного рудообразования приурочена к с прибрежной и шельфовой областям морей.
Осадочные железные руды обычно связаны с песчано-глинистыми
или алеврито-глинистыми отложениями. Образование руд, как правило, происходило в неглубоких бассейнах. В случае крупных водных бассейнов железные руды протягивались в виде полос вдоль древних берегов; в небольших бассейнах (озерах) руды отлагались в центральной их части.
297
298
Железо, извлеченное из горных пород в результате процессов гипергенеза, при поступлении в бассейн осаждалось в виде аморфного осадка гидроксидов. Процессы диагенеза способствовали образованию железосодержащих минералов и характерных текстур. В условиях достаточного количества кислорода происходило возникновение гидрогѐтита и гидрогематита.
Примерами таких образований является крупное Нижнеангарское гематитовое месторождение. В условиях некоторого недостатка кислорода формируются скопления сидерита и железистых хлоритов (шамозита). В дальнейшем
часть железа была окислена с образованием бурых железняков. Руды этого
типа известны в Керченском месторождении, - в Эльзасских месторождениях. Для осадочных месторождений железа типична оолитовая текстура.
Оолиты образованы гидрогѐтитом, гидрогематитом, или отдельные зоны
оолита сложены гидроксидами железа, а другие - железистыми хлоритами
(рис.113).
Важнейшие месторождения железных руд показаны на рис.114.
Процесс осадочного рудообразования теснейшим образом связан с
особенностями выветривания в отдаленном геологическом прошлом. По
имеющимся данным, 68% мировых запасов осадочных железных руд приходится на отложения докембрийского возраста, 10% - на отложения палеозоя,
19% - на отложения мезозоя, 3% - на отложения кайнозоя.
Большая часть месторождений марганца имеет осадочное происхождение. Таковы уникальные месторождения Никопольское на Украине, Чиатурское в Грузии
На карте отмечены основные месторождения марганцевых руд СНГ
(рис.115).
Осадочное происхождение имеет большая часть месторождений бокситов - основной алюминиевой руды. Впервые бокситы были изучены во
Франции в местности Бо, откуда и произошло это название. Бокситы пред-
298
299
ставляют осадочную породу, состоящую из глинистых минералов и гидроокислов железа со значительным количеством минералов группы окиси
алюминия. В молодых отложениях среди этих минералов обычно преобладает гидраргиллит. В более древних отложениях в бокситах наряду с гидраргиллитом присутствуют бѐмит и диаспор. По условиям залегания и строению
бокситы близки с гидроокисно-шамозитовым железным рудам.
Текстура бокситов часто оолитовая или бобовая. Залежи бокситов
имеют пластовую или линзовидную форму.
Формирование месторождений бокситов тесно связано с процессами
выветривания и переотложения продуктов выветривания. Соответственно
существуют два основных типа бокситовых месторождений: образовавшихся
в результате бокситизации переотложенных продуктов выветривания и месторождения, приуроченные к коре выветривания. Большая часть мировых
ресурсов бокситов находится в тропическом поясе: Центральной и Южной
Америке, Африке, Австралии. Во внетропических регионах бокситы как переотложенные продукты выветривания часто связаны с известняками, залегая на их закарстованной, кавернозной поверхности. В России имеются месторождения бокситов в европейской части (в том числе старейшее из отечественных месторождений Тихвинское), на Северном и Южном Урале, весьма
значительные ресурсы бокситов находятся в Сибири (рис.116).
МЕСТОРОЖДЕНИЯ КАУСТОБИОЛИТОВ1
Формирование осадочных пород сопровождается образованием скоплений органического вещества, их диагенетической и эпигенетической проработкой, в результате чего возникают залежи каменного угля, нефти, битуминозных сланцев и некоторых других осадочных пород, состоящих из органических соединений.
1
Kaustikos, греческ - жгучий; bios - жизнь; lithos - камень.
299
300
Масса растительных организмов в сотни раз превышает массу животных организмов. Поэтому осадочные породы органического состава связаны
преимущественно с осадконакоплением растительных остатков. В составе
планктонных водорослей преобладают белки и жиры, в составе высших растений - углеводы (лигнин и целлюлоза).
Остатки тканей высших растений поступают в водные бассейны и подвергаются бактериальному воздействию без доступа кислорода. В результате
растительные ткани постепенно теряли кислород и обогащались углеродом.
По прохождении длительного времени возникают определенные продукты
преобразования древесных остатков, образующие б у р ы е у г л и. Они отличаются невысокой твердостью, высокой гигроскопичностью и наличием
гуминовых кислот, которые извлекаются раствором КОН. Бурые угли не
спекаются без доступа воздуха при нагревании около 10000, из них нельзя
получить кокс.
В дальнейшем бурые угли могут оказаться в сравнительно глубоких
участках литосферы и попадают под действие температуры около 3000 и высокого давления. При этом происходит преобразование вещества бурых углей, дальнейшее обогащение углеродом и его уплотнение. Так образуются
к а м е н н ы е у г л и. Они уже не содержат гуминовых кислот. В зависимости от содержания золы они могут быть б л е с т я щ и м и (м а л о з о л ь н ы м и ) или м а т о в ы м и (в ы с о к о з о л ь н ы м и ).
Преобразование угольного вещества при более высокой температуре
(около 5000С) приводит к образованию а н т р а ц и т о в. Это плотные,
.тяжелые, высокоуглеродистые образования. Они имеют наибольшую промышленную ценность.
Каменные угли образуют пласты, линзы и переслои с песчаноглинистыми отложениями (рис.
). В зависимости от условий накопления
выделяют л и м н и ч е с к и е (озерные) и п а р а л и ч е с к и е (прибреж-
300
301
но-морские) угли.
Угленосные бассейны показаны на рис.118. Особую группу твердых
каустобиолитов образуют с а п р о п е л и т ы. Они сформировались из другого исходного материала - из остатков, содержавших в заметном количестве
белки и жиры. Основным источником этих соединений служили простейшие
животные и растительные организмы планктона. Они содержат значительно
большее количество водорода, чем каменные угли, а при нагревании из них
выделяется большое количество различных легкоподвижных органических
соединений. При значительной примеси алеврито-глинистых частиц образуются б и т у м и н о з н ы е с л а н ц ы, при преобладании органического
вещества формируются с а п р о п е л е в ы е у г л и (богхеды и кеннели).
Угли и особенно битуминозные сланцы содержат большое количество
различных редких и рассеянных химических элементов (германий, кобальт,
молибден, скандий, никель, цинк, иттрий, свинец, уран). В некоторых случаях производится извлечение этих элементов.
Нефть и газ представляют собой природные углеводороды метанового, нафтенового или бензольного рядов. Нефть - маслянистая жидкость,
обычно бурого цвета, хотя бывают нефти светлые, почти бесцветные. Ее
удельный вес 0,75-1,00. Происхождение нефти еще во многом неясно.
Имеющиеся данные позволяют предполагать, что большая часть жидких и
газообразных углеводородов образовалась в результате преобразования органических остатков. Первым этапом, по-видимому, было преобразование
рассеянного органического вещества под действием анаэробных бактериальных процессов. Затем из нефтепроизводящей свиты природные углеводороды мигрировали в трещиноватые плотные породы (например, известняки)
или пористые песчаники, где были сформированы газонефтяные залежи
(рис.119).
301
302
При выходе на поверхность происходило образование различных битумов (а с ф а л ь т а, о з о к е р и т а и др.).
Контрольные вопросы к самостоятельной
работе студентов
1. Назовите стадии образования осадочных пород (литогенеза).
2. Что такое диагенез?
3. Какие существуют подходы к классификации осадочных пород?
4. Назовите категории обломков по их размерам.
5. Как классифицируются грубообломочные породы?
6. Чем различаются конгломераты от брекчий, алевриты от алевроитов.
7. Как разделяются песчаные породы по минералогическому составу?
8. Какие разновидности известняков Вам известны?
9. Какой состав имеют мергели?
10.Какие существуют галогенные осадочные породы?
11.Какие существуют кремнистые породы?
12.Месторождения каких руд имеют осадочное происхождение?
13.Что такое каустобиолиты? Чем различаются торф, бурый уголь, каменный
уголь и антрацит?
14.Что такое нефть, какие имеются взгляды на еѐ происхождение?
15.Какие существуют типы нефтяных месторождений, каково в них соотношение воды, нефти и газа?
Рекомендуемая графическая работа
а) На контурной карте показать главнейшие месторождения бокситов,
находящиеся в России.
б) На контурной карте показать нефте- газоносные площади России.
Глава XV МЕТАМОРФИЗМ И МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ
302
303
ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
Процессы изменения текстурно-структурных особенностей и минералогического состава горных пород в термодинамических условиях глубинных частей земной коры называются метаморфизмом, а породы претерпевшие эти изменения - м е т а м о р ф и ч е с к и м и (metamorpho, греческ. - превращаюсь).
Замечательной особенностью метаморфизма является то, что глубокое
структурно-минералогическое преобразование пород происходит при сохранении в твердом состоянии самих пород и слагающих им минералов. Это обстоятельство сильно затруднило выяснение образования метаморфических
пород.
Развитие взглядов на процесс метаморфизма имеет длительную историю. В конце 18 в. шотландский геолог Гѐттон на основании изучения преобразования осадочных пород на контакте с внедрившимися магматическими телами, высказал мысль о том, что большая группа горных пород - кристаллических сланцев - образовалась из осадочных пород под воздействием
глубинного тепла Земли и давления толщи вышезалегающих пород. Несколько позже в 1825 г знаменитый английский геолог Ч.Лайель назвал эти
породы - метаморфическими, а процесс их образования - метаморфизмом.
Объясняя образование метаморфических пород, ученые первоначально
придавали исключительное значение высоким температурам и давлению залегающих выше осадочных толщ, возрастающих по мере погружения метаморфизуемой породы в недра земной коры. Однако стали известны случаи,
когда осадочные породы, находившиеся на глубине в 5-10 км, не были превращены в метаморфические. В то же время, было обнаружено, что важное
значение для метаморфизации осадочных отложений имеет не только вертикальное давление вышезалегающих пород, но и субгоризонтально или под
303
304
углом направленное давление, возникающее при складкообразовании, независимо от глубины нахождения метаморфизуемой породы.
Было также подмечено, что степень метаморфизма у древних пород
более высокая, чем у относительно геологически молодых. Это принципиально верное заключение свидетельствует о значении фактора времени при
метаморфизме, хотя в некоторых районах было обнаружено, что осадочные
породы способны выдерживать те6мпературы в 200-2500С и соответственно
высокое давление и не поддаваться существенной метаморфизации. В результате работ выдающегося русского петролога Д.С.Коржинского установлено, что для преобразования минералогического состава метаморфизуемых
пород необходимо участие особых подвижных компонентов.
Следовательно, основными факторами метаморфизма является не
только высокие давление и температуры, но и подвижные соединения, в первую очередь вода, и ион CO32-.
Метаморфизм - сложный процесс, состоящий из многих частных (элементарных) процессов. Они тесно переплетаются между собой, однако часто
какой-либо из них преобладает.
Так, например, при низких температурах могут преобладать механические явления, связанные с направленным давлением (с т р е с с о м ). Под воздействием огромного давления глины превращающейся в глинистые сланцы,
а породы сложенные твердыми минералами, дробятся, к а т а к л а з и р у ю т с я (kataklaso, греческ. - раздробляю), а затем уплотняются, преобретая
сланцевую текстуру. Этот процесс носит название м е х а н и ч е с к о г о,
или катакластического, м е т а м о р ф и з м а.
При контактовых процессах могут быть случаи метаморфизма, протекающие в условиях значительной температуры, но низкого давления. Например, изливающаяся на поверхность лава обладает высокой температурой
и обжигает на контакте горную породу, вызывая еѐ остеклование и частич-
304
305
ную перекристаллизацию. Этот процесс называют к а у с т и ч е с к и м
м е т а м о р ф и з м о м.
Региональный метаморфизм. Как правило, в зоне метаморфизма
преобразование пород происходит под совместным воздействием высоких
температур и давлений. Принимая удельный вес пород за 2,6-2,8, гидростатическое давление на глубине 1 км будет 260-280 кг/см2, 10 см - 2600-2800
кг/см2, 20 км - 5200-5600 кг/см2. В этих условиях происходит коренная перестройка кристаллохимических структур минералов. При этом высокая температура обуславливает такие реакции, которые активно поглощают тепловую энергию. В зависимости от исходных минералов возникают определенные метаморфические минералы. Например, при метаморфическом преобразовании каолиновых глин происходит возникновение кварца и андалузита за
счет каолинита:
Al4(OH)8[Si4O10]+тепловая энергия 2Al2SiO5+2SiO2+4H2O
каолинит
андалузит
кварц
Выделяющаяся при этой реакции вода оказывает исключительно важное воздействие на перестройку строения всей породы. Растворимость вещества увеличивается в направлении повышения давления. В условиях колоссального давления на глубине в несколько десятков километров это приводит к тому, что даже такие минералы, которые устойчивы в данных условиях, начинают частично растворяться в направлении сдавливания, но соответственно нарастать в перпендикулярном направлении. В итоге минералы постепенно располагаются своей длиной перпендикулярно направлению сдавливания и образуется одинаковая ориентированность минералов (кристаллизационная сланцеватость), столь характерная для метаморфических пород.
Наиболее легко поддаются такой переориентировке минералы пластинчатого
или призматического облика.
Такая перекристаллизация может происходить без изменения мине305
306
рального состава, хотя чаще происходит возникновение новых минералов за
счет разрушения неустойчивых в зоне метаморфизма.
Состав метаморфических минералов определяется не только наличием
реакций, протекающих с поглощением тепловой энергии. При нарастающем
давлении минералообразование развивается в сторону возникновения более
компактных соединений, обладающих большим удельным весом и меньшим
м о л е к у л я р н ы м о б ъ е м о м1 по сравнению с исходными минералами. Так, например, в результате метаморфизма происходит разрушение оливина и кальциевого плагиоклаза с образованием за их счет кальциевомагнезиального граната:
Mg2SiO4 + Ca[Al2Si2O8]
оливин
плагиоклаз
CaMg2Al2[SiO4]3
гранат
Молекулярный вес магнезиального оливина (форстерита) равен:
(24х2)+23+(16х4)=140. Удельный вес-3,2. Молекулярный объем 140:3,2=44.
Молекулярный вес анортита составляет 40+(27х2)+(28х2)+(16х8)=278.
Удельный вес=2,8. Молекулярный объем 278: 2,8=99.
Молекулярный
вес
кальциево-магнезиального
граната
равен:
40+(24х2)+(27х2)+(28х3)+(16х2)=418. Удельный вес = 3,5. Молекулярный
объем 418 : 3,5=119.
Сумма молекулярных объемов оливина и анортита составляет
44+99=143, что превышает величину молекулярного объема граната, равную
119. Понятно, что перекристаллизация под большим давлением сопровождается образованием минерала, имеющего меньший молекулярный объем, чем
исходные минералы. Поэтому из химических элементов, составляющих оливин и анортит, возникает гранат.
1
Молекулярный объем определяется как частное од деления молекулярного веса минерала на его удельный
вес
306
307
Различные исследователи сильно расходятся в оценке величин температуры и давления, обуславливающего метаморфизацию пород. Одни считают, что процессы метаморфизма совершаются до 12000С, другие в качестве
нижнего предела температуры метаморфизма принимают 200-5500С. Повидимому, температуры метаморфизма 200-5000 характерны для складчатых
зон, а 8000 - для глубинных частей докембрийских платформ.
Предполагают, что процессы метаморфизма особенно энергично развиваются на глубинах от 10 до 50 км и соответственно под давлением в 4-14
тыс.атм.
Очень часто при метаморфизме совершается не просто перегруппировка одних и тех же химических элементов, а их закономерное перераспределение, сопровождающееся привносом одних и удалением других элементов. При этом происходит метасоматическое образование метаморфических
минералов. Необходимым условием этого процесса является наличие подвижных соединений.
Для современных представлений о метаморфизме важное значение
имели труды акад. Д.С. Коржинского, который обосновал роль и значение
подвижных компонентов при метаморфизме, когда в огромном масштабе совершаются реакции метасоматоза. Как отмечалось при рассмотрении гидротермальных процессов (глава VII), подвижность ионов связана с их способностью к диффузии. Подвижные компоненты энергично диффундируют, их
концентрация в поровом растворе поддерживается на одном уровне, происходит вынос или привнес этих соединений. При нормальном метасоматозе
подвижными компонентами являются Н2О и СО32-. Их геохимическая активность усиливается по мере возрастания температуры и давления.
Явления метасоматоза имеют весьма важное значение для минералообразования. Они происходят не только при региональном метаморфизме
горных пород, но и на последних стадиях формирования магматических гор-
307
308
ных пород, при пневматолитовых и гидротермальных процессах. В последнее время все больше выясняется значение метасоматических реакций при
процессах выветривания, литогенеза и катагенеза. Поэтому не следует отождествлять метасоматоз и метаморфизм. Метаморфизм - это процесс планетарного масштаба, характеризующий преобразование вещества в глубоких
частях литосферы, в зоне метаморфизма. Это преобразование осуществляется в результате действия ряда частных процессов. Метасоматоз - один из
процессов образования минералов, такой же, как кристаллизация из расплава
и водного раствора, осаждение гелей и др.
В ряде случаев при метаморфизме происходит обогащение породы натрием и калием посредством привноса этих химических элементов и метасоматическое образование соответствующих минералов - альбита, калиевых
полевых шпатов, светлых слюд. Порода может приобретать состав, близкий
к граниту. Происходит г р а н и т и з а ц и я горной породы. Образование
крупных масс гранитов можно объяснить процессами метаморфизма и метасоматоза.
Процессы метаморфизма охватывают огромные территории. Например, на площади крупного геологического региона в глубоких частях литосферы в результате длительного взаимодействия поровых растворов с горными породами происходит перераспределение вещества с образованием
новых минералов. Но процессы преобразования пород могут развиваться и
на небольшой площади под влиянием местных причин. Примером может
служить образование скарнов на контакте известняков и небольшого интрузивного тела. Поэтому контактовые процессы часто называют к о н т а к т о в ы м м е т а м о р ф и з м о м , противопоставляя его р е г и о н а л ь н о м у .
В наиболее глубинных частях земной коры континентов, в условиях
очень высокого давления, при температуре около 600 0С и под активным воздействием легколетучих соединений как бы на грани законов, регулирующих
308
309
метаморфическую перекристаллизацию минералов и их магматическую кристаллизацию. Метаморфизуемая порода частично расплавляется и расплавленное вещество переходит в состояние магмы. Такой процесс получил название ультараметамирфизма (ultra, латинск. - сверх), палингенеза (palin,
греческ. - обратно, вспять; genesis, греческ. - происхождение, возникновение)
или анатексиса (ana, греческ. - вверх, в высшую степень; texis, греческ. расплавление). При этом обычно происходит привнос в расплав калия и натрия, что приводит к образованию калиевых и натриевых полевых шпатов,
слюд, амфиболов. В результате происходит гранитизация породы. Возможно именно таким образом происходит формирование гранитных батолитов.
Совместное нахождение твердой метаморфической породы и магматического расплава сопровождается проникновением расплава в породу по
плоскостям сланцеватости с образованием магматитов (рис.120). Магматиты особенно характерны для древних кристаллических щитов (см. Главу
XVI, стр. )
При прогибании геосинклинальных областей осадочные породы постепенно погружаются на все большие глубины. Соответственно происходит
нарастающее преобразование этих пород. Так, например, глины превращаются в так называемые глинистые сланцы, т. е. породы с ясно выраженной
сланцеватой текстурой, которые в отличие от глин не размокают в воде. Это
обусловлено тем, что глинистые минералы преобразованы в другие, обладающие более прочной слоистой кристаллохимической структурой. Далее
образуются кристаллические сланцы - породы со слоистой текстурой, состоящие из сравнительно крупнокристаллических зерен минералов, имеющих различную кристаллохимическую структуру. Частично это те же минералы, из которых состоят магматические породы.
Изучение парагенетических ассоциаций минералов в метаморфических
породах геосинклиналей позволило установить следующие изменения мине-
309
310
рального состава алюмосиликатной осадочной породы (глины, глинистого
сланца) при нарастающем метаморфизме.
1. Самой первой, слабой стадии метаморфизма отвечает образование
хлорита с подчиненным количеством альбита и серицита.
2. Затем происходит образование биотита, который становится преобладающим минералом. Кроме него, присутствуют альбит, хлорит, серицит.
3. Дальнейший метаморфизм приводит к образованию альмандина
(главный минерал) с альбитом и слюдой.
4. Далее порода превращается в ставролитовый, дистеновый и, наконец, силлиманитовый кристаллический сланец. Появляются полевые шпаты,
структура становится более крупнозернистой.
На основании этих данных и общетеоретических соображений ученые
предположили, что главным фактором метаморфизма является глубина погружения метаморфизуемой породы и поэтому метаморфизм стали разделять
на три глубинные зоны: эпизону (верхнюю), мезозону (среднюю) и катазону
(нижнюю). Однако дальнейшее изучение минеральных ассоциаций метаморфических пород показало, что такое представление очень схематично.
Определяющее значение для формирования минералогического состава метаморфизуемой породы имеет не глубина, а термодинамические и физико-химические условия. Поэтому было введено понятие о метаморфических фациях (facies, латинск. - наружность, облик), под которыми понимаются породы определенного минералогического состава, образованные в одинаковых термодинамических условиях.
Выделяются низкотемпературные, среднетемпературные и высокотемпературные группы фаций, каждая из которых разделяется по величине давления. Например, в группе низкотемпературных фаций выделяются фация
низких давлений (фация хлоритовых сланцев) и высоких давлений (фация
щелочного амфибола - глаукофана) Процесс метаморфизма, протекающий в
310
311
наиболее глубоких частях земной коры континентального типа, отвечает эклогитовая фация, образующаяся в условиях очень высоких давлений. Описание пород этой фации - эклогитов и гранулитов приводится ниже.
Метаморфические горные породы
Типы текстур и структур метаморфических горных пород значительно
разнообразнее, чем изверженных и осадочных. Характерные текстурноструктурные черты метаморфических пород обусловлены особенностями их
образования.
При метаморфизме рост всех минералов происходит одновременно, а
не последовательно, как при образовании изверженных пород, и не при наличии жидкой среды, а при сохранении твердого состояния породы. Для
обозначения процесса кристаллизации минералов в твердой среде австрийский петрограф Ф.Бекке ввел термин бластез (blastos, греческ. - росток) .
Для метаморфических пород наиболее типичны различные варианты
к р и с т а л л о б л а с т о в о й с т р у к т у р ы , которая образуется при одновременном росте разных кристаллов. Идиоморфизм минералов в метаморфических породах определяется не их более ранним образованием, а
способностью к образованию кристаллов («к р и с т а л л и з а ц и о н н о й
с и л о й » , «энергией формы»). По степени убывания кристаллизационной
энергии Ф.Бекке наметил следующие группы минералов:
1) сфен, рутил, магнетит, гематит, ильменит, гранат, турмалин, ставролит, дистен;
2) эпидот, цоизит;
3) пироксен, роговая обманка;
4) брейнерит, доломит, альбит;
5) слюда, хлорит;
6) кальцит;
7) кварц, плагиоклаз;
311
312
8) ортоклаз, микроклин.
Хорошо ограниченные идиоморфные зерна в метаморфических породах называются и д и о б л а с т а м и , минералы с отсутствующими кристаллографическими ограничениями - к с е н о б л а с т а м и . Крупные зерна, выделяющиеся среди более мелких, называются п о р ф и р о б л а с т а м и . При
одинаковой величине минералов структура породы имеет название г о м е о б л а с т о в о й , при наличии порфиробластов - п о р ф и р о б л а с т о вой.
В случае преобладания чешуек в породе структура называется чешуйчатой, если минералы имеют волокнистые или игольчатые формы ф и б р о б л а с т о в о й (fibra, латинск. - волокно), если минералы образуют
зерна - г р а н о б л а с т о в о й (granulum, латинск. - зернышко). Для метаморфических пород характерна п о й к и л и т о в а я структура (poikilos, греческ. - пестры), которая образована сравнительно крупными кристаллами,
проросшими более мелкими. В результате раздавливания минералов возникает катакластическая структура. Некоторые характерные структуры метаморфических пород показаны на рис.121.
Для текстур метаморфических пород типичны с л а н ц е в а т ы е , п о л о с ч а т ы е , л е н т о ч н ы е , о ч к о в ы е , хотя встречаются и м а с с и в ные.
В минеральном составе пород регионального метаморфизма, вопервых, присутствуют минералы исходных пород (осадочных или изверженных). Во-вторых, имеются минералы, характерные для процессов метаморфизма. К ним относится дистен, ставролит, силлиманит, гранаты, минералы
группы эпидота, тремолит, актинолит, тальк, графит и др.
Важное значение для состава метаморфических пород имеет состав
исходных пород, так как образование тех или иных минералов связано с наличием определенных химических элементов. В зависимости от условий при
312
313
одном и том же химическом составе могут возникать метаморфические породы, сложенные “глубинными” или более “поверхностными” ассоциациями
минералов.
Наиболее распространенными высокотемпературными метаморфическими породами являются следующие.
Гнейсы являются наиболее распространенной метаморфической породой и, по-видимому, составляют около половины всей массы пород этой
группы.
Они характеризуются гранобластовой структурой, хорошо выраженной параллельной (гнейсовой) текстурой и состоят преимущественно из полевых шпатов, в меньшем количестве из кварца, роговой обманки, пироксенов (авгита или диопсида), биотита, мусковита. Могут присутствовать гранаты, силлиманит, графит и др. В случае преобладания натровых плагиоклазов
выделяют плагиоклазовые гнейсы. При высоком содержании глинозема в
исходных породах образуются гнейсы с повышенным содержанием силлиманита, кордиерита, граната.
Если эти породы образовались при метаморфизме изверженных пород
(гранитов, гранодиоритов, кислых эффузивов), то их называют о р т о г н е й с а м и , при образовании из осадочных пород - п а р а г н е й с а м и .
Состав гнейсов близок к гранитам. Эти породы очень распространены
в толщах докембрийских образований, слагающих основание платформ и
щитов.
Гранулиты имеют полосчатую и ленточную текстуру. Они состоят
главным образом из мелкозернистых кварца и полевых шпатов, наряду с которыми присутствуют крупные порфиробласты граната.
Кристаллические и слюдяные сланцы. В том случае, когда полнокристаллические метаморфические породы, обладающие параллельной текстурой, не содержат полевых шпатов, их называют кристаллическими слан-
313
314
цами. Они имеют разнообразный состав и в своем распространении немногим уступают гнейсам. Особенно широко распространены слюдяные сланцы.
По составу слюд выделяют биотитовые, мусковитовые и двуслюдяные сланцы. Они имеют чешуйчатую структуру и состоят в основном из кварца и
слюды.
В значительном количестве могут присутствовать гранаты, ставролит,
андалузит, дистен, магнетит, графит.
Амфиболиты возникают в результате глубокого преобразования как
изверженных пород среднего и основного состава (базальтов, диабазов и их
туфов), так и осадочных пород (мергелей, доломитовых глин). Амфиболиты
обладают гранобластовой структурой, массивной или параллельной текстурой и состоят из кальциевых плагиоклазов (от андезина до анортита), роговой обманки, пироксенов и гранатов. В значительном количестве могут присутствовать дистен, эпидот, калиевые полевые шпаты, слюды.
Амфиболиты широко распространены среди пород докембрийского
основания платформ и щитов, составляя около 20 - 25% всей массы метаморфических пород.
Крупнозернистые массивные породы, состоящие из зеленого пироксена (омфацита) и красного граната, называются эклогитами.
В случае исходных пород, сильно обогащенных магнием и железом,
происходит образование гранатово-оливиновых пород.
Кварциты являются характерным представителем метаморфических
пород. Они обычно имеют гранобластовую структуру и полосчатую или массивную текстуру. В их составе резко преобладают зерна кварца, в виде примеси содержатся полевые шпаты, слюды, амфиболы и пироксены. Соответственно выделяют кварцито-гнейсы, слюдяные, роговообманковые или авгитовые кварциты. При высоком содержании в исходных породах минералов
группы окислов железа образуются магнетитовые (железистые) кварциты.
314
315
Оригинальной породой, обладающей красивым темновишневым цветом, является так называемый «шокшинский песчаник» из Южной Карелии.
Образование кварцитов связано с метаморфизмом осадочных песчаных пород.
Мраморы - продукт перекристаллизации известняков п доломитов.
Они обычно имеют кристаллобластовую структуру и массивную текстуру.
При перекристаллизации осадочных пород, богатых минералами группы гидроокислов алюминия (бокситов), образуются корундовые, или наждачные, породы. Основными минералами в них являются корунд и магнетит, в которые соответственно преобразуются гидраргиллит и гидрогематит.
Также присутствуют слюды, дистен, ставролит. Текстура этих пород - от
грубополосчатой до массивной.
Глинистые сланцы представляют собой сильноуплотненные тонкосланцевые породы, образующиеся из глинистых отложений в результате процессов динамометаморфизма. В отличие от плотных глин (аргиллитов) глинистые сланцы не размокают в воде благодаря преобразованию кристаллохимических структур глинистых минералов в более прочные.
Альбит-хлоритовые и эпидот-хлоритовые сланцы являются продуктами первых стадий метаморфизма глинистых и алевритовых осадочных пород, а также доломитов. Из обломочных пород, богатых магнием и железом,
образуются хлоритовые и тальковые сланцы.
Филлиты - тонкослоистые породы, состоящие из мелких зерен кварца
и чешуек серицита. В виде порфиробластов часто присутствуют гранат ставролит, биотит, пирит, магнетит, сфен.
Широкое распространение имеют метаморфические породы, образовавшиеся при региональном метаморфизме под воздействием поровых вод
сравнительно невысокой температуры, но в условиях значительного давления.
315
316
В результате такого типа метаморфизма толщ основных эффузивов и
связанных с ними пирокластических пород образуются так называемые зеленокаменные породы, сложенные мелкозернистыми зернами эпидота,
кварца, карбонатов, роговой обманки, чешуйками серицита и хлорита. Зеленокаменные породы особенно типичны для Урала.
Метаморфические породы слагают глубокие горизонты земной коры
материков. Поэтому в настоящее время трудно судить о том, какие породы
преобладают в материковых блоках - глубинные магматические типа гранитоидов или метаморфические. Некоторые исследователи предполагают, что
масса метаморфических пород значительно превышает массу гранитоидов.
Первый опыт определения среднего состава метаморфических пород
произвели А.Б.Ронов и А.А.Ярошевский (1967). Они получили следующие
величины среднего содержания основных компонентов в общей массе метаморфических пород (%):
SiO2 - 63,72
TiO2 - 0,74
Al2O3 - 15,12
Fe2O3 - 2,13
FeO - 3,48
MnO - 0,11
MgO - 2,91
CaO - 3,88
Na2O - 2,87
K2O - 3,21
P2O5 -0,22
CO2 - 1,05
H2O+ - 0,56
Согласно этим подсчетам, среди метаморфических пород предполагается больше всего гнейсов (около 65% всего объема метаморфических пород), значительное содержание кристаллических сланцев (около 15%) и амфиболитов (примерно 17%), в меньшем количестве присутствуют мраморы
(2,5%).
В результате преобразования горных пород при метаморфизме
про-
исходит формирование месторождений полезных ископаемых. Так, например, в результате воздействия высоких температур на угольные пласты возникают залежи графита. Таково происхождение крупного Курейского графитового месторождения, расположенного в низовьях Енисея (рис.122). Важ-
316
317
ным минеральным сырьем являются некоторые метаморфические породы мраморы, кварциты, корундовые породы.
Процессы метаморфизма обусловили перераспределение и концентрацию некоторых ценных металлов. С явлениями катагенеза и метаморфизма
связывают образование крупнейшего месторождения золота и урана Витватерсранд в Южной Африке. Регионально-метаморфические процессы образования зеленокаменных пород сыграли важную роль в формировании медноколчеданных месторождений Урала, полиметаллических месторождений
некоторых других районов.
Значительная часть железорудных месторождений имеет осадочнометаморфическое происхождение. Это осадочные накопления, которые подверглись глубокому метаморфизму, в результате чего сложился состав и текстурно-структурные
особенности
руд.
Примерами
осадочно-
метаморфических месторождений являются известное Криворожское месторождение на Украине, крупные месторождения в Карелии и на Кольском полуострове, большая группа месторождений Алданского района в Восточной
Сибири. К этому же типу относятся месторождения в районе Великих озер и
на полуострове Лабрадор в Северной Америке, на которой базируется тяжелая металлургия США.
Некоторые метаморфические породы - мраморы, кварциты, корундовые породы - также представляют собой ценное минеральное сырье.
Контрольные вопросы к самостоятельной
работе студентов
1. Дайте определение понятию «метаморфизм».
2. Какие выделяют виды метаморфизма?
3. Какие главные факторы метаморфизма?
4. В каких геологических условиях протекает процесс регионального метаморфизма?
317
318
5. Что такое бластез?
6. Чем определяется направленность стадийного минералообразования при
метаморфизме?
7. Какие минералогические ассоциации характеризуют разные стадии развития метаморфизма?
8. Что происходит на стадии ультраметаморфизма?
9. Что такое магматиты?
10.В чем заключается существо гранитизации?
11.Какие выделяю зоны и фации метаморфизма?
12.Какие структуры и текстуры характерны для метаморфических пород?
13.Какие метаморфические породы образовались на ранних стадиях метаморфизма?
14.Какая самая распространенная стадия метаморфическая порода? Что общего и в чем различие гранитов и глейсов?
15.Что такое орто- и парагнейсы? Чем кристаллические сланцы отличаются
от гнейсов?
16.В чем разница метаморфизма; происходящего без привноса и с привносом
химических элементов? Приведите пример метаморфической породы, образованной без привноса.
17.Почему большая часть железорудных месторождений является осадочнометаморфическими, а не осадочными?
Глава XVII СТРОЕНИЕ, СОСТАВ И ПРОБЛЕМЫ
ОБРАЗОВАНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Как было указано во введении, основным объектом изучения геологии
является земная кора. Материал, изложенный в предыдущих глава позволяет
сделать обобщение о строении, и процессах образования земной коры.
318
319
З е м н а я к о р а - термин, хотя и вошедший в естественно-научный
обиход в эпоху Возрождения, длительное время трактовался весьма свободно по причине того, что непосредственно определить толщину коры и изучить ее глубинные части было невозможно. Открытие сейсмических колебаний и создание метода определения скорости распространения волн сейсмических колебаний в средах разной плотности дали мощный импульс для изучения земных недр. С помощью сейсмографических исследований. (Глава V,
стр. ), в начале 20 в. было обнаружено принципиальное различие скорости
прохождения сейсмических волн через горные породы, слагающие земную
кору, и вещество мантии и объективно установлена граница их раздела (граница Мохоровичича). Тем самым понятие «земная кора» получило конкретное научное обоснование.
Экспериментальное изучение скорости распределения ударных упругих колебаний в горных породах с разной плотностью, с одной стороны, а, с
другой - «просвечивание» земной коры сейсмическими волнами во многих
точках земной поверхности, позволили обнаружить, что земная кора состоит
из следующих трех слоев, сложенных горными породами разной плотности:
1) Наружный слой, состоящий из осадочных горных пород, в которых
волны представлены сейсмических колебаний распространяются со скоростью 1-3 км/с, что соответствуют плотности около 2,7 г/см3. Этот слой некоторые ученые называют о с а д о ч н о й о б о л о ч к о й Земли.
2) Слой плотных кристаллических пород, слагающих под осадочной
толщей верхнюю часть континентов, в котором сейсмические волны распространяются со скоростью от 5,5 до 6,5 км/с. По причине того, что продольные сейсмические волны распространяются с указанной скоростью в гранитах и близких к ним по составу породам, условно эту толщу называют
«г р а н и т н ы м
с л о е м », хотя в ней имеются самые разнообразные
магматические и метаморфические породы. Преобладают гранитоиды, гней-
319
320
сы, кристаллические сланцы, встречаются кристаллические породы среднего
и даже основного состава (диориты, габбро, амфиболиты).
3) Слой более плотных кристаллических пород, образующий нижнюю
часть континентов и покрывающий океаническое дно, в этих породах скорость распространения продольных сейсмических волн составляет 6,5-7,2
км/с, что соответствует плотности около 3,0 г/см3. Такие скорости и плотность характерны для базальтов, благодаря чему этот слой был назван б а з а л ь т о в ы м, хотя базальты не всюду плотностью слагают этот слой.
Названия «гранитный» слой и «базальтовый» слой условны и употребляются для обозначения второго и третьего горизонтов земной коры, характеризующихся скоростями распространения продольных сейсмических волн
соответственно 5,5-6,5 и 6,5-7,2 км/с. В дальнейшем эти названия будут
приводиться без кавычек, но об их условности надо помнить.
Нижний границей базальтового слоя является поверхность Мохоровичича. Ниже располагаются горные породы, относящиеся к веществу верхней
мантию Они обладают плотностью 3,2-3,3 г/м3 и больше, скорость распространения продольных сейсмических волн в них 8,1 м/с. Их состав соответствует ультраосновным породам (перидотитам, дунитам).
Следует обратить внимание на то, что термины «земная кора» и «литосфера» (каменная оболочка) не являются синонимами и имеют разное содержание. Литосфера - наружняя оболочка Земного шара, сложенная твердыми горными породами, в том числе породами верхней мантии ультраосновного состава. Земная кора - часть литосфер, лежащая выше границы Мохоровичича. В указанных границах общий объем земной коры составляет
более 10 миллиардов кубических километров, а масса свыше 10 18 т.
При изучении земной коры было обнаружено ее неодинаковое строение в разных районах. Обобщение большого фактического материала позво-
320
321
лило выделить два типа строения земной коры - континентальный и океанический.
Для континентального типа характерна весьма значительная мощность коры и присутствие гранитного слоя. Граница верхней мантии здесь
расположена на глубине 40-50 км и больше. Мощность толщи осадочных
горных пород в одних местах достигает 10-15 км, хотя в других эта толща
может полностью отсутствовать. Средняя мощность осадочных пород континентальной земной коры составляет 5,0 км, гранитного слоя около 17 км
(от 10-40 км), базальтового около 22 км (до 30 км).
Как упоминалось выше, петрографический состав базальтового слоя
континентальной коры пестрый и скорее всего в нем преобладают не базальты, а метаморфические породы основного состава (гранулиты, эклогиты и
т.п.). По этой причине некоторые исследователи предлагали этот слой называть г р а н у л и т о в ы м.
Мощность континентальной земной коры увеличивается на площади
горноскладчатых сооружений. Так, например, на Восточно-Европейской
равнине мощность коры около 40 км (15 км - гранитный слой и более 20 км базальтовый), а на Памире - в полтора раза больше (около 30 км составляет
толща осадочных пород и гранитный слой в сумме и столько же базальтовый
слой). Особенно большой мощности достигает континентальная кора в горных областях, расположенных по краям материков. Например, в Скалистых
горах (Северная Америка) мощность коры значительно превышает 50 км.
Совершенно иным строением обладает земная кора, слагающая дно
океанов. Здесь мощность коры резко сокращается и вещество мантии подходит близко к поверхности. Гранитный слой отсутствует, мощность осадочной толщи сравнительно небольшая. Выделяются верхний с л о й н е у п л о т н е н н ы х о с а д к о в с плотностью 1,5-2 г/см3 и мощностью около
0,5 км, в у л к а н о г е н н о
-
осадочный
с л о й (переслаивание
321
322
рыхлых осадков с базальтами) мощностью 1-2 км и б а з а л ь т о в ы й
с л о й, среднюю мощность которого оценивают в 5-6 км. На дне Тихого
океана земная кора имеет суммарную мощность 5-6 км; на дне Атлантического океана под осадочной толщей 0,5-1,0 км располагается базальтовый
слой мощностью 3-4 км. Отметим, что с увеличением глубины океана мощность коры не уменьшается.
В настоящее время выделяют также переходные субконтинентальный
и субокеанический тип коры, отвечающие подводной окраине материков.
В пределах коры субконтинентального типа сильно сокращается гранитный
слой, который замещается толщей осадков, а затем по направлению к ложу
океана начинается уменьшение мощности базальтового слоя. Мощность этой
переходной зоны земной коры обычно 15-20 км. Граница между океанической и субконтинентальной корой проходит в пределах материкового склона
в интервале глубин 1-3,5 км.
Хотя кора океанического типа занимает большую площадь, чем континентальная и субконтинентальная, в силу ее небольшой мощности в ней сосредоточен лишь 21% объема земной коры. Сведения об объеме и массе разных типов земной коры приведены в таблице 11.
Земная кора залегает на подкоровом мантийном субстрате и составляет
всего 0,7% от массы мантии. В случае малой мощности коры (например, на
океаническом ложе), самая верхняя часть мантии будет находиться в так же
твердом состоянии, обычном для горных пород земной коры. Поэтому, как
отмечено на стр.
наряду с понятием о земной коре как об оболочке с опре-
деленными показателями плотности и упругих свойств имеется понятие о
литосфере - каменной оболочке, толще твердого вещества, покрывающего
поверхность Земли.
Земная кора океанического типа характеризуется разнообразными
структурами. По центральной части океанов протягиваются мощные горные
322
323
системы - срединно-океанические хребты. В осевой части эти хребты рассечены глубокими и узкими рифтовыми долинами с крутыми бортами. Эти
образования представляют собой зоны активной тектонической деятельности. Вдоль островных дуг и горных сооружений по окраинам материков располагаются глубоководные желоба. Наряду с этими образованиями имеются глубоководные равнины, занимающие огромные площади.
Таблица 11
Объем, мощность и масса горизонтов разных типов земной коры
(составлено по данным А.Б.Ронова и А.А.Ярошевского, 1976)
Типы коры
Континентальный
Переходная зона
Океанический
Земная кора в целом
Масса
1021 (кг)
740
2520
3240
6500
Средняя
мощность
(км)
5,0
16,9
21,7
43,6
160
520
860
2,5
8,0
13,2
0,40
1,41
2,49
1540
23,7
4,30
120
360
0,4
1,2
0,19
1,00
1690
2170
5,7
7,3
4,90
6,9
10210
20,0
46
Горизонты коры
объем
(млн.км3)
Осадочный
Гранитный
Базальтовый
Кора континентов
в целом
Осадочный
Гранитный
Базальтовый
Переходная (субконтинентальная)
кора в целом
Осадочный
Вулканогенноосадочный
Базальтовый
Океаническая кора в целом
1,85
6,83
9,39
18,07
Стольже неоднородна континентальная земная кора. В ее пределах
можно выделить молодые горноскладчатые сооружения, где мощность коры
в целом и каждого из ее горизонтов сильно возрастает. Выделяются также
площади, где кристаллические горные породы гранитного слоя представля323
324
ют древние складчатые области, выровненные на протяжении длительного
геологического времени. Здесь мощность коры значительно меньше. Эти
обширные участки континентальной коры называются платформами. Эти
обширные участки континентальной коры называются платформами. Внутри
платформ различают щиты - районы, где кристаллический фундамент выходит непосредственно на поверхность, и плиты, на площади которых кристаллическое основание покрыто толщей горизонтально залегающих отложений. Примером щита является территория Финляндии и Карелии (Балтийский щит), в то время как на Восточно-Европейской равнине складчатый
фундамент глубоко опущен и перекрыт осадочными отложениями. Средняя
мощность осадков на платформах около 1,5 км.
Для горноскладчатых сооружений характерна значительно большая
мощность толщи осадочных пород, средняя величина которой оценивается в
10 км. Накопление таких мощных отложений достигается длительным, постепенным опусканием, прогибанием отдельных участков континентальной
коры с последующим их подъемом и складкообразованием. Такие участки
называются геосинклиналями. Это наиболее активные зоны континентальной коры. К ним приурочено около 72% всей массы осадочных пород, в то
время как на платформах сосредоточено около 28%.
Проявления магматизма на платформах и геосинклиналях резко отличается. В периоды прогибания геосинклиналей по глубинным разломам поступает магма основного и ультраосновного состава. В процессе превращения геосинклинали в складчатую область происходит внедрение огромных
масс гранитной магмы. Для поздних этапов характерны вулканические излияния лав среднего и кислого состава. На платформах магматические процессы значительно более слабо выражены и преимущественно представлены
излияниями базальтов или лав щелочно-основного состава.
Таблица 12
324
325
Химический состав земной коры (в весовых процентах)
(по данным А.Б.Ронова и А.А.Ярошевского, 1976)
Компоненты
Средний состав осадочной
Средний состав
гранитного слоя
толщи*
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
Cорганически
Средний состав базальтового слоя
континентов
океанов
44,03
0,53
10,67
2,82
1,89
0,24
2,79
15,91
1,50
1,91
0,13
0,62
63,08
0,54
15,38
2,24
3,60
0,09
2,96
3,79
2,71
2,89
0,16
0,05
54,84
0,84
14,28
2,42
4,25
0,16
6,37
8,09
2,34
1,32
0,16
0,02
49,43
1,49
15,50
2,47
7,97
0,18
7,89
11,23
2,60
0,24
0,23
-
12,38
0,50
0,27
3,59
0,81
0,10
0,21
1,46
0,37
0,03
0,02
1,40
0,69
й
CO2
SO3
Сl
H2O+
* - за исключением включений эффузивных пород
Среди осадочных пород континентов преобладают глины и глинистые
сланцы. На дне океанов увеличивается содержание известковых осадков.
Итак, земная кора состоит из трех слоев. Еѐ верхний слой сложен осадочными породами и продуктами выветривания. Объем этого слоя составляет около 10% общего объема земной коры. Большая часть вещества находит-
325
326
ся на континентах и переходной зоне, в пределах океанической коры не более 22% объема слоя.
В так называемом гранитном слое наиболее распространенными породами являются гранитоиды, гнейсы и кристаллические сланцы. Породы более основного состава составляют около 10% этого горизонта. Это обстоятельство хорошо отражается на среднем химическом составе гранитного
слоя. При сопоставлении величин среднего состава обращает на себя внимание ясное различие этого слоя и осадочной толщи (табл.12).
Состав базальтового слоя в двух основных типах земной коры неодинаков. На континентах этот горизонт характеризуется разнообразием горных
пород. Здесь присутствуют глубоко метаморфизованные и магматические
породы основного и даже кислого состава. Основные породы составляют
около 70% всего объема этого горизонта. Базальтовый горизонт океанической коры значительно более однороден. Преобладающим типом пород являются так называемые толейитовые базальты, отличающиеся от континентальных базальтов низким содержанием калия, рубидия, стронция, бария,
урана, тория, циркония и высоким отношением Na/K. Это связано с меньшей
интенсивностью процессов дифференциации и выплавления вещества из
мантии. В глубоких рифтовых разломах выходят ультраосновные породы
верхней мантии.
Распространенность горных пород в земной коре, сгруппированных
для определения соотношения их объема и масс приведены в таблице 13.
Таблица 13
Распространенность горных пород в земной коре
(по А.Б.Ронову и А.А.Ярошевскому, 1976)
№
п/п
1
Группы пород
Пески и песчаные породы
Распространенность, % объема
земной коры
1,83
Масса,
1018 т
0,43
326
327
Глины, глинистые сланцы, кремнистые
породы
3 Карбонаты
4 Соленосные отложения
5 Гранитоиды, гранитогнейсы, кислые эффузивы и их метаморфические эквиваленты
6 Габбро, базальты и их метаморфические
эквиваленты
7 Дуниты, перидотиты, серпентиниты
8 Метапесчаники
9 Парагнейсы и кристаллические сланцы
10 Метаморфизованные карбонатные породы
11 Железистые породы
Сумма
2
4,48
1,14
2,79
0,09
0,71
0,02
20,86
5,68
50,34
15,00
0,07
1,74
16,91
0,02
0,47
4,74
0,69
0,18
0,17
100,00
0,06
28,46
ЭВОЛЮЦИЯ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА ЗЕМНОЙ КОРЫ
Проблема образования существующей структуры земной коры имеет
не только фундаментальное теоретическое значение. Познание процессов,
формирующих земную кору, одновременно означает выяснение закономерностей образования и размещения промышленных месторождений полезных
ископаемых. Поэтому над изучением этих процессов работают крупные научные коллективы многих стран.
Экспериментальные исследования, изучение горных пород на поверхности материков и на дне океанов, результаты глубокого бурения позволили
разработать представление о радиально направленном выплавлении и дегазации вещества земной коры из мантии.
Вещество мантии до сих пор непосредственно не подвергалось химическому анализу, так как достать его пока еще технически невозможно. Однако есть основания считать, что состав мантии отвечает составу каменных
метеоритов (хондритов).
327
328
Результаты анализов показывают, что в них содержатся определенные
количества некоторых химических элементов, образующих относительно
легкоплавкие соединения, а также элементов, входящих в состав газов и воды (табл. 14).
Таблица 14
Содержание в хондритах химических элементов
и соединений, образующих пары и газы
(по А.П.Виноградову, 1964)
Элементы соединений
Содержание (в весовых
процентах)
S
H2O
C
N
F
Cl
Br
B
J
1,8
0,5
4*10-2
2*10-3
2,8*10-3
7*10-3
5*10-5
4*10-5
4*10-6
Состав газов
H2S, SO2 и др.
H2O, H2, O2
CH4, CO, CO2
N2, NH3
HF
HCl
HBr
B(OH)3 и др.
HJ
Вещество мантии находится в равновесном твердом состоянии в условиях высоких температур и давления. Однако это равновесное состояние будет нарушено, если внешние условия изменятся, например, понизится давление или повысится температура. Тогда вещество перейдет в расплавленное,
жидкое состояние. Такое явление вполне вероятно, если внутри мантии возникнет очаг сильного разогревания. Причиной его может служить энергия
радиоактивного распада. Расплавленная масса, содержащая источник тепловой энергии будет перемещаться в радиальном направлении к поверхности
Земли, проплавляя при своем движении вещество мантии. При этом должна
происходить закономерная дифференциация этого вещества.
328
329
Чтобы представить себе механизм этого процесса, мысленно проделаем следующий опыт.
Поместим в термоустойчивую трубку смесь соединений, обладающих
различной температурой плавления. При помощи кольцевого нагревателя
расплавим узкую зону внизу трубки и затем будем медленно перемещать нагреватель вверх вдоль трубки. При подъеме нагревателя расплавится следующая зона, а нижележащая масса остынет и вновь закристаллизуется. По
мере движения нагревателя все вещество в трубке пройдет стадии плавления
и последующей кристаллизации. Если эту операцию повторить неоднократно, то исходная смесь закономерно разделиться: вверху обособятся более
легкоплавкие соединения, а внизу - менее плавкие.
Изложенный принцип «зоной» плавки был использован известным
геохимиком А.П.Виноградовым для создания модели образования земной
коры. Согласно этой модели, определенные очаги расплава, перемещающиеся в радиальном направлении, обеспечили закономерную дифференциацию
вещества мантии. Состав первоначально возникающего расплава не отличается от состава исходного материала. Но многократное повторение этого
процесса обусловило разделение вещества, вынос из мании относительно
легкоплавких соединений и накопление их на поверхности планеты.
В результате дифференциации исходного вещества происходит закономерное перераспределение химических элементов по оболочкам Земли.
Если принять, что состав исходного вещества мантии близок к составу каменных метеоритов, то можно проследить, как менялось содержание важнейших химических элементов в процессе образования земной коры.
В таблице 15 хорошо видно, что выделение легкоплавких соединений
из исходного вещества планеты сопровождалось прогрессирующим накоплением кремния, алюминия, кальция, калия, натрия, фтора, хлора. В то же
время большая часть железа, магния, серы оставалась в веществе мантии.
329
330
Таблица 15
Среднее содержание основных химических элементов
в главных типах горных пород и в каменных метеоритах
(в весовых процентах)
(по А.П.Виноградову)
Элементы
O
Si
Al
Ca
K
Na
F
Cl
Mg
Fe
S
Каменные Горные породы
метеориты верхней мантии
(хондриты) (дуниты и др.)
35,0
18,0
1,3
1,4
0,085
0,7
0,0028
0,007
14,0
25,0
2,0
42,5
19,0
0,45
0,7
0,03
0,57
0,01
0,005
25,9
9,85
0,02
Горные породы земной коры
базальты
43,5
24,0
8,76
6,72
0,83
1,94
0,037
0,005
4,5
8,56
0,03
гранитоиды
48,7
32,3
7,7
1,58
3,34
2,77
0,08
0,024
0,56
2,7
0,04
Предложены и другие модели, но независимо от тех или иных представлений о механизме массопереноса большая часть ученых разделяет мнение о том, что земная кора образовалась путем выноса из мании легкоплавких и легколетучих химических соединений.
Процесс выноса легколетучих и легкоплавких химических соединений
весьма сложен. Если образование базальтовой коры как продукта выплавления из вещества мантии не вызывает сомнений, то в процессе образования
гранитного слоя еще очень много неясного. Многочисленные факты свидетельствуют, что образование крупных масс гранитов приурочены к определенной стадии развития геосинклиналей, на которой процессы регионального метаморфизма достигают своей наивысшей степени - палингенеза (см.
Главу XV, стр. ). При этом происходит расплавление метаморфизуемых пород под воздействием не только высоких температур и давления, но также
330
331
глубинных флюидов, дегазированных из мантии. Образующийся расплав насыщается химическими элементами, поступившими в результате дегазации,
состав его становится более сложным по сравнению с выплавляемыми базальтами, изливающимися на океаническом дне из глубинных разломов. Рассмотренный процесс получил название гранитизаци. Возможно, что таким
путем образовались огромные массы гранитных батолитов.
Активный вынос легколетучих соединений, обуславливающих гранитизацию мощных толщ осадков, происходит не повсеместно на поверхности
Земного шара, а лишь в определенных структурных элементах земной коры геосинклиналях. Локализация процессов активного выноса по-видимому
связана с неравномерным распределением источников энергии в частности,
масс радиоактивных элементов в мантии. Таким образом континенты, кора
которых содержит гранитный слой, можно рассматривать как участки земной коры, в пределах которых особенно активно происходил вынос легколетучих и легкоплавких химических соединений из мантии. На площади распространения океанической коры этот процесс происходил менее активно, о
чем свидетельствую не только меньшая мощность слоя выплавленных базальтов, но и бедность океанических базальтов многими химическими элементами по сравнению с базальтами континентальной коры. По расчетам
А.Б.Ронова и А.А.Ярошевского общая масса вещества вынесенного из мантии в континентальную кору, составляет 22,37*1018 т, а в океаническую почти в четыре раза меньше.
Особенно важное значение процесс образования континентальной
земной коры имел для перераспределения металлов. Как следует из данных
таблицы 16, содержание одних металлов резко возрастает в гранитном слое
по сравнению с исходным веществом мантии, а содержание других - уменьшается. В процессе выплавления вещества земной коры в мантии задерживались металлы группы железа: - никель, кобальт. хром, отчасти марганец. По-
331
332
этому содержание никеля в породах верхних горизонтов земной коры по
сравнению с содержанием в исходном веществе уменьшается в десятки раз,
примерно в сто раз уменьшается содержание кобальта и хрома, в тысячу раз
платины. В процессе выплавления земной коры уменьшилось также содержание ртути, но это произошло по причине выноса паров этого металла, поступавших в атмосферу и растворявшихся в природных водах.
Металлы, содержание которых в целом увеличивается в земной коре,
распределяются в горных породах неодинаково. Выделяется группа металлов, концентрирующихся в гранитном слое континентальной земной коры,
обогащенной кремнием, алюминием, щелочами, легколетучими соединениями. Сюда относятся цирконий, ниобий, барий, олово, свинец, уран. Например, концентрация свинца увеличивается в 100 раз, урана - еще более. Другая
группа металлов концентрируется в базальтовых породах. В эту группу входят титан, ванадий, медь, цинк.
Таблица 16
Перераспределение некоторых редких и рассеянных
химических элементов в процессе образования земной коры
(в 1*10-3%)
Элементы
Ba
Zr
Sn
Pb
U
Ti
V
Каменные
метеориты
Породы верхней
мантии
(дунит и др.)
Породы земной коры
базальты
Элементы, концентрирующиеся в гранитоидах
0,6
0,1
30
3
3
10
0,1
0,05
0,15
0,02
0,01
0,8
0,0015
0,0007
0,05
Элементы, концентрирующиеся в базальтах
50
30
900
7
4
20
гранитоиды
83
20
0,3
2
0,35
230
4
332
333
Cu
Zn
Ni
Co
Cr
Hg
Pt
10
2
20
2
5
3
13
66
Элементы, содержание которых уменьшается в земной коре
1350
200
160
0,8
80
20
4,5
0,5
250
200
90
2,5
0,3
0,001
0,009
0,008
0,2
0,02
0,01
-
Одновременно с выплавлением легкоплавких соединений из вещества
мантии происходило выделение газов разных веществ. В результате дегазации мантии образовалась основная масса газов и воды, имеющихся на нашей
планете. При этом расчеты показывают, что на протяжении геологической
истории вынесено только около 10% содержания каждого газа в мантии. Так,
например, по данным А.П.Виноградова, содержание воды в мантии составляет 2*1022 кг, а ее общее количество в гидросфере и атмосфере - 1,5*1021 кг.
В результате процесса дегазации выносились также возгоняемые соединения
тяжелых металлов.
Совершенно особое положение в земной коре занимает самый наружный слой, который некоторые ученые называют осадочной оболочкой Земли.
По минералогическому составу он принципиально отличен от двух других
слоев коры. В составе осадочной оболочки преобладают не силикаты с разнообразной кристаллохимической структурой, как в гранитном и базальтовом слоях земной коры, а дисперсные силикаты со сложной структурой глины, составляющие 40% осадочного слоя, карбонаты - 23%. Среди обломочных минералов, сохранившихся при гипергенном преобразовании гранитного слоя, входящих в состав осадочной оболочки и составляющих 19%
ее массы, доминируют кварц - наиболее устойчивый к выветриванию глубинный минерал. Химический состав осадочного слоя обогащен не только
Н2О и СО2, но также окисленными формами серы, органическим углеродом,
333
334
хлором, фтором, азотом и тяжелыми металлами. Все эти соединения и элементы выносятся из мантии путем дегазации, но в процессе гипергенеза и
седиментогенеза связываются и аккумулируются в веществе осадочного
слоя. Таким образом, на поверхности Земли происходят глубокое преобразование вещества гранитного слоя. Главным фактором этого процесса является
суммарный геохимический эффект жизнедеятельности организмов. Это проявляется как в непосредственном участии организмов в осадкообразовании,
так и в регулировании условий, определяющих направленность преобразования горных пород гранитного слоя: содержание кислорода и углекислого газа в атмосфере, щелочно-кислотных параметров природных вод, окислительно-восстановительных условий, присутствие органических соединений и
др.
Установлено, что большая часть массы вещества осадочных пород находится в пределах континентальной коры, причем примерно половина этой
массы сосредоточена в тектонически активных геосинклиналях. В этих
структурах происходило формирование кристаллических пород древних щитов - главных фрагментов гранитного слоя. Очевидно многие особенности
гранитного слоя сложно связаны с суммарным геохимическим эффектом
жизнедеятельности организмов геологического прошлого. Имея это в виду
В.И.Вернадский назвал гранитный слой земной коры «следами былых биосфер».
Роль основных процессов минералообразования в формировании
минерального состава земной коры
Земная кора слагается природными химическими соединениями - минералами, количество видов которых немногим превышает две тысячи. Ограниченность природных химических соединений по сравнению со значительно большим количеством искусственных соединений обусловлена мно334
335
гими причинами, главной из которых является очень неравномерное содержание разных химических элементов в земной коре. Диапазон среднего содержания разных химических элементов достигает шести математических
порядков.
Наибольшее количество минеральных видов образуют элементы, содержащиеся в земной коре в наибольшем количестве. К ним относятся кислород, кремний, алюминий, железо, кальций, магний, калий, натрий. Эти
элементы образуют группу соединений, массы которых в наибольшем количестве выплавлялись из мантии.
Наряду с ними значительные количества минералов образуют такие
элементы как сера, мышьяк, сурьма, медь, свинец, цинк и некоторые другие
металлы, которые активно выносились в процессе дегазации вещества мантии.
Таблица 17
Образование минералов при основных
процессах минералообразования
Процессы минералообразования
Минералы, образующиеся преимущественно при данном процессе (в
процентах к общему количеству
минералов)
Магматизм
8
Пегматитообразование
10
Пневматолито-гидротермальная деятельность
28
Гипергенез и литогенез
45
Метаморфизм
9
Если рассматривать разнообразие минералообразования при различных эндогенных процессах, то наибольшее количество минеральных видов
образуется при процессах, которые протекают при участии продуктов дега-
335
336
зации. Минералы образующиеся при пневматолитово-гидротермальных и
пегматитовых процессах по подсчетам известного украинского минералога
Е.К.Лазаренко, составляют около 30% всех минеральных видов. Еще большее количество минеральных веществ возникает при процессах гипергенеза
и осадкообразования, в которых под геохимическим контролем суммарного
эффекта жизнедеятельности организмов образуются химические соединения
дегазированных элементов, поступивших в атмосферу и гидросферу
(табл.17).
Определенные закономерности обнаруживаются в разнообразии и распределении масс минералов по классам. Отдельные данные приводились при
описании минеральных групп, общая их сводка представлена в таблице 18.
Данные этой таблицы позволяют прежде всего отметить наиболее многочисленные классы. Несмотря на расхождения в результатах расчетов разных авторов, совершенно очевидно, что наибольшее количество минералов
характерно для силикатов. Весьма разнообразен состав класса фосфатов и
их аналогов, которые занимают второе место по количеству минералов
(17,7%16,4%), а также класса сульфидов и им подобных соединений (9,413,0%), оксидов и гидроксидов (9,4-12,5%), сульфатов (9,0-12,2%). Состав
других классов менее многочисленен и составляет несколько процентов или
даже доли процента, как, например, минералы класса хроматов.
Таблица 18
Соотношение между отдельными классами минералов и их
содержанием в земной коре
Классы
минералов
Самородные элементы
Содержание в
земной
в % к общему
коре (вес в
количеству мипроцентах)
нералов
I
II
I
II
3,30
4,2
0,10
0,10
Минералы
количество
I1
50
II2
90
336
337
Сульфиды и им подобные
соединения
Галогениды
Оксиды и гидроксиды
Силикаты
Сульфаты
Фосфаты, арсенаты, ванадаты
Карбонаты
Бораты
Вольфраматы и молибдаты
хроматы
Нитраты
Органические соединения
195
200
13,00
9,4
1,15
0,25
86
187
375
135
266
100
200
800
260
350
5,70
12,50
25,00
9,00
17,70
4,7
9,4
37,4
12,2
16,4
0,50
17,00
75,00
0,50
0,70
незначит.
67
42
14
80
40
15
4,50
2,80
1,00
3,7
1,9
0,7
1,70
1,70
5
8
70
не учтены
0,30
0,50
4,70
Всего
1500
2135
100,0
100,0
17,00
80,00
0,10
0,70
незначит.
“
3,35
“
“
“
100,0
99,85
I1 - данные Е.К.Лазаренко, 1963
II2 - данные Н.И.Сафронова и Б.АГаврусевича, 1968
Многочисленность минералов того или иного класса не обязательно
означает, что эти минералы составляют значительную часть массы земной
коры. Хотя наиболее разнообразный видами класс силикатов и преобладает в
земной коре, но второй по многочисленности минералов класс фосфатов и
их аналогов составляет менее процента массы литосферы (0,7 %). Близкие по
численности видов классы сульфидов и оксидов резко различаются по своему весовому содержанию в земной коре: первые находятся в количестве
0,15% (по В.И.Вернадскому), вторые - 17% массы коры. Следует отметить,
что значения масс минералов в земной коре точно не установлены и определяются разными учеными неодинаковыми величинами. Так, например, даже
для группы преобладающих минералов - силикатов - рассчитаны сильно различающиеся значения. Американский геохимик Г.Вашингтон (1925) определил массу силикатов в земной коре в 63%, В.И.Вернадский (1937) - в 85%,
А.Е.Ферсман (1934) - в 74,5%, Е.К.Лазаренко (1963) - в 75%, Б.А.Гаврусевич
337
338
и Н.И.Сафронов (1968) - в 80%, А.Б.Ронов и А.А.Ярошевский (1967) - в 83%.
Последняя цифра по-видимому наиболее достоверна.
В целом можно считать, что преобладающую часть массы земной коры
составляют силикаты (включая кварц) и отчасти минералы класса оксидов и
гидроксидов.
Образование массы представителей некоторых классов связано преимущественно с одним определенным процессом минералообразования. Как
показывают данные Е.К.Лазаренко, большая часть минералов класса сульфидов (89% ) имеет пневматолито-гидротермальное происхождение и лишь 5%
возникает при литогенезе. Вольфраматы и молибдаты поровну делятся между гипергенным и пневматолитово-гидротермальным генезисом. Для некоторых классов характерно возникновение преобладающего количества минеральных видов при процессах гипергенного минералообразования. Таковы
сульфаты, фосфаты и им близкие соединения, нитраты.
Контрольные вопросы к самостоятельной
работе студентов
1. Какие существуют два типа земной коры?
2. Какое строение имеют земная кора континентов и океанов?
3. Какие породы слагают гранитный слой континентальной коры?
4. Одинаковые ли породы слагают базальтовый слой континентальной и
океанической коры?
5. Каково соотношение масс коры континентального и океанического типов?
6. Где находится большая часть осадочных пород - в пределах океанической
или континентальной коры?
7. Какие геотектонические структуры характерны для континентальной коры? В каких структурах сосредоточена основная масса осадочных пород?
338
339
8. Каков предполагаемый механизм выплавления базальтовой магмы из вещества мантии?
9. Какие химические элементы и соединения выносятся из мантии в газообразной форме?
10.Какие металлы в процессе формирования земной коры концентрировались в гранитоидах, какие - в базальтах?
11.С какими процессами связано наибольшее минералогическое разнообразие?
Почему В.И.Вернадский назвал гранитный слой земной коры «следами былых биосфер»?
339