Лекция 1.1

1
Тема 1.1. ГЕОЛОГИЯ: ПРЕДМЕТ, ЗАДАЧИ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
Геология – одна из фундаментальных областей научного знания. Название её образовано от греческих слов «Гея» - земля и «логос» - знание. То
есть, буквально это название означает «знание о Земле». Можно дать и более
развёрнутое определение: геология – область естествознания (то есть наук о
природе), занимающаяся изучением вещественного состава, строения и истории развития земной коры и Земли в целом. В последнее время к этому традиционному предмету геологии добавляется ещё и изучение других планетных тел геологическими методами. Может возникнуть вопрос: почему из
всех оболочек, слагающих нашу планету особо выделяется земная кора?
Причина в том, что другие внешние оболочки - атмосфера и гидросфера –
традиционно рассматриваются в большей мере как сфера интересов не геологических, а географических наук. А все глубинные оболочки (геосферы)
хоть и является целиком предметом самой геологии, прямому наблюдению
недоступны. Поэтому естественно, что изучению земной коры, которую
можно исследовать непосредственно, в геологии уделяется основное внимание.
Другой вопрос, относящийся к определению предмета геологии – это
соотношение между науками геологическими и географическими. Предметом географии традиционно является поверхность нашей планеты, область
взаимодействия трёх внешних геосфер: атмосферы, гидросферы и земной коры (географическая оболочка). Разделение между геологическими и географическими науками не очень чёткое, в какой-то мере даже условное. С одной
стороны, геология может показаться более узкой областью знания, так как в
географии рассматриваются не только природные явления, но и социальноэкономические - различные аспекты распределения расселения и деятельности людей на поверхности нашей планеты. С другой стороны, сфера геологического знания шире, так как в геологических науках изучается не только поверхность Земли, но и вся она в целом.
Но при любом из сопоставлений видно, что есть предмет, находящийся в
совместном ведении наук географических и геологических – это природные
процессы, протекающие на поверхности земной коры. И по отношению к
этому кругу процессов различие между геологией и географией в одном: геологический подход к их изучению является более широким. Геолог рассматривает эти процессы не сами по себе (как это практикуется при географическом подходе), а в контексте более широкого круга процессов и явлений, охватывающих всю планету в целом. И это закладывает основы для всеобъемлющего, целостного синтеза всех наших знаний о природе и месте, занимаемом в ней человеком. Такой синтез, опирающийся в первую очередь на данные геологических наук, был осуществлён в первой половине ХХ века великим российским учёным Владимиром Ивановичем Вернадским в рамках созданного им учения о биосфере и ноосфере. В дальнейшем развитие именно
этого направления научной мысли привело к становлению новой области на-
2
учного знания - экологии, которая как раз и является нашим основным предметом.
Таким образом, именно геологический подход к изучению природы
привёл науку к пониманию того, что природа едина, а человечество является
её неотъемлемой частью. И потому изучение основ геологии необходимо
любому специалисту-экологу, чтобы в его сознании могла сформироваться
целостная картина мира, отвечающая современному уровню научных знаний.
Подлинная экологическая грамотность без понимания сути геологических
процессов невозможна.
Подразделение геологии на отдельные научные дисциплины.
Геология – обширный раздел естествознания, объединяющий множество
связанных между собой научных дисциплин. Среди них можно выделить
науки, изучающие вещественный состав земной коры, геологические процессы, их историческую последовательность и так далее. В качестве наиболее
значимых геологических наук можно назвать следующие.
Минералогия – наука о минералах, их составе, свойствах и происхождении.
Кристаллография – наука о кристаллической структуре минералов,
формах и свойствах кристаллов, процессах в кристаллической среде, взаимодействиях между кристаллами и окружающим веществом.
Петрография и литология – науки о горных породах (первая – о кристаллических, вторая – об осадочных), их составе и строении. С этими дисциплинами тесно связаны близкие к ним науки, предметом которых является
происхождение горных пород. Это петрология, которая занимается вопросами происхождения кристаллических горных пород, и седиментология,
изучающая закономерности накопления осадков и их преобразования в осадочные горные породы.
Вулканология – наука о деятельности вулканов, продуктах вулканических извержений, формировании вулканических горных пород может рассматриваться, как специфический раздел петрологии.
Стратиграфия изучает пространственные соотношения геологических
тел в земной коре и последовательность их формирования во времени.
Историческая геология, используя в первую очередь данные стратиграфии, реконструирует последовательность геологических событий.
Геоморфология – наука об образовании и развитии форм рельефа. Эта
дисциплина рассматривается, как принадлежащая одновременно к числу и
геологических, и географических наук.
Палеонтология – наука о развитии органического мира Земли в геологическом прошлом.
С исторической геологией и палеонтологией тесно связаны такие дисциплины, как палеогеография (занимается реконструкцией географических обстановок, существовавших в геологическом прошлом) и палеоэкология (реконструирует существовавшие ранее экосистемы).
3
Структурная геология изучает формы залегания и взаимоотношения
горнопородных тел в земной коре.
Тектоника изучает движения и деформации земной коры, общие закономерности строения и развития земной коры и Земли в целом.
Геохимия - наука о формах нахождения и процессах миграции химических элементов в природе; дисциплина занимает пограничное положение
между геологическими и химическими науками.
Геофизика – изучает широкий круг вопросов, от физики Земли как планетного тела в целом и её физических полей до физических свойств горных
пород и геофизических методов поисков месторождений полезных ископаемых; находится на стыке геологических и физических наук.
Сейсмология – наука о землетрясениях; занимает место на стыке тектоники и геофизики.
Металлогения (минерагения) рассматривает вопросы генезиса полезных ископаемых и закономерности их распределения в земной коре.
Гидрогеология – наука о подземных водах; находится на стыке геологии
с гидрологией.
Инженерная геология – прикладная дисциплина, изучающая свойства
горных пород и грунтов, имеющие значение для строительства и других видов инженерно-технической деятельности человека.
Новым направлением в геологических науках является сравнительная
планетология, которая изучает геологическое строение и геологические
процессы на различных планетных телах путём их сравнительного анализа.
Специфика методологии геологических наук.
Предмет геологических наук – планета Земля – чрезвычайно сложен и
многогранен. Естественно, что при его изучении используется широкий круг
методов, большая часть которых применяется и в остальных естественных
науках. Но в методологии геологических исследований есть ряд очень существенных специфических аспектов. Методологическая специфика геологии
объективно обусловлена несколькими причинами:
1. Сложной многоуровневой структурой объекта исследования.
2. Малыми скоростями большинства геологических процессов, в результате чего многие из них растягиваются на тысячи, миллионы и даже сотни миллионов лет.
3. Недоступностью для непосредственного изучения процессов, происходящих на больших глубинах, а также протекавших в отдалённом геологическом прошлом.
Следствием всего этого является ограниченность применения в геологических науках таких широко распространённых методов научного исследования, как наблюдение и эксперимент. Нельзя смоделировать процессы, протекающие при температурах и давлениях, которые мы не можем создать в
лабораториях. Невозможно искусственно воспроизвести для лабораторного
исследования процесс, который растягивается на миллионы лет – мы не смо-
4
жем дождаться результатов такого эксперимента. Также очень сложно смоделировать процесс, протекающий в системе из такого множества компонентов, которые взаимодействуют между собой в ходе наиболее крупномасштабных геологических процессов – мы можем не учесть многие важные
факторы, реально действующие в природных обстановках. Мы не можем непосредственно наблюдать то, что происходит на глубинах, превышающих
12 км (это уровень, достигнутый при бурении самой глубокой в мире скважины), а также то, что происходило миллионы лет назад.
Основные методологические затруднения при становлении геологической науки вызвал вопрос о научном познании геологического прошлого.
Первое время эта важнейшая область целиком оставалась предметом умозрительных гипотетических построений. Выработать строгий научный подход к
решению данного круга вопросов позволил метод актуализма, сформулированный и разработанный в 30-х гг. XIX в. английским геологом Чарльзом
Лайелем. Метод актуализма – не что иное, как особая, направленная на познание геологического прошлого, модификация широко применяемого в науке метода сравнения. Суть его Ч. Лайель кратко выразил фразой: «Настоящее
– ключ к познанию прошлого». Смысл её в том, что природные процессы,
протекавшие в отдалённом прошлом, мы можем познать через их сравнение с
аналогичными современными процессами. Сравнение это возможно через
сопоставление результатов процессов. Ч. Лайель исходил из того, что законы
природы в прошлом были такими же, как и сейчас. По крайней мере, у нас
нет никаких оснований полагать иначе. Но это значит, что если какие-то процессы в прошлом и сейчас протекали одинаково, одинаковыми должны быть
и результаты. Результатом геологических процессов является образование
разнообразных минералов и горных пород. Особенности процесса отражаются в их составе, строении, формах залегания и других свойствах, которые
можно изучить. Так что по этим данным мы можем мысленно воссоздать
картину того, что происходило в отдалённом геологическом прошлом.
Иногда метод актуализма понимают несколько упрощённо, полагая, что
при его использовании имеется в виду полное отождествление прошлых и
современных процессов. На самом деле это не так. Понятно, что, хотя законы
природы остаются одними и теми же, реальные природные обстановки за
многие миллионы лет могли (и даже должны были) в чём-то изменяться. Но
ведь такие изменения мы тоже можем познать лишь благодаря применению
метода актуализма. Ведь через сравнение познается не только тождество, но
и различие. Применительно к геологии и методу актуализма это означает, что
любые отличия в ходе какого-либо современного процесса и его аналога из
геологического прошлого приведут к соответствующим отличиям в результатах. И, выявив различия в результатах (и только на этой основе) мы можем
судить о различиях самих процессов и условий, в которых они протекали.
Ещё одна важная сторона методологии геологических наук заключается
в большом значении, придаваемом ряду методических принципов – принципам комплексности, системности и историзма. Это также вытекает из отмеченной нами специфики предмета геологии.
5
Принцип комплексности означает необходимость разностороннего, и
вместе с тем целостного, изучения геологических объектов с точки зрения
различных научных дисциплин и максимально широким кругом методов.
Принцип системности заключается в изучении геологических объектов как сложных многокомпонентных систем, нередко имеющих несколько
уровней организации. При системном подходе изучается каждый компонент
системы в отдельности, исследуются все взаимосвязи между компонентами –
а далее, на основе синтеза этих данных, реконструируется функционирование
системы в целом.
Принцип историзма заключается в том, что, во-первых, любой геологический процесс исследуется и реконструируется как направленно протекающий во времени, а во-вторых, восстанавливается вся последовательность
геологических процессов в истории планеты – и на этой основе познаются
наиболее фундаментальные закономерности её развития.
История развития геологии.
В истории развития геологических наук можно выделить несколько качественно различных этапов.
Первичное накопление геологических знаний продолжалось в течение
древности и средневековья. При этом геология ещё не рассматривалась как
особая отрасль научного знания, а накопление информации происходило в
рамках естествознания (науки о природе) в целом.
П е р в ы й э т а п развития геологии – обособление её в самостоятельный раздел науки – приходится на XVII-XVIII вв. В это время на первый
план выходят вопросы происхождения минералов и горных пород, определения последовательности их образования.
В т о р о й э т а п – первая половина XIX в. Его можно рассматривать
как время первой научной революции в геологии, произошедшей благодаря
появлению и внедрению в практику метода актуализма. На его основе начинается бурное развитие палеонтологии и стратиграфии, идёт активное накопление знаний об истории геологического развития нашей планеты. Это позволило к середине XIX в. разработать периодизацию истории Земли и создать шкалу относительного геологического времени, в основных чертах до
сих пор сохраняющую своё значение. На этом же этапе внедряется и получает широкое распространение составление геологических карт, на которых
показываются комплексы горных пород различного возраста. Разработанная
тогда методика составления геологических карт применяется, с некоторыми
модификациями, вплоть до настоящего времени.
Т р е т и й э т а п (вторая половина XIX в.) знаменуется, прежде всего,
активизацией углублённого исследования горных пород и минералов лабораторными методами – в наибольшей мере благодаря изобретению поляризационного микроскопа. В этот же период предпринимаются активные попытки осмыслить общие закономерности развития планеты и появляются первые
геотектонические гипотезы.
6
В ч е т в ё р т ы й э т а п своего развития геология вступает на рубеже
XIX и ХХ веков. Огромную роль в развитии геологии сыграло открытие в это
время явления естественной радиоактивности и, в особенности, закона постоянства скорости радиоактивного распада. Это впервые позволило оценить
реальные масштабы геологического времени, длительность которого прежде
оставалась лишь предметом туманных предположений. Также с начала ХХ
века начинается внедрение в практику геологических исследований геофизических методов, что позволило получить первые объективные данные о глубинном строении Земли. С развитием авиации начинается изучение геологических объектов дистанционными методами, получающее всё более и более
широкое распространение. Продолжают развиваться лабораторные методы
исследования вещества горных пород и минералов. В том числе начинаются
опыты по экспериментальному исследованию поведения вещества горных
пород при условиях, существующих в земных глубинах. Резко расширяется
география геологических исследований – они охватывают все регионы мира,
за исключением (пока) Антарктики и океанического дна. Всё это ведёт к накоплению всё больших объёмов геологической информации и осознанию необходимости её целостного осмысления. Поэтому первая половина ХХ века
ознаменовалась выдвижением множества новых геотектонических гипотез и
интенсификацией дискуссий по проблемам общих закономерностей развития
Земли. Одновременно намечается и процесс синтеза геологии с другими естественными, а впоследствии и общественными науками. Наибольший вклад
в это направление внесён трудами выдающегося российского геолога В.И.
Вернадского.
П я т ы й э т а п начинается в 50-60-е гг. ХХ в., и его начало знаменует
собой новую научную революцию в геологии. Основной предпосылкой этой
революции явилось распространение геологических исследований на всю поверхность Земли. Благодаря широко развёрнутым с 1950-х гг. исследованиям
геологии океанического дна впервые была получена целостная картина геологического строения внешних геосфер нашей планеты. Было изучено то недостающее звено, без знания которого невозможно было создать единую, целостную теорию её развития. И такая теория, получившая название «тектоники литосферных плит», была создана к началу 1970-х гг. благодаря синтезу
многочисленных новых данных с теми, которые уже были накоплены за всю
историю развития геологической науки. Дальнейшее развитие теоретической
мысли и углубление наших представлений об общих закономерностях развития не только Земли, но и планетных тел вообще, обеспечивается на современном этапе активным изучением геологии других планет Солнечной системы и их спутников.
Место геологии в системе наук.
В своём развитии геология всегда опиралась на различные естественные
науки – физические, химические, биологические, географические. В то же
время, сама она, развиваясь, давала начало новым направлениям, которые
7
обособлялись в самостоятельные естественнонаучные дисциплины, выходящие далеко за рамки геологии, и к числу собственно геологических не относящиеся (к примеру, почвоведение и учение о биосфере). Многие научные
направления, названные выше, находятся на пересечении геологических и
других естественных наук (геохимия, геофизика, палеонтология, гидрогеология, геоморфология). Развитие в последнее время сравнительной планетологии, а также тесное взаимопроникновение между геохимией и космохимией,
показывают неразрывную связь геологических наук с астрономией. Таким
образом, вся огромная область естествознания теснейшим образом переплетается с геологическими науками.
Развитие математики, в особенности совершенствование прикладного
математического аппарата, позволяет всё более и более широко применять в
геологических науках разнообразные методы математических исследований.
Необходимость учёта влияние геологических факторов на условия жизни человека и, напротив, всё более возрастающего воздействия деятельности
человека на ход геологических процессов, требуют всё более тесного взаимодействия геологии с общественно-научными дисциплинами. Такое взаимодействие имеет не только прикладное, но и очень большое теоретическое
значение, так как позволяет выявить общие закономерности развития природы и человеческого общества. В этом русле вдающимся российским геологом
В.И. Вернадским создана концепция ноосферогенеза, активно развиваемая в
настоящее время многими специалистами в различных областях естественных и общественных наук. Её разработка оказывает воздействие на развитие
общественных наук, приводя к появлению в них новых научных направлений
(социоестественная история, антропоэкология и т.д.).
Прикладная роль геологии реализуется и в её тесной связи с техническими науками (примерами такой связи являются инженерная геология, геологоразведочное и горное дело, обогащение и переработка полезных ископаемых и т.д.).
Как и все науки о Земле, геология теснейшим образом связана с картографией – прикладной дисциплиной, предметом которой является разработка
методов создания и использования карт. Это обусловлено тем, что большинство результатов исследований в области геологических наук отображаются
на разнообразных специализированных картах. И сами такие карты, в свою
очередь, подвергаются научному анализу, что позволяет выявлять новые закономерности хода геологических процессов.
Значение геологии.
В вопросе о значении геологической науки можно выделить два основных аспекта. Первый аспект – теоретический, важность которого трудно переоценить. Развитие геологических наук сыграло ведущую роль в формировании современного научного мировоззрения. Причина в том, что во-первых,
без знания сути геологических процессов было бы невозможно целостное
понимание того, что происходит в окружающей нас природе. А во-вторых,
8
геология неимоверно раздвинула горизонты научной мысли во времени, введя в обиход науки сведения о процессах, протекавших миллионы, сотни миллионов и даже миллиарды лет назад. В-третьих, именно геология стала основой для широчайшего междисциплинарного синтеза научных знаний, основы
которого были заложены трудами В.И. Вернадского.
Второй аспект – вопрос о практической отдаче. И тут геологические
знания необходимы для решения широкого круга практических задач. Среди
них можно назвать:
1. Поиски месторождений полезных ископаемых, без открытия которых невозможно развитие минерально-сырьевой базы экономики любого государства. Особое значение это имеет и для России, обладающей широким
спектром запасов минерального сырья.
2. Определение геологических условий при строительстве. Недостаток
знаний о геологическом строении или их недоучёт может привести к возникновению серьёзных инженерно-технических проблем, и даже привести к разрушению зданий и других сооружений.
3. Прогнозирование и предупреждение опасностей, связанных с природными геологическими процессами – землетрясениями, извержениями
вулканов, обвалами, оползнями, селями и т.д.
4. Изучение геологических аспектов устойчивости экологических систем различного ранга, вплоть до биосферы Земли в целом; прогнозирование
их возможных изменений. В современных условиях, когда масштабы влияния деятельности человека на природу неуклонно возрастают, этот прикладной аспект геологии приобретает всё более важное значение.
9
Тема 1.2. ЗЕМЛЯ В КОСМИЧЕСКОМ ПРОСТРАНСТВЕ,
ПРОИСХОЖДЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ, СТРОЕНИЕ
ЗЕМНОГО ШАРА И ПЛАНЕТ СОЛНЕЧНОЙ ГРУППЫ
Строение Солнечной системы.
Земля – одна из планет в составе Солнечной системы. Что представляет
из себя эта система в целом? Её составляют Солнце, а также большое число
разнообразных космических тел, удерживаемых полем её тяготения. Солнце,
в свою очередь, представляет собой одну из громадного множества звёзд,
существующих во Вселенной. Звёзды группируются в обширные скопления –
галактики. К настоящему времени астрономы насчитывают во Вселенной порядка 10 миллиардов галактик. К одному из таких звёздных скоплений – Галактики Млечного Пути – и принадлежит Солнце. Наша галактика представляет собой уплощённое спиралевидное скопление звёзд диаметром около 100
тысяч световых лет (световой год – это расстояние, которое проходит свет за
1 год, основная единица измерения расстояний в астрономии). Расположено
Солнце на периферии галактики, на удалении около 2/3 радиуса от её центра.
Здесь, в отличие от центральной части галактики, звёзды располагаются на
большом удалении друг от друга. Вся галактика обращается вокруг своего
центра, и Солнце участвует в этом движении вместе со всеми остальными
объектами, составляющими Солнечную систему: планетами, их спутниками,
астероидами, кометами и метеорами.
Основной компонент Солнечной системы – Солнце. Во-первых, на долю
Солнца приходится 99,87% общей массы Солнечной системы. Поэтому, в соответствии с законом всемирного тяготения, именно Солнце занимает центральное место в системе, а меньшие тела (планеты, астероиды и кометы)
движутся по околосолнечным орбитам. Во-вторых, процессы, протекающие
на Солнце являются основным источником энергии для всей системы в целом.
Планеты – второй по значимости компонент в Солнечной системе. Это
космические тела сравнительно крупных размеров, имеющие сфероидальную
форму и обращающиеся вокруг Солнца по слабо вытянутым эллиптическим
орбитам. Планеты отличаются от Солнца прежде всего малыми размерами,
из чего вытекают и другие отличия. Масса планетных тел недостаточна для
того, чтобы на них могли протекать реакции термоядерного синтеза, являющиеся источником энергии звёзд. Поэтому температура на планетах значительно ниже, и слагающее их вещество находится в ином состоянии. Если
звёзды сложены горячим ионизированным газом (плазмой), то планеты слагаются (в разных соотношениях) более холодным твёрдым, жидким и газообразным веществом. В настоящее время известно 9 основных (так называемых
«больших») планет. Это, в порядке удаления от Солнца – Меркурий, Венера,
Земля, Марс, Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон.
10
Астероидами называют планетные тела небольших размеров. Основная
их часть обращается вокруг Солнца по близким друг к другу орбитам, расположенным между орбитами Марса и Юпитера, где формируют так называемый пояс астероидов. Но некоторые из них вращаются по эксцентричным
орбитам, то сильно приближаясь к Солнцу, то удаляясь от него. Такие орбиты пересекают орбиты других планет, и есть немало геологических свидетельств неоднократных столкновений астероидов с большими планетами и
их спутниками. Астероиды относительно крупных размеров, аналогично
планетам, сфероидальны. Но мелкие астероиды имеют, как установлено, неправильную форму. По-видимому, многочисленные малые тела в поясе астероидов неоднократно сталкивались между собой и раскалывались от соударений, образуя обломки неправильной формы. Результатом таких соударений
должно было становиться и изменение орбит части образовавшихся осколков
– так появлялись астероиды с эксцентричными орбитами.
Спутники планет отличаются и от самих планет, и астероидов тем, что
обращаются не непосредственно вокруг Солнца, а вокруг планет. В целом
космические тела этого типа имеют, в сравнении с планетами, меньшие размеры. Но эта разница не является абсолютной: самые крупные из спутников
по размеру превосходят самые маленькие планеты. Но каждый спутник всегда по размеру меньше той планеты, вокруг которой он обращается (опять же
в соответствии с законом всемирного тяготения). При этом порядок размеров
материнской планеты и её спутника сопоставим лишь в одном случае: в паре
Земля – Луна. Это позволяет многим специалистам рассматривать данную
пару в особом ранге – как двойную планету.
Кометы – самые загадочные образования в составе Солнечной системы.
Это тела очень небольших размеров, вращающиеся вокруг Солнца по крайне
эксцентричным орбитам. Некоторые кометы приближаются к Солнцу даже
ближе Меркурия, после чего возвращаются далеко за орбиту Плутона. Степень эксцентричности орбиты у каждой кометы совершенно индивидуальны,
как и период обращения. Те кометы, которые были исследованы, представляют собой скопления замёрзших газов, в которые включены частицы пыли.
Это – крайне неустойчивые образования. При их приближении к Солнцу газы
начинают испаряться (это выражается в появлении у кометы характерного
«хвоста»), и потому с каждым оборотом комета часть своей массы теряет.
Расчёты показывают, что время «жизни» кометы на типичной для них эксцентричной орбите может составлять до нескольких миллионов, максимум –
первых десятков миллионов лет, что несопоставимо с возрастом Солнечной
системы. Следовательно, они в ней должны откуда-то появляться (иначе уже
давно ни одной кометы бы не осталось). Откуда же? Согласно одной из гипотез, выдвинутой голландским астрономом Я. Ортом, источник комет – целый
пояс таких мелких газово-пылевых глыб, расположенный на дальней периферии Солнечной системы. В результате гравитационных воздействий (например, влияния ближайших к Солнцу других звёзд) отдельные глыбы могут
сходить со своих стабильных орбит и переходить на нестабильные, на которых мы их и наблюдаем. Другое возможное объяснение в том, что кометы –
11
это глыбы, захватываемые Солнцем из межзвёздного пространства в процессе его движения вокруг центра галактики. Не исключено, что могут существовать кометы различного происхождения. В частности, расчёты показывают, что при взрывных вулканических извержениях большой мощности на
малых космических телах (например, спутниках планет-гигантов, где действительно обнаружены проявления активной вулканической деятельности)
часть продуктов извержения может быть выброшена за пределы поля тяготения материнского тела и выйти на резко эксцентричную околосолнечную орбиту (гипотеза «эруптивных» комет, от английского eruption – взрыв). Пока в
современной Солнечной системе такие кометы не обнаружены. Но есть геологические признаки того, что одна из крупных космогенных катастроф в истории Земли, произошедшая около 10 000 лет назад, была вызвана столкновением с ней кометы такого типа.
Поскольку Земля принадлежит к числу планет, рассмотрим эту группу
тел в составе Солнечной системы несколько подробнее. Сравнительная характеристика размеров планет приведена в следующей таблице:
Планета
Диаметр в км
Диаметр относительно диаметра Земли
Меркурий
4 878
0,38
Венера
12 102
0,95
Земля
12 756
1,00
Марс
6 786
0,53
Юпитер
142 984
11,21
Сатурн
120 536
9,45
Уран
51 118
4,01
Нептун
49 528
3,88
Плутон
2300
0,18
Для сравнения: Солнце имеет диаметр 1 391 980 км (109,12 диаметра
Земли). Его объём многократно превосходит суммарный объём всех других
тел Солнечной системы. Крупнейший астероид – Церера – имеет размер
960 км (0,07 диаметра Земли)
Плутон, по данным новейших исследований, оказался достаточно мелким телом (ещё 30 лет назад предполагали, что его размеры близки к размерам Земли, диаметр около 6000 км). Фактически по размерам он занимает
промежуточное положение между астероидами и большими планетам. Высказывалось предположение, что Плутон – это, строго говоря, не самостоятельная планета, а «потерянный» спутник Нептуна. Есть также гипотеза о
существовании за орбитой Нептуна целого пояса малых планетных тел, аналогичного поясу астероидов. Плутон, в таком случае – лишь одно из множества таких тел. В последние годы появляются сведения об обнаружении за
орбитой Нептуна других планетных тел, подобных Плутону. Но эти данные
ещё требуют подтверждения.
12
Сведения о массах планетных тел также удобно рассмотреть в их сравнении с таковыми для Земли.
Солнце
Меркурий
Венера
Марс
Юпитер
Сатурн
Уран
Нептун
Плутон
Церера
- 330 000 масс Земли
- 0,06
- 0,81
- 0,11
- 318
- 95
- 14,5
- 17
- 0,002
- 0,0002
Астероиды суммарно - 0,0015
Все спутники планет - 0,125
На Солнце, как уже было сказано, приходится 99,87% общей массы
Солнечной системы. Из остатка в 0,13% основная часть приходится на самую
крупную планету – Юпитер (0,1%). Но, как можно видеть, даже эта самая
большая из планет по массе с Солнцем совершенно не сопоставима.
Распределение плотностей для больших планет:
Меркурий - 5,42 г/см3
Венера - 5,25
Земля
- 5,52
Луна
- 3,34
Марс
- 3,94
Юпитер
- 1,31
Сатурн- 0,69
Уран
- 1,19
Нептун
- 1,66
(точных данных по Плутону пока нет)
В целом наблюдается определённая тенденция уменьшения плотностей
планет в направлении от внутренних (близких к Солнцу) к внешним. Из
ближних к Солнцу планет явно «выбивается» из этого ряда Земля. Но если
усреднить её плотность с плотностью Луны (их, напомним, можно рассматривать вместе как двойную планету), закономерность будет выдерживаться.
Самая низкая плотность – у Сатурна (по образному выражению одного из астрономов, эту планету невозможно было бы утопить даже в керосине). А далее (у Урана и в ещё большей мере у Нептуна) она снова повышается.
Сравнение основных параметров – размеров, массы и плотностей – даёт
основания разделять большие планеты на две группы. Первую образуют относительно близкие к Солнцу планеты: Меркурий, Венера, Земля с Луной и
Марс. Они характеризуются сравнительно малые размеры и относительно
13
высокая плотность. Их называют планетами земной группы. Юпитер, Сатурн, Уран и Нептун получили название планет-гигантов. Их отличают
большие размеры и очень низкая плотность. Большую часть объёма этих
планет составляют газы – на Уране и Нептуне, преимущественно, замёрзшие.
С последним фактом, видимо, связана и обратная тенденция к повышению
плотностей у планет, наиболее удалённых от Солнца.
Представления о происхождении Солнечной системы.
1. Г и п о т е з ы К а н т а и Л а п л а с а . Или «небулярные гипотезы» (от латинского nebula – туманность). Обе выдвинуты практически одновременно, на рубеже XVIII и XIX веков, немецким философом и естествоиспытателем Иммануилом Кантом и французским астрономом Пьером Лапласом. Основная суть – происхождение Солнца и планет из общей гомогенной
массы первичного вещества в едином процессе. Оба автора опирались в построении модели развития Солнечной системы на известные в то время законы физики, в первую очередь – закон всемирного тяготения. Именно силы
тяготения должны были обеспечить группировку огромного числа рассеянных пылевых частиц и газовых молекул в ограниченное количество космических тел. Нередко эти две гипотезы рассматривают как одну (гипотезу Канта
– Лапласа). Но на самом деле это две самостоятельные гипотезы, которые,
при всём их сходстве, различаются некоторыми существенными деталями.
Главное отличие в том, что по И. Канту Солнечная система сформировалась
из скопления холодного газа и пылевых частиц, изначально неподвижных. А
по П. Лапласу - из раскаленного газового облака, которое вращалось.
Основная трудность, которую не смогли преодолеть ни И. Кант, ни П.
Лаплас, ни их сторонники – несоответствие между моментами вращения
Солнца и планет. По всем расчётам выходило, что если все элементы Солнечной системы возникли из первично единой «туманности», то и моменты
их вращения должны были бы быть одинаковыми. Поэтому многие авторы в
попытке устранить данное несоответствие, выдвигали другие гипотезы. Эти
иные гипотезы, при всём их разнообразии, можно объединить в одну группу.
2. Гипотезы образования планетной системы как случайного события.
г и п о т е з а Б ю ф ф о н а (планеты образовались в результате выброса солнечного вещества от падения на Солнце кометы);
гипотезы Чемберлена, Мултона, Джинс а – различные вариации на тему образования планет в результате выброса
солнечного вещества в результате взаимодействия сблизившихся или столкнувшихся звёзд;
г и п о т е з а Ш м и д т а – образование планет в результате захвата Солнцем изначально чужеродной ему газово-пылевой туманности.
Общее для всех этих гипотез - представление об образовании Солнечной
системы как о случайном событии. Большинство опровергнуты как несостоятельные. Кометы слишком малы, чтобы их взаимодействие с Солнцем могло
привести к столь значительным последствиям. Воздействие на Солнце дру-
14
гой звезды может оказать влияние, но, по всем расчётам, формирование в результате Солнечной системы в известной нам форме невозможно. Хотя отрыв части солнечного вещества при сближении с другой звездой достаточно
вероятен, формирование из него планетных тел, находящихся на устойчивых
орбитах, возможно в очень узком диапазоне условий, и при том все орбиты
будут находиться лишь внутри современной орбиты Меркурия.
Аргументов, безусловно опровергающих гипотезу Шмидта, нет. Но многих учёных в ней не удовлетворяет уже то, что формирование у звёзд планетных систем не рассматривается как закономерный процесс. И. следовательно,
наличие у звезды планетной системы должно рассматриваться как редчайшее
исключение. Между тем, новейшие астрономические данные говорят о наличии планет у ряда ближайших к нам звёзд, и нет оснований полагать, что и в
более отдалённых частях Вселенной картина будет принципиально иной. К
тому же, данные космохимии свидетельствуют, что, если взять только так называемую каменно-металлическую составляющую вещества Солнца и планет, то соотношение химических элементов в ней оказывается очень сходным. А это тоже заставляет считать более вероятным изначальное родство
между Солнцем и окружающими его планетными телами.
3. Возрождение небулярной гипотезы произошло в середине XX в. и является заслугой шведского астронома Х а н н е с а А л ь в е н а . Он нашёл
новый путь к разрешению проблемы несоответствия между угловыми скоростями вращения Солнца и планет. Статья Х. Альвена, опубликованная в
1942 г., поначалу осталась не замеченной (общественности, в том числе и научной, было не до этого). Но с 1950-х гг. его идеи постепенно завоёвывают
признание. В результате все современные модели происхождения Солнечной
системы представляют собой развитие этих идей.
Х. Альвен доказал, что при взаимодействии Солнца с окружающим облаком ионизированного газа должны происходить не только гравитационные,
но и магнитные взаимодействия, в результате которых вращение Солнца будет замедляться, а газового облака - ускоряться. Последнего ни И. Кант, ни
П. Лаплас учесть в принципе ещё не могли, так как изучение физики электромагнитных явлений в их времена находилось в самом зачаточном состоянии. При этом расчёты показывают, что формирование планетных тел только
из газов невозможно. Но достаточно наличия небольшого количества пылевых частиц, чтобы "процесс пошёл". Если считать, что исходная газовопылевая туманность была единой по составу, можно рассчитать соотношение
газовой и пылевой фракций по современному химическому составу Солнца.
На газы придётся 98%. Остальное - пылевые частицы трёх видов: льдинки
(замерзшие газы - вода, аммиак, метан и др.), минеральные частицы на кремнекислородной (силикатной) основе, металлические частицы.
Следующая стадия процесса – аккреция (слипание) этих частиц. Буквально – «приращение» (термин применяется и к другим процессам увеличения какого-либо объекта за счёт присоединения к нему новых составных частей). В настоящее время предложено несколько различных вариантов реконструкции хода этого процесса, и именно в этой части современные модели
15
разных исследователей в наибольшей мере расходятся. Модели аккреции
разработаны ещё в рамках гипотез «случайного» образования Солнечной
системы, так что эти отвергнутые идеи всё же внесли свой весомый вклад в
создание современных представлений о происхождения планетных систем.
Значение изучения метеоритов и других планет для познания закономерностей развития Земли и общих законов формирования и развития
планет.
Метеориты (небольшие космические тела, падающие на поверхность
нашей планеты) – важный объект исследования, изучение которого позволяет
пролить свет на вопросы происхождения планет и их строения. Из всех космических объектов они наиболее доступны для изучения. Существует две
точки зрения на происхождение метеоритов. По одной из них – это продукт
незавершённой аккреции (то есть те частицы, которые так и не вошли в состав более крупных тел). В этом случае они – прямой источник информации
о ранних стадиях развития Солнечной системы. Согласно другой – это обломки астероидов. В этом случае исследование метеоритов несёт информацию и о первичном веществе, из которого сформировались планеты, и о начальных стадиях эволюции этого вещества в недрах планетных тел. Современные данные позволяют считать более обоснованной вторую точку зрения.
Средний химический состав метеоритов идентичен химическому составу условной каменисто-металлической составляющей солнечного вещества
(то, что осталось бы от солнечного вещества, если бы Солнце потеряло все
газы). Это позволяет видеть в них образцы вещества, наиболее близкого к
веществу твёрдой составляющей первичной газо-пылевой туманности.
Типы метеоритов:
1. Хондриты (88%). Смесь каменного и металлического материала с
резким преобладанием первого. Название от хондр - округлых обособлений,
отличающихся друг от друга по составу, структуре и, вероятно, происхождению. Именно их химический состав наиболее близок к "солнечному", поэтому они могут рассматриваться как образцы наименее изменившегося первичного вещества. Изучение вещества хондритов показывает, что оно не нагревалось выше 900°С.
а) углистые хондриты (8% от общего количества метеоритов) - содержат
углеродистые соединения и различные летучие вещества, удаляющиеся при
нагревании; слагающее их вещество не нагревалось выше 400°С.
2. Ахондриты. Подразделяются на каменные, железо-каменные и железные - т.е. в целом более дифференцированы по составу. Вещество явно
несёт признаки кристаллизации из расплава при высоких давлениях. То есть,
во внутренних частях более крупных тел. Следовательно, такие метеориты
однозначно не могут быть ничем иным, как осколками более крупных космических тел – видимо, астероидов.
16
Возраст вещества метеоритов - около 4,5 млрд. лет. Время пребывания в
открытом космосе - не более 60 млн. лет (определяется по содержанию в поверхностном слое изотопов, образующихся под воздействием космического
излучения). Судя по слабой в целом дифференцированности вещества метеоритов, это вряд ли осколки единой крупной планеты. Скорее, вещество метеоритов испытало лишь самую зачаточную дифференциацию в сравнительно небольших телах (астероидах), но далеко этот процесс не зашёл. А попадающие на Землю метеориты – не что иное, как обломки астероидов, возникающие при их соударениях между ними. Косвенно об этом свидетельствуют
и их траектории, резко отличающиеся от траекторий движения большей части тел пояса астероидов.
Следовательно, изучение вещества метеоритов позволяет понять, в каком направлении развиваются процессы дифференциации вещества в недрах
планетных тел. А это, в свою очередь, помогает объяснить причины расслоения глубинных частей Земли на оболочки с различными свойствами (геосферы), реконструировать их происхождение и состав.
Небольшие планеты земной группы - Луна, Меркурий – представляют
собой примеры консервации развития планетных тел на достаточно ранней
стадии. Развитие их остановилось из-за незначительности ресурсов внутренней энергии. Вероятно, их строение отвечает стадии, пройденной Землёй
около 4 млрд. лет назад.
Венера - планета с намного более высокой температурой поверхности,
следствием чего является более тонкая и более пластичная литосфера, чем на
Земле. В результате для Венеры характерны другие типы тектонических
движений. Не исключено, что подобные условия существовали и на Земле на
ранних этапах её развития.
Большое значение для развития геологической теории имеет сравнение
хода экзогенных (поверхностных) геологических процессов на различных
планетах, в зависимости от наличия или отсутствия атмосферы, различий в её
составе, температурном режиме и других факторах.
Другой аспект – сопоставление развития планетных тел, в различной
степени удалённых от Солнца и потому изначально различавшихся по химическому составу.
Важное значение имеет открытие в последние десятилетия активной
вулканической деятельности на спутниках планет-гигантов. Этот вулканизм
проявляется в иных условиях, ему может быть свойствен иной, отличный от
земного, состав магматических расплавов.
ЗЕМЛЯ КАК ПЛАНЕТА
Земля – третья (по удалению от Солнца) планета Солнечной системы. О
её размерах, плотности сказано выше.
Фигура Земли.
17
Фигура Земли – неправильное сфероидальное тело, называемое геоидом.
Геоид ограничивается поверхностью уровня моря, мысленно продолжаемой
под материками. Внешняя газовая оболочка при определении формы геоида
не учитывается, так как не имеет резко выраженной границы с окружающим
космическим пространством. Теоретическая геометрическая модель формы
Земли как планетного тела – эллипсоид вращения – с реальной формой геоида совпадает лишь приблизительно. Отклонения формы геоида от эллипсоида вращения связаны с проявлениями глубинных тектонических процессов, распределение которых в объёме планеты неравномерно. Вероятно,
именно форма эллипсоида вращения является усреднённой идеализированной формой Земли в её геологической истории, а все частные отклонения от
этой формы возникают и исчезают в ходе тектонических движений.
Физические поля Земли.
Магнитное поле.
Магнитосфера резко асимметрична. Она "сжата" в направлении от Земли
к Солнцу, и вытянута в противоположном направлении. В направлении
Солнца она простирается на 14 земных радиусов. Из них регулярное магнитное поле - на 10, далее - хаотичное, что обусловлено взаимодействием с
"солнечным ветром".
Поле в целом дипольное (то есть, имеются два полюса – северный и
южный), но есть и недипольная составляющая, и наложенные внешние. Их
изменения вызывают колебания напряженности поля и его ориентировки
(положения магнитных полюсов). Изучение истории магнитного поля Земли
геологическими методами показало, что время от времени магнитные полюса
менялись местами. Это явление получило название инверсий магнитного поля. Следует особо подчеркнуть, что речь идёт о смене положения только
магнитных полюсов. Нет абсолютно никаких данных, которые свидетельствовали бы о смене положения полюсов вращения (то есть географических).
Поэтому встречающиеся иногда в негеологической литературе различного
рода высказвания о том, что это сама планета, по мнению геологов, «переворачивалась», являются явным недоразумением.
Магнитное поле имеется не у всех планет. Следовательно, природа земного магнетизма нуждается в особом объяснении. Современные модели объясняют возникновение магнитного поля Земли на основе "теории динамо" вихревых токов в ионизированной жидкой среде, возникающих в недрах
вращающегося планетного тела. Следовательно, для формирования у планеты магнитного поля нужны два условия: 1) наличие во внутренних частях
оболочек со свойствами жидкости; 2) достаточно высокая скорость вращения
вокруг своей оси. На нашей планете оба эти условия имеются. В рамках модели «динамо» находят своё объяснение и инверсии – их проявление геофизики связывают со сменой ориентировки вихревых токов в земном ядре. По
их предположениям, магнитное поле у Земли в момент инверсии не исчезает
полностью, а распадается на недипольные составляющие, после чего «собирается» в новую дипольную систему. Возможно, именно поэтому признаков
18
явного влияния инверсий на биосферу Земли и её развитие, по данным исторической геологии, не обнаружено.
Гравитационное поле.
Такое поле свойственно любому планетному телу. Основные параметры
его зависят от массы планеты. Гравитационное поле у Земли, как и у любой
планеты, не вполне однородно. Сила тяжести в разных местах поверхности
Земли неодинакова. Отклонения от расчетного среднего значения называют
аномалиями - положительными и отрицательными. Их распределение зависит от глубинного строения Земли. Поэтому изучение аномалий позволяет
понять закономерности этого строения.
Тепловое поле.
Связано с энергией глубинных процессов внутри Земли. Его структура
также неоднородна. Это связано в первую очередь с тем, что существует два
различных механизма переноса тепла из глубинных частей Земли к поверхности – кондуктивный и конвективный. При кондуктивном переносе происходит только передача тепловой энергии от более нагретых частей тела к менее нагретым, без перемещения самого вещества-теплоносителя. При конвективном переносе нагретые массы, как более лёгкие, поднимаются к поверхности, а относительно холодные опускаются вниз. Конвективный перенос тепла на порядок более эффективен по сравнению с кондуктивным. Кроме того, кондуктивный перенос протекает относительно равномерно по всему объёму планеты, а конвективный сосредоточен в местах, где функционируют восходящие потоки глубинного вещества.
Поэтому количественная характеристика параметров теплового поля
Земли величина – величина теплового потока – значительно изменчива.
Средние значения должны быть характерны для тех участков поверхности,
где на глубинах основной формой является кондуктивный перенос. Над восходящими потоками глубинного вещества закономерно возникают положительные аномалии величины теплового потока. Над нисходящими - отрицательные. Поэтому вариации распределения теплового потока на поверхности
в определённой мере позволяют судить о процессах, протекающих в недрах
нашей планеты.
Источники знаний о глубинном строении Земли.
Непосредственное наблюдение земных недр возможно только до глубин
около десятка километров. Таков порядок глубин, достигнутых при бурении
самых глубоких исследовательских скважин (максимум – более 12 км, до которого пройдена Кольская сверхглубокая скважина). Достичь большей глубины наблюдений современные технические средства не позволяют.
Тем не менее, прямые данные о вещественном составе возможны для
глубин до нескольких десятков километров. Хотя никакие шахты и скважины
таких глубин не достигли, но существуют геологические процессы, в результате которых включения и целые блоки глубинного вещества могут оказаться
19
на поверхности Земли и становятся доступны непосредственному наблюдению.
Для исследования ещё больших глубин возможны только косвенные методы:
1. Т е о р е т и ч е с к о е м о д е л и р о в а н и е .
Суть методов заключается в вычислении физических параметров (температур, давлений и т.д.), которые должны существовать на различных глубинах, и расчётах свойств, которые должно иметь вещество при таких условиях.
2. Г е о ф и з и ч е с к и е м е т о д ы – изучение физических полей
(гравитационного, теплового, магнитного), а также распространения внутри
планеты сейсмических волн. Наибольшую роль в реконструкции глубинного
строения Земли сыграли сейсмические методы, внедрение которых началось
в конце XIX в. С тех пор сейсмические исследования глубинного строения
продолжают неуклонно расширяться, а их методика – совершенствоваться.
Основа сейсмических методов в том, что при любом землетрясении через
всю толщу планеты распространяются сейсмические волны – вызванные сотрясением колебания. Наблюдая над распространением волн по различным
направлениям можно судить о свойствах вещества на любых глубинах. В
первую очередь – о плотности вещества: от этого параметра в наибольшей
мере зависит скорость распространения сейсмических волн. Кроме того, надёжно устанавливается тип агрегатного состояния, в котором находится вещество (твёрдое оно или жидкое). Дело в том, что имеются два типа сейсмических волн, колебания в которых распространяются различным способом:
продольные волны (частицы колеблются вдоль направления распространения
волны) и поперечные (колебания совершаются в поперечном направлении).
И оба типа волн распространяются только через твёрдое вещество. Таким образом, наблюдения над распространением сейсмических волн позволяет выявлять участки, сложенные веществом с разными свойствами, а также поверхности, на которых наблюдаются резкие изменения свойств вещества, явления преломления и отражения сейсмических волн. Особенно много информации получено за последние годы в результате создания густой планетарной сети сейсмических станций, данные с которых мгновенно поступают
в мощные быстродействующие компьютеры и, в результате обработки методами компьютерной томографии, представляются в виде очень детальной
объёмной картины.
3. Э к с п е р и м е н т а л ь н о е м о д е л и р о в а н и е глубинных
процессов. То есть, создание в лабораторных условиях основных параметров
(температур, давлений), существующих на тех или иных глубинах, и изучение реального поведения различных природных веществ при этих условиях.
Такое моделирование является технически очень сложным, и широкое применение этих методов началось лишь с 50-60-х гг. ХХ века. Но уже за это
время, благодаря экспериментальному моделированию геологи смогли намного лучше понять суть различных природных процессов, протекающих в
недрах Земли на глубинах в сотни километров. К сожалению, воспроизведе-
20
ние в лабораториях условий, существующих на больших глубинах, невозможно: мы не имеем материалов, которые на земной поверхности могли бы
выдержать такие температуры и давления.
4. И з у ч е н и е м е т е о р и т н о г о в е щ е с т в а , о чём уже сказано выше. Это позволяет поныть общие тенденции эволюции вещества в недрах планетных тел.
Внутреннее строение Земли.
В строении нашей планеты отчётливо проявлены элементы вертикальной расслоенности. В её разрезе можно выделить крупные вещественные
оболочки, характеризующиеся различными свойствами – геосферы. Среди
них выделяются внешние геосферы (атмосфера, гидросфера) и внутренние
(земная кора, мантия, внешнее и внутреннее ядро).
Глубинные геосферы:
1. Земная кора – внешняя из твёрдых оболочек. Распространена до глубин от 5-10 км на одних участках до 50-70 км – на других. За её нижнюю
границу принят рубеж, определяемый резким увеличением скоростей сейсмических волн, соответствующий увеличению плотности вещества. Он получил название поверхности Мохоровичича, по имени хорватского геофизика,
установившего этот рубеж в начале ХХ века. Средняя плотность вещества
земной коры – 3,22 г/см3. Температура в её пределах постепенно возрастает с
глубиной, со средним градиентом 20ºС/км. Давление с глубиной также постепенно увеличивается, от 0 до 2,2 млрд. Па под океанами, и до 9,7 млрд. Па
– под континентами. В результате рост температуры, который при обычном
атмосферном давлении привёл бы к расплавлению вещества, компенсируется
увеличением давления. Поэтому почти весь объём земной коры находится в
твёрдом состоянии, но в глубинных частях встречаются и отдельные очаги
расплава.
2. Мантия расположена ниже земной коры, до глубины 2900 км. Плотность вещества в пределах мантии изменяется от 3,64 г/см3 в верхней её части 9,7 г/см3 – в нижней, у границы с земным ядром. Температура в сравнении
с земной корой существенно увеличивается. Уже в верхней части мантии, на
глубинах более 100 км (где сосредоточена большая часть очагов расплава),
она оценивается величинами порядка 1100ºС. У нижней границы мантии
температура достигает примерно 4000ºС. Давление при этом возрастает до
величин порядка 1300 млрд. Па. Вещество мантии в целом твёрдое (хотя очаги расплава встречаются и здесь, причём их больше, чем в земной коре). Но в
условиях существующих здесь высоких температур и давлений даже твёрдое
кристаллическое вещество способно к медленному пластическому течению
со скоростями порядка нескольких сантиметров в год. Именно благодаря такой способности внутри мантии и возможен отмечавшийся нами выше конвекционный перенос вещества и тепловой энергии из глубинных частей к поверхности.
21
Мантия подразделяется на верхнюю (до глубины около 1000 км) и нижнюю (от 1000 до 2900 км). В пределах верхней мантии на глубинах от 45140 км до 300-400 км выделяется зона, сложенная веществом наиболее пластичным, находящимся в частично расплавленном состоянии - астеносфера.
Самая верхняя часть мантии вместе с земной корой образуют, в противоположность пластичной астеносфере, жесткую оболочку - литосферу. Таким
образом, понятия "литосфера" и "земная кора" в геологическом смысле – не
одно и то же, хотя в географических науках эти термины обычно рассматриваются как синонимы (в географии, не рассматривающей глубинные процессы, различия между данными понятиями, действительно можно считать в
принципе несущественными).
Часть верхней мантии, залегающей ниже подошвы астеносферы (слой
Голицына), иногда выделяют под названием «средняя мантия». На границе
между мантией и ядром, на глубинах 2700-2900 км, выделяется переходная
зона. Относительно размеров как мантии, так и ядра, она сравнительно узкая.
Но при этом её мощность превосходит мощность всей литосферы Земли!
Этот слой, вероятно, играет большую роль в развитии нашей планеты. Видимо, именно в его пределах протекают какие-то процессы взаимодействия между веществом мантии и веществом земного ядра. Многие специалисты полагают, что именно они являются источником внутренней энергии нашей
планеты.
3. Внешнее ядро распространяется до глубин около 5000 км (здесь также выделяется переходная зона, в интервале 4980-5120 км). Плотность в пределах внешнего ядра изменяется вниз по разрезу от 11,5 до 15 г/см3. Температура в пределах внешнего ядра возрастает приблизительно с 4000 до
5000ºС. Давление – от 1300 до 3300 млрд. Па. Помимо повышенной плотности, вещество внешнего ядра имеет ещё одно очень важное отличие от вещества мантии: оно не пропускает поперечные волны. И, следовательно, имеет
свойства жидкости. Именно во внешнем ядре, согласно модели «динамо»,
функционируют вихревые токи, ответственные за наличие у Земли магнитного поля.
4. Внутреннее ядро, в отличие от внешнего – снова твёрдое. Эта оболочка выделяется на глубинах от 5120 км до центра Земли (расстояние от
поверхности около 6370 км). Плотность вещества внутреннего ядра изменяется в пределах 17,3-17,9 г/см3. Температура в самом центре Земли может
достигать, по современным оценкам, 6000ºС, давление более 3600 млрд. Па.
Вещественный состав глубинных геосфер.
При реконструкциях вещественного состава наиболее убедительно
обоснованы модели, согласно которым земная кора и мантия имеют преимущественно силикатный состав, то есть ведущая роль в нём принадлежит минеральным соединениям на основе кремния и кислорода. Вещественные различия между земной корой и мантией в наибольшей мере проявлены в изменении относительной роли второстепенных химических компонентов. В составе земной коры третье место по значимости занимает алюминий, а в ман-
22
тии – магний. Химический состав земного ядра существенно отличен от корово-мантийного: в нём ведущую роль играет железо. Частью, вероятно, в
металлическом виде, частью – в соединениях с другими элементами (по мнению одних авторов – в виде сернистых соединений, по мнению других - кислородных). Такое разделение вполне соответствует тенденции внутрипланетной дифференциации вещества, основанной на изучении метеоритов (среди которых также имеются каменные, то есть силикатные, и железные).
Таким образом, можно сделать вывод, что природа расслоенности внутренних частей нашей планеты на оболочки, различна. В одних случаях оболочки различаются между собой по химическому составу, в других – по агрегатному состоянию вещества. Ведущая причина дифференциации по химическому составу – сила тяжести. В ядре Земли преимущественно сконцентрированы более тяжёлые химические элементы (в первую очередь железо), в
окружающих его оболочках – более лёгкие (кислород и кремний). Астеносфера внутри мантии, а также внешнее ядро от внутреннего обособляются изза различий в агрегатном состоянии: это оболочки, расплавленные либо частично (астеносфера), либо полностью (внешнее ядро).
Внешние оболочки Земли.
Внешними оболочками нашей планеты являются атмосфера и гидросфера. От земной коры, с которой они соприкасаются, они отличаются как по
химическому составу, так и по агрегатному состоянию. Атмосфера – газовая
оболочка, гидросфера – водная. Подробное изучение этих оболочек является
предметом географических наук, а науками геологическими они рассматриваются в основном в той мере, в которой взаимодействуют с земной корой.
Системные оболочки в структуре Земли.
В связи с тем, что три названные геосферы (атмосфера, гидросфера и
земная кора) находятся в непрерывном и сложном взаимодействии, в структуре нашей планеты выделяются оболочки особой категории – системные.
Принцип их выделения совсем иной, чем при выделении геосфер. Это - динамические системы, в рамках которых осуществляется взаимодействие
смежных геосфер. К их числу относятся биосфера и географическая оболочка.
Географическая оболочка охватывает всю поверхность Земли и выделяется как вся область взаимодействия между атмосферой, гидросферой и земной корой. В её рамках происходит постоянный обмен веществом и энергией
между тремя названными геосферами. Уникальность географической оболочки нашей планеты (в сравнении со всеми остальными планетами Земной
группы) в том, что только на Земле существует гидросфера и, следовательно,
взаимодействуют сразу три оболочки, находящиеся в разном агрегатном состоянии. А это многократно усложняет и ускоряет ход природных процессов.
В результате географическая оболочка Земли занимает особое положение как
наиболее сложно устроенная и наиболее изменчивая оболочка планеты.
23
Биосфера может быть определена как часть географической оболочки,
вещество которой постоянно вовлечено в процессы жизнедеятельности населяющих её живых организмов. В её состав входит не только вся совокупность самих живых организмов, но также практически весь объём гидросферы, верхняя часть литосферы и нижние слои атмосферы Земли. Это – не просто зона, в которой развита жизнь. Это – сложно организованная система, все
компоненты которой связываются друг с другом процессами жизнедеятельности организмов, что многократно усложняет её структуру даже в сравнении с исходным состоянием географической оболочки. Биосфера возникает в
рамках географической оболочки с появлением жизни и, в конечном счёте,
преобразует её целиком, переводит в качественно новое состояние. При этом
влияние биосферы распространяется далеко за её собственные рамки. Деятельность живых организмов целиком изменила на нашей планете весь состав атмосферы, и даже оказывает опосредованное влияние на формирование
состава и структуры глубоких горизонтов земной коры. Поэтому выделение
биосферы как системной оболочки имеет большое значение не только в географических, но и в геологических науках.
24
Тема 1.3. ЗЕМНАЯ КОРА, ЕЕ СОСТАВ И СТРОЕНИЕ
Химический состав земной коры
Очередная тема нашего курса – вещественный состав земной коры. Из
всех геосфер, изучение которых является предметом геологии, первостепенное внимание уделяется именно земной коре, как объекту, непосредственно
доступному для наблюдения. И один из основных аспектов изучения земной
коры – исследование её вещественного состава. Вещество, слегающее эту
оболочку, весьма разнообразно. Но всё оно, в конечном счёте, построено из
ограниченного набора «кирпичиков» – химических элементов. Поэтому знакомство с веществом земной коры целесообразно начать с рассмотрения её
химического состава. Изучение химизма химического состава земной коры и
других геосфер, закономерностей распределения в них химических элементов и их миграции (перемещения) в природе является предметом одной из
важнейших геологических наук – геохимии.
Распространённость химических элементов в земной коре.
Количественное содержание различных химических элементов в природе в целом весьма неодинаково. Средние содержания одних химических элементов в природных средах могут измеряться процентами и даже десятками
процентов, других – долями процента, даже очень малыми (миллионными и
меньше). Элементы, средние содержания которых в конкретной природной
среде составляют не менее десятых долей процента, называют макроэлементами. Их всегда немного. Остальные – это микроэлементы. Распределение микроэлементов, несмотря на их низкие содержания, также необходимо учитывать, поскольку они нередко оказывают существенное влияние на
ход природных процессов.
В составе земной коры роль макроэлементов играют следующие:
O (47%), Si (29,5%), Al (8,05%), Fe (4,65%), Ca (2,96%), Na (2,50%), K
(2,50%), Mg (1.87%), Ti (0,45%). В сумме – 99, 48%. Таким образом, на долю
всех остальных химических элементов, вместе взятых, приходится чуть более
половины процента. Наглядно видна ведущая роль двух элементов – кислорода и кремния, отмеченная в предыдущей лекции.
Из-за явной ведущей роли кислорода в земной коре известный норвежский геохимик В.М. Гольдшмидт назвал эту оболочку о к с и с ф е р о й .
Для сравнения отметим, что в других внешних оболочках нашей планеты число ведущих химических элементов в целом более ограничено, и набор
их иной. В гидросфере макроэлементами являются только кислород и водород (так как лишь из них состоит основное вещество этой оболочки – вода).
В атмосфере – азот и кислород. Существенной спецификой отличается и
средний химический состав живых организмов («живое вещество» по В.И.
Вернадскому). Здесь роль макроэлементов играют кислород, углерод и водород – основные компоненты органических углеводородных соединений.
25
Минералы и горные породы
Минералы.
Формы нахождения химических элементов в земной коре разнообразны.
Но основу её объёма слагают химические соединения в виде минералов.
Минерал определяется как химически и физически обособленный в пространстве неорганический продукт природной физико-химической реакции,
находящийся в кристаллическом состоянии (по А.А. Годовикову). Отличие
кристаллического вещества от некристаллического (аморфного) заключается
в строгой упорядоченности расположения слагающих его атомов. Если мысленно представить каждый атом или ион кристаллического вещества в виде
точки и соединить их условными линиями, то получим бесконечную геометрически правильную кристаллическую решетку (свою для каждого минерала). При этом точки соответствуют узлам этой решетки, а линии будут отражать химические связи между атомами или ионами.
Твёрдые природные вещества, не имеющие кристаллической структуры
(аморфные) относятся к особой категории минералоидов. Относительная
роль минералоидов в земной коре в целом весьма незначительна.
Принадлежность минерала к конкретному минеральному виду и все его
свойства определяются двумя параметрами: его химическим составом и
строением кристаллической решётки. Если мы возьмём два минеральных
вещества, имеющих одинаковый состав, но различную кристаллическую
структуру, это будут два разных минерала. Наиболее ярким примером являются графит и алмаз, оба представляющие собой модификации одного и того
же химического элемента – углерода, но с различным строением кристаллической решётки. В результате свойства этих двух минералов не просто весьма различны, но во многих отношениях контрастны. В частности, графит относится к числу самых мягких минералов, а алмаз является самым твёрдым.
Способность одних и тех же атомов формировать различную по структуре кристаллическую решётку называется полиморфизмом (от греческих
корней «поли» – много и «морфос» – форма). Минеральные виды, имеющие
один и тот же химический состав, но различное кристаллическое строение,
называются полиморфными модификациями.
Широко распространён и противоположный вариант – когда аналогичные места кристаллической решётке с одними и теми же параметрами могут
занимать атомы различных химических элементов. Такая возможность имеется в тех случаях, когда сходны и химические свойства атомов, и их размеры. Это явление получило название изоморфизма (от греческого корня «изо»
– одинаковый). Изоморфизм в мире минералов может быть совершенным,
когда атомы двух или более видов могут заменять друг друга в неограниченных соотношениях. В этом случае в природе возможны постепенные переходы между различными минеральными видами, которые называются изоморфными рядами. Такие ряды характерны, в частности, для минералов, являющихся солями угольной кислоты (карбонатами). Возможен, например,
26
полный переход от чисто кальциевого карбоната CaCO3 (кальцита) к чисто
магниевому MgCO3 (магнезиту) через все промежуточные варианты с различными соотношениями кальция и магния в составе. Другим вариантом является несовершенный изоморфизм, когда какой-либо элемент в ограниченном количестве может замещать в кристаллической решётке другой в качестве изоморфной примеси.
Наличие у минералов упорядоченной кристаллической структуры обуславливает возможность формирования ими естественным путём индивидов
правильной геометрической формы – кристаллов. При этом внешняя форма
кристаллов определяется внутренним строением кристаллической решётки,
которая у каждого минерала индивидуальна – кубы, тетраэдры, октаэдры,
призмы и т.д. Поэтому форма кристаллов, наряду с другими свойствами минерала, является его характерным признаком, позволяющим диагностировать
минеральный вид. Но иногда возможны случаи, когда минерал «маскируется», приобретая не свойственную ему форму. Это возможно в тех случаях,
когда в природном процессе один минерал избирательно заместил другой,
унаследовав внешнюю форму его кристалла. Такие образования называются
псевдоморфозами («имеющими ложную форму»).
Минеральные агрегаты.
В природных условиях большинство минералов редко встречается в виде хорошо образованных кристаллов, гораздо чаще часто наблюдается незакономерное срастание нескольких кристаллов друг с другом. Такие срастания называются минеральными агрегатами.
Среди минеральных агрегатов резко преобладают зернистые агрегаты,
в которых тесно срослось множество кристаллов. Так как кристаллы в таких
агрегатах растут одновременно и стесняют друг друга в росте, они обычно
лишь с некоторых сторон имеют правильную огранку или лишены её вообще. По размеру выделений минералов различают крупно-, средне- и мелкозернистые агрегаты, а по форме зерен – волокнистые, игольчатые, пластинчатые, чешуйчатые, сахаровидные и т.д.
Среди прочих минеральных агрегатов наиболее распространены:
Друзы – незакономерные сростки кристаллов, прикрепленных одним
концом к общему основанию, благодаря чему у них хорошо огранены только
свободные концы.
Щетки – также сростки шестоватых кристаллов прикрепленных к общему основанию, но ориентированных параллельно друг другу, в результате
чего видны только головки кристаллов.
Сферолиты и сноповидные агрегаты – представляют собой сферические, полусферические или сноповидные агрегаты различного размера, образованные тонкими, радиально расходящимися от центра волокнами.
Конкреции получаются, если минеральное вещество осаждается из раствора на какие-то твердые частицы, например, песчинки или обломки раковин, покрывая их как бы концентрическими скорлупками, налегающими одна
на другую.
27
Секреции - округлые шаровидные или сплюснутые минеральные скопления, образующиеся в пористых породах в результате последовательного
отложения минерального вещества от периферии к центру.
Жеоды представляют полости в горной породе, частично заполненные
минеральным веществом. При этом отложение минерального вещества происходит на стенках полости, а в середине остается свободное пространство,
где могут образоваться хорошо ограненные кристаллы. Если разбить крупную жеоду с кристаллами внутри на несколько частей, можно получить красивые друзы или щетки.
Дендриты получаются при очень быстрой кристаллизации минералов
(скелетный рост только вершин и ребер), а также при кристаллизации в тонких трещинах, когда отдельные кристаллы сложно ветвятся, напоминая ветви
дерева (вспомните причудливые узоры дендритов льда на окнах в мороз), или
образуя «растительный» рисунок нежных черных «веточек» пиролюзита как
бы нарисованных на стенках трещин в горных породах (рис. 14).
Натечные образования возникают в результате отложения минерального вещества на поверхности других агрегатов из водных растворов при их
постепенном испарении. К их числу относятся почковидные агрегаты (внешне напоминающие почки животных), сталактиты и сталагмиты и т.д.
Многие минералы встречаются в природе также в виде тонких корочек,
пленок и примазок на поверхности других минералов или горных пород.
Физические свойства минералов.
Индивидуальность минерала определяется, как было сказано, его химическим составом и строением кристаллической решётки. А проявляется она в
разнообразных свойствах минерала, из которых важнейшими для диагностики являются свойства физические.
Физическими свойствами минералов называются те, которые проявляются в их физических взаимодействиях с различными объектами. Именно
физические свойства являются важнейшими диагностическими признаками
минералов и положены в основу их практического определения. Некоторые
из них можно определить лишь в лабораторных условиях. Но есть такие физические свойства, которые легко определяемы невооруженным глазом или
при помощи несложного оборудования. Умение правильно их определять
является ключом к практическому определению большинства наиболее распространенных в природе минералов. К ним относятся:
Прозрачность - способность минерала пропускать свет. В зависимости
от степени прозрачности все минералы делятся на 3 группы (при этом следует иметь в виду, что границы между ними условные):
1. Прозрачные (сквозь минерал можно легко видеть различные предметы) – горный хрусталь, исландский шпат, топаз и др.
2. Полупрозрачные (сквозь минерал виден свет, но контуры предметов
уже не различимы) – сфалерит, киноварь и др.
3. Непрозрачные – пирит, магнетит, графит и др.
28
Цвет. Наиболее легко определяемый визуально признак. Не случайно у
впервые приступивших к определению минералов студентов наблюдается
стремление пользоваться при определении минерала только его окраской, как
наиболее простым признаком. Но такой подход является неправильным, так
как один и тот же минерал нередко может иметь различную окраску в зависимости от примесей или дефектов строения его кристаллической решетки.
Например, флюорит может быть окрашен в зеленый, фиолетовый, бурый,
желтый цвета различных оттенков, а изредка бывает бесцветным. Турмалин
бывает зеленым, розовым, бурым, синим, черным. Окраска некоторых минералов может быть неоднородной даже в одном кристалле. Поэтому цветом
минералов, как диагностическим признаком, следует пользоваться с осторожностью.
В зависимости от происхождения можно выделить несколько типов окраски минералов:
идиохроматический (от греческого идиос – собственный) – минерал
имеет отчетливо выраженный собственный цвет;
аллохроматический (от греческого аллос - чужой) – минерал окрашен примесями;
псевдохроматический – «ложная окраска». Иногда тонкий поверхностный слой минерала имеет дополнительную окраску. Это явление называется побежалостью. Появление побежалости связано с образованием очень
тонких пленок других минералов на поверхности, в связи с чем наблюдаются
явления интерференции падающего и отраженного света. Кроме того, в некоторых прозрачных и полупрозрачных минералах (например, в плагиоклазах)
иногда наблюдается «игра цветов», получившая название иризация, которая
обусловлена интерференцией падающего цвета в связи с отражением его от
внутренних поверхностей трещин внутри минерала. В некоторых минералах
при повороте наблюдаются идущие из глубины кристаллов «вспышки» желтого, красного или голубого света - опалесценция (благородный опал).
Таким образом, окраска является важным диагностическим признаком
только для тех минералов, окраска которых не зависит от примесей (то есть
обладающих идиохроматическим типом окраски).
Цвет черты (цвет минерала в порошке). Более постоянный и надежный по сравнению с окраской самого минерала диагностический признак.
Цвет черты в ряде случаев полностью совпадает с цветом минерала в образце. Но очень многие минералы в мелкораздробленном состоянии имеют цвет,
значительно отличающийся от его цвета в образце. Так, у гематита цвет
стально-серый или черный, а черта красная,
Для определения цвета минерала в порошке достаточно с легким нажимом провести минералом по поверхности специальной пластинки из неглазированного фарфора. Следует иметь в виду, что большинство светлоокрашенных и прозрачных минералов имеет белую черту, а минералы с высокой
твердостью вместо черты оставляют царапину на фарфоровой пластинке. Поэтому говорить, к примеру, о цвете черты алмаза бессмысленно.
29
Блеск. Большинство минералов с различной интенсивностью отражают
падающий на них свет, то есть обладают блеском. Характер блеска зависит
от того, насколько сильно поверхность минерала отражает падающий свет,
каково соотношение отражения, поглощения и пропускания света минералом, как отражаемый свет рассеивается. Различают следующие виды блеска:
Металлический – напоминает блеск полированного металла (сталь, серебро, золото).
Полуметаллический – подобен металлическому, но более тусклый (как у
потускневших от времени металлов или как у грифеля простого карандаша).
Алмазный – сильный блеск, обусловленный неоднократным отражением
света от внутренних поверхностей прозрачных и полупрозрачных минералов
(алмаз, сера, сфалерит, киноварь)
Стеклянный – поверхность минерала блестит как стекло (но значительно слабее, чем у минералов с алмазным блеском). Стеклянным блеском обладает большинство (около 70%) прозрачных и полупрозрачных минералов.
Перламутровый – минерал блестит и переливается как поверхность перламутра или жемчуга. Наблюдается у прозрачных и просвечивающих минералов, имеющих тонкое пластинчатое строение. Свет одновременно отражается от множества поверхностей внутри минерала, в результате чего возникают перламутровые «переливы».
Шелковистый – обусловлен волокнистым строением минерала, поэтому
минерал блестит и переливается, как шелк или моток шелковых нитей.
Жирный – поверхность минерала кажется смазанной жиром или покрытой маслянистой пленкой. Возникает тогда, когда поверхности минерала покрыта мельчайшими неровностями.
Смоляной – блеск, напоминающий блеск застывшей смолы или гудрона.
Аналог жирного блеска для минералов с темной окраской.
Восковой – полуматовый блеск, напоминающий блеск пчелиного воска,
характерный для минералов, равномерно рассеивающих свет (халцедон, серпентин).
Наконец, если минерал представлен тонкодисперсными, землистыми
массами, то он не блестит, т.е. является матовым. Это происходит потому,
что весь свет при отражении рассеивается совершенно равномерно.
Твердость – устойчивость минерала к царапанию. Является одним из
главных и надежных диагностических признаков минералов. По твердости
все минералы условно разделяются на 10 групп, в соответствии с предложенной австрийским минералогом Фридрихом Моосом шкалой твердости. Набор
условных эталонов твердости, состоящий из 10 минералов, в его честь получил название шкала Мооса. Минералы в ней подобраны таким образом, что
каждый последующий минерал в ней оставляет царапину на предыдущем.
Причем получается углубленная царапина, не исчезающая при легком стирании пальцем. Относительная твёрдость выражается условными единицами
твёрдости от 1 до 10, соответствующими номеру эталонного минерала шкалы
Мооса (от самого мягкого до самого твёрдого).
30
Шкала Мооса:
1
Тальк
2
Гипс
3
Кальцит
4
Флюорит
5
Апатит
6
Ортоклаз
7
Кварц
8
Топаз
9
Корунд
1
Алмаз
.
.
.
.
.
.
.
.
.
0.
Минерал-эталон, который оставляет на другом царапину, считается более твёрдым. Если минерал оставляет на другом минерале черту (пишет), то
он является более мягким.
Спайность и излом. Спайностью называется способность кристаллов
раскалываться (расщепляться) по определенным кристаллографическим направлениям параллельным действительно наблюдаемым или возможным
граням кристалла, с образованием ровных блестящих плоскостей скола. В зависимости от того, насколько легко раскалываются минералы различают
следующие степени совершенства спайности (в порядке убывания):
Весьма совершенная – спайность в одном направлении, когда минерал
очень легко (иногда даже руками) разделяется на все более тонкие пластинки
или листочки.
Совершенная – при любом ударе молотком по минералу он рассыпается
на обломки, ограниченные ровными спайными плоскостями (кубики, ромбоэдры, октаэдры и т.д.).
Средняя – при раскалывании минерала с одинаковой частотой образуются как ровные спайные поверхности, так и неправильные поверхности излома по случайным направлениям.
Несовершенная и весьма несовершенная – при раскалывании минерала
подавляющая часть обломков ограничена неправильными неровными поверхностями излома.
31
Спайность может наблюдаться по одному, двум, трем, четырем и шести
направлениям. Степень совершенства спайности зависит от строения кристаллической решетки каждого минерала, так как разрыв по некоторым
плоскостям (плоским сеткам) этой решетки из-за более слабых связей происходит гораздо легче, чем по другим направлениям. В случае одинаковых сил
сцепления между частицами кристалла, спайность отсутствует.
Неровная поверхность, получающаяся при раскалывании минералов или
минеральных агрегатов, называется излом. Различают следующие виды излома:
Раковистый – похожий на внутреннюю поверхность раковины (кварц,
халцедон, обсидиан). С раковистым изломом кремня человек познакомился в
каменном веке – ведь именно этот тип излома дает такие острые режущие
края.
Занозистый - напоминает поперечный излом древесины и свойственен
волокнистым минеральным агрегатам – (асбест, амфиболы)
Крючковатый – поверхность излома как бы покрыта мелкими крючочками (самородная медь, серебро и другие ковкие металлы)
Землистый – поверхность излома матовая и как бы покрыта мелкой пылью (каолин)
Ровный – свойственен очень мелкозернистым агрегатам, например, яшмам.
Ступенчатый – возникает у минералов с хорошей спайностью или отдельностью.
Удельный вес (плотность) – соответствует массе минерала в граммах,
заключенной в одном кубическом сантиметре его объема и является важным
диагностическим признаком, так как колеблется в широких пределах – от 1,5
(бура, мирабилит) до 19-21 (золото и самородная платина). Важно научиться
хотя бы приблизительно определять удельный вес минералов, взвешивая кусок минерала на ладони, чтобы различать минералы легкие, средние, тяжелые и очень тяжелые.
К прочим диагностическим признакам можно отнести магнитность, двупреломление, ковкость, гибкость, упругость, запах, вкус, радиоактивность,
люминесценция и т.д.
Классификация минералов.
Так как свойства минералов зависят от их химического состава и кристаллической структуры, то классификация минералов основана на этих характеристиках. К л а с с ы минералов выделяют по их химическому составу,
в соответствии с классами химических соединений. Классы, представленные
большим числом минеральных видов с разнообразным кристаллическим
строением, подразделяются на п о д к л а с с ы , различаемые по типу структуры кристаллической решётки. Наибольшей распространённостью в природе пользуются минералы следующих классов:
1.
Самородные элементы – наиболее простые. К ним относятся минералы, каждый их которых сложен атомами какого-либо одного химическо-
32
го элемента. Примерами являются графит, алмаз (модификации углерода),
сера, самородные металлы (золото, медь, серебро, платина и др.).
2.
Галогениды – это соединения галогенов (Cl, F, Br, J) со щелочными и щелочноземельными элементами. Наибольшим распространением
среди них пользуются хлоридные и фторидные соединения. К их числу относятся галит, сильвин, флюорит.
3.
Сульфиды – сернистые соединения металлов и полуметаллов.
Химически это соли сероводородной кислоты. Примеры – пирит, халькопирит, галенит, молибденит, антимонит, киноварь.
4.
Оксиды и гидрооксиды. Данный тип включает соединения металлов и металлоидов с кислородом и гидроксильной группой (ОН)-. К их числу
относится кварц и множество его разновидностей (горный хрусталь, аметист,
халцедон и т.д.), а также корунд, магнетит, гематит и др.
5.
Сульфаты – это соли серной кислоты (Н 2SO4). Самые распространённые – гипс, ангидрит, барит.
6.
Карбонаты представляют собой соли угольной кислоты (Н2СО3).
Самый распространённый минерал этого класса – кальцит; из примеров можно отметить доломит, магнезит, сидерит, малахит, азурит.
7.
Фосфаты – соли фосфорной кислоты. Из них самым широким
распространением пользуется апатит.
8.
Силикаты представляют собой с химической точки зрения природные соли кремниевой кислоты (H4SiO4). Это наиболее распространённый
в природе класс минералов. Химический состав силикатов сложный и непостоянный. Строение кристаллической решётки силикатов может быть весьма
различным, что обуславливает чрезвычайное разнообразие их свойств. В связи с этим практикуется разделение класса силикатов на подклассы, различающиеся типом кристаллической структуры. К числу силикатов относятся
такие группы минералов, как полевые шпаты, слюды, пироксены, амфиболы,
гранаты, глинистые минералы и многие другие.
Кроме этого, в природе встречаются минералы, являющиеся представителями иных классов. К ним относятся нитраты, бораты, хроматы, вольфраматы, арсенаты, ванадаты и т.д.
Горные породы.
Минералы встречаются в природе, как правило, не по отдельности, а в
составе закономерно построенных агрегатов – горных пород. Горной породой называется природный агрегат минеральных и иных частиц, характеризующийся определённым составом и строением. Неминеральные вещества в
составе горных пород могут быть представлены минералоидами и сложными
органическими соединениями.
По минеральному составу горные породы могут быть мономинеральными и полиминеральными. Первые состоят из минеральных частиц только одного вида (например, известняк и мрамор – из кальцита, кварцит – и- кварца).
Вторые – из нескольких минералов. Например, гранит – из кварца, полевых
шпатов и ряда второстепенных компонентов, габбро – из полевых шпатов и
33
пироксена или роговой обманки. Полиминеральные горные породы распространены значительно шире мономинеральных.
Строение горных пород характеризуется двумя понятиями: структура и
текстура.
Структура – это особенности строения горной породы, которые определяются размером и формой и взаимоотношениями слагающих ее зерен (обломков).
Текстура отражает особенности строения горной породы, обусловленные характером взаимного расположения слагающих ее зерен.
Если сравнить горную породу с многоэтажным домом, то структура его
будет определяться формой и размерами комнат в каждой квартире (либо
преобладающим размером комнат в доме), а текстура – взаимным расположением и характером чередования (закономерным или нет) квартир разной
планировки как в пределах каждого этажа, так и во всем здании.
Классификации горных пород.
Основные структурно-текстурные характеристики горной породы зависят от способа и от условий её образования. Во многих случаях этим же определяется и минеральный состав горных пород. Поэтому в основу классификации горных пород положен генетический принцип (подразделение их по
происхождению).
По происхождению горные породы можно разделить на 3 основные
группы:
- осадочные, образующиеся на поверхности Земли в результате экзогенных процессов;
- магматические, образующиеся в результате застывания магматических
расплавов или накопления твёрдых продуктов вулканической деятельности;
- метаморфические, образующиеся в результате преобразования ранее
существовавших осадочных и магматических пород (в результате воздействия температуры, давления, химически активных веществ).
Более детальное подразделение осуществляется в каждой из этих групп
по различным признакам. При этом на разных иерархических уровнях классификаций могут учитываться конкретный механизм и условия образования
породы, их химический и минеральный состав, структурные и текстурные
характеристики.
Магматические горные породы.
Как показывает само название, магматические породы образуются в результате кристаллизации (застывания) магмы или лавы. Магма может застывать на глубине, под покровом вышележащих пород и на поверхности, изливаясь в виде лавы. Породы, образовавшиеся на глубине, называются интрузивными (плутоническими), а возникшие при остывании лавы, излившейся на
поверхность – эффузивными (вулканическими). В первом случае процесс остывания протекает очень медленно и вся магма успевает закристаллизоваться, поэтому образуются полнокристаллические горные породы. Для них характерны разнообразные зернистые структуры.
34
Во втором случае породы не всегда успевают полностью закристаллизоваться, и в них обычно присутствует вулканическое стекло (неполнокристаллические). Среди структур таких пород различают афировые и порфировые.
Афировой называют структуру горной породы, которая целиком сложена
внешне однородной массой стекловатого или скрытокристаллического сложения. В порфировых структурах невооруженным глазом видны сравнительно крупные (хорошо различимые невооруженным глазом) кристаллы, которые образовались в расплаве еще до излияния лавы на поверхность и как бы
«плавающие» среди основной массы однородного сложения.
Часть продуктов вулканических выбросов состоит из твердых или полурасплавленных раздробленных продуктов извержений (вулканический пепел и песок, лапилли и вулканические бомбы). В результате образуются горные породы, которые называются пирокластическими.
Классификация, магматических пород основана на их химическом и,
соответственно, минеральном составе (так как минеральный состав магматической породы определяется химическим составом исходного расплава). Основными компонентами подавляющего большинства магматических горных
пород (силикатных) являются: SiO2, TiO2, Al2O 3, Fe2O3, FeO, MnO, MgO, CaO,
Na2O, K2O, P2O5. За основу их классификации принято содержание SiO2, а так
же общее (суммарное) содержание щелочей - Na2O и K2O, вариации которых
в наибольшей мере отражаются в минеральном составе. В зависимости от содержания SiO2 выделяют кислые (64-78% SiO2), средние (53-64% SiO2) , основные (45-53% SiO 2) и ультраосновные породы, содержащие 30-45% SiO2.
Классификация силикатных магматических пород
Щёлочноультраосновные
породы
(уртиты, ийолиты и др.)
Ne, Px
Тефриты
Перидотиты
Px, Ol
Пикриты
Дуниты
Ol
Основные
нефелиновые
сиениты
Px, Pl № >50,
Ne
Нефелиновые сиениты
Fsp, Ne, щел
т/цв
Фонолиты
Умереннощелочные габброиды
Px (Hb), Pl №
>50, ±Bt, Ksp
Сиениты
Ksp, т/цв
Трахиты
Монцониты
Ksp, Pl № 3050, т/цв
Трахиандезиты
Диориты
Pl № 30-50,
т/цв
Андезиты
Габбро
Pl №>50, Px
(Hb)
Базальты
Пироксени-
Щелочные
граниты
Qu>25%,
Ksp, щел т/цв
Умереннощелочные граниты
Qu>25%,
Ksp, ±т/цв
Трахириолиты
Граниты
Qu>25%, Pl
№ 0-30, Ksp,
±т/цв
Риолиты
35
Меймечиты
ты
Px
Горнблендиты
Hb
Плагиограниты
Qu>25%, Pl
№ 0-30 т/цв
Плагиориолиты
Кислые
УльтраосОсновные
Средние
новные
Qu – кварц; Fsp – полевые шпаты, в том числе: Ksp – калиевые, Pl – плагиоклазы (с указанием номера); Ne – нефелин; т/цв – темноцветные минералы (пироксены, роговая обманка, слюды); щел т/цв – щелочные темноцветы
(щелочные пироксены и амфиболы); Px – пироксены; Hb – роговая обманка;
Bt – биотит; Ol – оливин
Прямым шрифтом приведены названия плутонических горных пород,
курсивом – названия их вулканических аналогов
Особую группу пород составляют пирокластические и вулканогеннообломочные породы. Пирокластические породы занимают промежуточное
положение между магматическими эффузивными и осадочными. Вулканогенный материал в этих породах представлен обломками – остроугольными
либо округлыми (оплавленными). Размер обломков варьирует от долей миллиметра (вулканический пепел) до нескольких метров в поперечнике. Породы, целиком или почти полностью сложенные вулканогенным материалом,
называются вулканическими туфами. При содержании осадочного материала
10% и более породы называют туффитами, а более 50% – туфопесчаниками,
туфоалевролитами, туфогравелитами и т.д.
Осадочные породы образуются на поверхности Земли. Образование
осадков, а затем и осадочных пород может идти различными способами осаждение обломочного материала, выпадение из растворов определенных
веществ, в процессе жизнедеятельности организмов. Характерной особенностью многих осадочных пород является наличие разнообразных слоистых
текстур, что обусловлено преимущественным отложением осадков слоями.
Нередко в осадочных породах (и только в них!) можно встретить окаменевшие остатки организмов или следы их жизнедеятельности.
Подразделяют осадочные породы по их происхождению на три большие
группы: обломочные (терригенные) – механические осадки, химические
(хемогенные) - возникшие в результате выпадения осадков из воды или из
других растворов, и органогенные – образованные из скоплений окаменевших остатков животных и растений или продуктов их жизнедеятельности.
Терригенные породы – продукты механического разрушения ранее образованных горных пород. Терригенные породы могут быть рыхлыми, для
которых характерно несвязанное состояние слагающих их частиц и большое
количество пор (песок, глина) или сцементированными (литифицированными). Общепринятой классификации терригенных осадочных горных пород до
настоящего времени не существует. Вариант их классификации по величине
36
и форме обломков, наиболее широко используемый в России геологами, а
также грунтоведами и почвоведами, приведён в таблице:
Размер
обломочных частиц
Более
1м
10 см 1м
0,510 см
Обломки окатаны
Обломки не окатаны
Глыбы
Глыбовый конгломерат
Валуны
Валунный конгломерат
Галька
Галечный конгломерат
Неокатанные глыбы
Глыбовая брекчия
1-5 мм
0,05-1
мм
0,0050,05 мм
‹ 0,005
мм
Неокатанные валуны
Валунная брекчия
Щебень
Щебнистая брекчия
Гравий
Гравелит
Песок
Песчаник
Алеврит
Алевролит
Глина
Аргиллит
Названия рыхлых пород даны в таблице обычным шрифтом, литифицированных – жирным.
В некоторых классификациях используются несколько иные граничные
размеры между разновидностями. Иногда глинистые породы выделяются в
самостоятельный тип, так при их формировании наряду с процессами механического разрушения значительная роль принадлежит и процессам химического преобразования исходных пород и минералов. Поэтому глины можно
рассматривать как породы, занимающие промежуточное положение между
терригенными и хемогенными осадочными горными породами.
Хемогенные породы подразделяются на классы по их химическому (и,
соответственно, минеральному) составу:
Класс
Название пород
Карбонатные
Известняки
Доломиты
Мергели
Кремнистые
Сульфатные
Силицилиты
Гипсы (гипсоли-
Ведущие минералы
Кальцит
Доломит
Кальцит, глинистые минералы
Халцедон
Гипс
37
Фосфатные
Галогенные
Аллитовые
Железистые
ты)
Фосфориты
Каменные соли
Калийные соли
Бокситы
Лимониты
Апатит, кальцит,
глинистые минералы
Галит
Сильвин
Гидрооксиды Al
Гидрооксиды Fe
Органогенные (биогенные) породы, если они сложены из хорошо сохранившихся организмов, имеют биоморфную структуру. Биогенные породы
подразделяются на классы, как и хемогенные, по их составу. Органогенное
происхождение, наряду с хемогенным, могут иметь известняки, доломиты,
кремнистые породы и фосфориты. Исключительно биогенное происхождение
имеют породы, относимые к классу каустобиолитов.
Класс
Горные породы
Известняки
Карбонатные
Доломиты
Диатомиты
Кремнистые
Трепелы, опоки
Радиоляриты
Фосфатные
Каустобиолиты
Спонголиты
Фосфориты
Каменные и бурые угли
Биогенный материал
Остатки раковин
и других скелетных
образований известкового состава
Продукты жизнедеятельности синезелёных водорослей
(строматолиты, онколиты, катаграфии)
Оболочки диатомовых водорослей
Остатки диатомовых водорослей и
губок с большой
примесью аморфного
кремнезёма, карбонатов, глинистых частиц
Скелеты радиолярий
Спикулы губок
Фосфатные раковины, костные остатки позвоночных
Углефицированные растительные
остатки
38
Горючие сланцы
То же, но с
большой примесью
частиц глинистых
минералов
Метаморфические горные породы.
Метаморфизм (от греческого «метаморфозос» - преобразование, изменение) – процесс изменения минерального состава, структуры, текстуры любых других горных пород под воздействием, давления, температуры и химически активных веществ. Химический состав метаморфических пород разнообразен и в большинстве случаев зависит от состава исходных пород. Метаморфизм горной породы без существенного изменения ее состава называется изохимическим. Однако, в процессе метаморфизма химический состав
исходной породы может и существенно изменяться. Такое изменение химического состава породы в результате привноса или выноса каких-либо компонентов (аллохимический метаморфизм) получило название метасоматоза. Минеральный состав метаморфических пород также разнообразен. Как
осадочные и магматические породы они могут быть мономинеральными, т. е.
состоять из одного минерала, например, кальцита (мрамор) или кварца
(кварцит) или полиминеральными.
Метаморфические породы можно разделить по условиям образования,
т.е. видам метаморфизма и масштабам его проявления. Наибольшее распространение имеют метаморфические горные породы, образовавшиеся в результате регионального метаморфизма, захватывающего обширные участки
земной коры. Менее распространены продукты локального метаморфизма –
контактового и динамического, проявляющихся соответственно лишь вблизи контактов интрузивных тел и зон разрывных нарушений.
Классификация метаморфических горных пород строится в соответствии с классификацией метаморфических процессов, с учётом структуры, текстуры и минерального состава горной породы. для метаморфических пород
характерны зернистые или бластические структуры, возникшие в результате
перекристаллизации в твердом состоянии. Бластезом называется рост минералов в твёрдой среде. Среди бластических структур по форме выделений
минералов различаются: зернистые или гранобластовые (характерны изометричные формы слагающих породу минералов); волокнисто-зернистые или
нематобластовые (минералы, слагающие породу, имеют удлиненнопризматический облик); листоватые, чешуйчатые или лепидобластовые (порода сложена минералами листоватого или чешуйчатого облика). Для динамометаморфических пород характерны катакластичекая и милонитовая
структуры. Катакластическая структура отличается раздроблением и деформацией многих минералов. Милонитовая структура – крайне тонкозернистая, отдельные обломки минералов не различимы невооруженным глазом,
так как они перетерты в тонкий порошок и перекристаллизованы (полностью
или частично).
39
Текстуры метаморфических пород подразделяются на унаследованные
(отражающие неравномерность распределения компонентов в исходной горной породе) и новообразованные (отражающие специфику метаморфических
процессов). Для метаморфизма, протекающего в условиях повышенных давлений, характерно возникновение директивных (ориентированных) текстур –
сланцеватой и гнейсовидной. Сланцеватая текстура свойственна породам
начальных (низкотемпературных) ступеней регионального метаморфизма,
имеющих тонко- или микрозернистое сложение. При наличии в такой породе
мелких выделений чешуйчатых минералов, она легко раскалывается на тонкие пластинки по параллельным плоскостям (плоскостям сланцеватости).
Гнейсовидная текстура возникает на высоких ступенях регионального метаморфизма. Порода с гнейсовидной текстурой имеет отчётливо зернистое
сложение, и при этом все уплощённые и удлинённые минералы ориентированы параллельно друг другу.
Регионально-метаморфические породы:
- метаморфические сланцы – породы со сланцеватой текстурой, различного минерального состава; название даётся по набору главных породообразующих минералов (например: «биотит-мусковитовый сланец»);
- кристаллические сланцы – породы с гнейсовидной текстурой; название
даётся по главным породообразующим минералам;
- гнейсы – породы с гнейсовидной текстурой, по минеральному составу
соответствующие гранитам (около 30% - кварц, около 60% - полевые шпаты,
остальное – второстепенные минералы);
- мраморы – зернистые метаморфические породы, сложенные кальцитом
(возможно с небольшим количеством примеси других минералов); продукт
метаморфизма известняков;
- яшмы – визуально однородные, пятнистые или полосчатые метаморфические породы, основу которых слагает микрозернистый агрегат кварца и
халцедона; продукт начальных ступеней метаморфизма кремнистых осадочных пород;
- кварциты – отчётливо зернистые метаморфические породы кварцевого
состава; продукт метаморфизма кремнистых пород или кварцевых песчаников;
- амфиболиты – зернистые метаморфические породы, сложенные роговой обманкой.
Ультраметаморфические породы:
- мигматиты – породы смешанного состава; состоят из визуально контрастных частей: тёмной палеосомы (части породы, не испытавшей плавления) и светлой неосомы (наиболее легкоплавких компонентов, проходивших
при ультраметаморфизме стадию плавления).
Контактово-метаморфические породы:
- роговики (плотные однородные горные породы с тонкозернистой
структурой);
- мраморы (полностью аналогичны мраморам региональнометаморфического происхождения).
40
Динамометаморфические породы:
- тектонические брекчии (сложены крупными угловатыми обломками
исходной породы, подвергшейся дроблению в зоне разлома);
- катаклазиты (сложены мелкообломочными продуктами дробления и
цементирующим их тонкораздробленным и частично перекристаллизованным материалом);
- милониты (сложены тонкоперетёртым и частично перекристаллизованным материалом).
М е т а с о м а т и ч е с к и е п о р о д ы чаще всего имеют пятнистый
или неправильно-полосчатый облик. Общее наименование – метамоматиты
(название даётся по набору минералов). Но есть и много типов метасоматитов, имеющих свои собственные названия. Самые распространённые из них –
скарны, контактово-метасоматические породы специфического минерального состава (карбонатно-силикатного, нередко с сульфидами и/или магненитом).
Земная кора – самая верхняя оболочка, она неоднородна на континентах
и в океанах. Океаническая кора занимает около 60%, а континентальная около 40% земной поверхности, что отличается от распределения площади океанов и суши (71% и 29% соответственно). Это связано с тем, что граница между рассматриваемыми типами коры проходит по континентальному подножию, т.е. мелководные моря, такие как, к примеру, Балтийское и арктические
моря России, относятся к Мировому океану лишь с географической точки
зрения.
В составе коры континентального типа выделяют осадочный, гранитнометаморфический и базальтовый слои, а в океанической – осадочный, базальтовый и слой габбро. Различна и мощность данных типов коры: континентальная кора достигает толщины 75-80 км, причем, наиболее мощна она в
горных областях, а океаническая – 8-10 км. Более древней, как уже было отмечено выше, является кора континентального типа. Границей между земной
корой и нижележащей мантией является граница Мохоровичича (Мохо).
Мантия достаточно неоднородна по своему строению и составу, в ней
выделяются верхняя и нижняя части. Причем, в составе верхней мантии рассматриваются литифицированная (каменная) мантия, слой Гутенберга (астеносфера) и слой Голицина. Важнейшую роль в развитии Земли играет астеносфера, вещество отдельных зон которой находится в разуплотненном состоянии. Эти зоны способны генерировать магмы, в них также существуют
тепловые потоки, которым отводится главная роль в перемещении литосферных плит.
В нижней мантии происходит резкое возрастание скоростей сейсмических волн, что связывают с переходом, под воздействием высокого давления, гипотетических минералов в другие, более плотные. Плотность вещества у подошвы мантии составляет 5,5-5,8 г/см3.
Земное ядро, имеющее радиус около 3470 км, состоит из внешнего, по
экспериментальным данным, жидкого ядра (до глубины 4980 км), переходно-
41
го затвердевающего слоя (до глубины 5120 км) и твердого внутреннего ядра
(субъядра).
Внешнее ядро Земли состоит в основном из жидкого железа с примесью
никеля. Однако геофизические расчеты показали, что плотность ядра на 10%
ниже, чем у железо-никелевого расплава при господствующих в ядре температурах и давлениях. Следовательно, ядро должно содержать 10-20% легких
элементов, вероятнее всего – водорода (Н) и серы (S) . Предположения о повышенном содержании S в ядре вытекает из сравнения геохимических и космохимических данных. Так, в материале мантии и коры концентрация S оказывается на 2-3 порядка ниже, чем ее концентрация в Солнечной системе.
Природа внутреннего ядра Земли (с глубины более 5120 км) остается
наиболее загадочной. Возможно, что оно состоит из одного никелистого железа и находится в твердом состоянии. Радиус внутреннего ядра почти в 3
раза меньше радиуса внешнего ядра (0,19 и 0,55 R всей Земли соответственно).
На протяжении всей геологической истории Земли идет постоянная кристаллизация внутреннего ядра за счет вещества внешнего ядра. Этот процесс
достаточно медленный, т.к. мантия является прекрасным теплоизолятором. К
настоящему времени закристаллизовалось не более 5% расплава. Со временем из расплава будет «вычерпан» весь Ni и он будет состоять из Fe , FeH,
FeO, FeS. Это произойдет тогда, когда масса внутреннего ядра составит 30%
от общей массы ядра. Все земное ядро будет твердым, но останется дифференцированным.
42
Тема 1.4. ВОЗРАСТ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Одним из основных методологических принципов в геологических науках является принцип историзма. Любой геологический процесс рассматривается как разворачивающийся во времени, а совокупность этих процессов –
на основе их смены друг другом, как в пространстве, так и во времени. При
этом интервалы времени, в которых разворачиваются геологические процессы, очень значительны – до сотен миллионов и даже миллиардов лет.
К тому же, из всей геологической истории Земли лишь ничтожная часть
– последние миллионы лет – разворачивалась при существовании человека
как биологического вида, и ещё многократно более ничтожная (несколько
тысяч лет) приходится на время существования человеческой цивилизации.
Что же касается промежутка времени, в течение которого существует геологическая наука и ведутся систематические геологические наблюдения, то он
в масштабах геологического времени вообще выглядит исчезающее малым.
Таким образом, промежутки времени, которыми оперируют в геологических науках, прямому наблюдению и измерению по большей части недоступны. Поэтому требуются какие-то особые способы определения геологического времени, не имея которых геология как наука существовать просто не
может. Возможны два подхода к изучению геологического времени. В соответствии с этим геологическая хронология подразделяется на относительную
и абсолютную. Суть относительной геологической хронологии заключается
в определении последовательности геологических событий, а абсолютной –
в определении длительности промежутков времени в количественном выражении.
Относительная геохронология.
Относительная геологическая хронология целиком базируется на данных стратиграфии – раздела геологии, изучающего пространственновременные соотношения геологических тел в земной коре. Стратиграфия
опирается на два основных закона, раскрывающих последовательность образования тел, имеющих пластовую форму залегания. К таким горным породам
принадлежат почти все породы осадочного происхождения и часть вулканических.
Первый закон стратиграфии называется законом Стенона (по имени
сформулировавшего этот закон работавшего в Италии датского геолога
XVII в. Н. Стенона). Он гласит, что в разрезе слоистой осадочной толщи при
ненарушенном залегании вышележащий слой всегда моложе нижележащего.
Поэтому данный закон называется также законом последовательности напластования. Он даёт возможность определить последовательность формирования различных по составу слоёв горных пород (и, соответственно, последовательность основных геологических событий) в отдельном районе. Но использования одного лишь закона Стенона для полноценных геохронологических построений недостаточно. Проблема, которая не решается – сопостав-
43
ление данных по разным районам между собой. Мы не можем судить, какие
события происходили раньше, какие позже, а какие одновременно, если слои
формировались на разных территориях и друг на друга не наслаиваются. Для
этого нужно использовать ещё один закон.
Второй закон стратиграфии, он же закон Смита (по имени английского геолога У.Смита, работавшего на рубеже XVII-XIX вв.) гласит: слои, содержащие одинаковые или сходные комплексы органических остатков, являются одновозрастными. Первоначально этот факт был установлен
У.Смитом чисто эмпирически, на основе тщательного прослеживания слоёв
различного возраста и изучения содержащихся в них окаменелостей. В дальнейшем стало ясно, что в основе этого закона лежит фундаментальный факт
эволюционного развития органического мира земли, в процессе которого одни формы животных и растений последовательно сменялись другими. Таким
образом, основным методом, на котором базируется относительная геологическая хронология, оказывается метод палеонтологический: определение
возраста слоёв по содержащимся в них ископаемым остаткам животных и
растений. Применение этого метода позволило геологам сопоставлять историю геологического развития разных регионов мира между собой и уже к середине XIX века составить целостную картину истории развития Земли и её
органического мира, которая с тех пор постоянно уточняется на основе новых открытий.
В применении палеонтологического метода для решения задач геологической хронологии существует ряд особенностей, ограничивающих применение закона Смита. Имеются случаи неодновременности появления того
или иного вида в разных регионах. Вид может возникнуть и геологически
длительное время существовать лишь в какой-то ограниченной местности, и
лишь затем расселиться на более обширных территориях. Возможна и неодновременность вымирания, когда вид почти повсеместно исчезает, а в какомто районе ещё долгое время существует как реликтовый. Многие формы никогда не были распространены в планетарном масштабе, а приурочены к определённым климатическим поясам или зоогеографическим и фитогеографическим провинциям. Поэтому основой обычно является изучение возрастной
последовательности видов в отдельных регионах, а далее необходимо искать
отдельные общие формы, диагностика которых позволяет перекинуть «мостики» между разными территориями. Особый вопрос – сопоставление палеонтологическими методами отложений морского и континентального происхождения, которые заселены заведомо различными формами жизни. Перекинуть «мостики» между ними позволяет либо изучение таких участков, где
морские и континентальные осадки многократно переслаиваются между собой, либо случаи заноса остатков наземных организмов в прилегающие водоёмы.
Встречаются особо сложные случаи, когда в целом районе практически
весь комплекс органических остатков представлен исключительно местными
(эндемичными) видами, не имеющими полных аналогов на сопредельных
территориях. Наконец, совсем непригодны для геологической хронологии
44
такие виды, которые сохраняются в совершенно неизменном виде на протяжении больших промежутков геологического времени. А также те, которые
приспособлены к очень узкому диапазону условий среды, и мигрируют с
места на место при малейшем изменении этих условий. Поэтому в разных
районах их остатки могут содержаться в слоях совершенно разного возраста.
Но изучение таких видов имеет другую научную ценность, поскольку они
являются надёжными индикаторами соответствующих природных обстановок.
Палеонтологические виды, которые могут быть наиболее эффективно
использованы при решении задач геологической хронологии, получили название руководящих форм. Те или иные виды могут быть отнесены к числу
руководящих форм при соответствии ряду условий:
- быстрая хронологическая смена форм в эволюционной последовательности – когда новые виды в одной эволюционной ветви появляются достаточно часто, и при этом новый вид геологически мгновенно вытесняет предшествующий;
- широкое географическое распространение;
- слабая зависимость от условий природной среды (фаций);
- многочисленность (иначе его остатки не могут встречаться достаточно
часто);
- хорошая сохранность в ископаемом состоянии; при этом достаточно,
чтобы успешно сохранялись какие-то отдельные части организма (например,
зубы грызунов).
Также предпочтительно, чтобы остатки имели небольшие размеры. В
этом случае даже в небольшом штуфе горной породы может быть обнаружено большое число различных форм, позволяющих судить о сообществе организмов в целом.
Относительный возраст может быть определён и для тех горных пород,
которые не подчиняются закону последовательности напластования – например, для интрузивных образований. Но здесь имеется своя специфика и, как
правило, более высока доля неопределённости. При формировании любой
интрузии магма внедряется в уже существующие горные породы. Поэтому
породы интрузивного тела всегда будут моложе вмещающих его образований. Но разрыв во времени между образованием вмещающих пород и актом
внедрения может быть очень значительным, и не всегда мы имеем данные,
позволяющие уточнить эту разницу. Отчасти помочь в этом могут случаи,
когда мы видим, что кровля интрузивного тела размыта, и на неё сверху налегают более молодые отложения, возраст которых мы определили палеонтологически. В этом случае время формирования интрузии будет ограничено промежутком между возрастом прорываемых ею пород и возрастом перекрывающих отложений.
Стратиграфические шкалы.
На основе результатов стратиграфических исследований составляются
стратиграфические шкалы, которые являются основой построений в об-
45
ласти относительной геологической хронологии. Эти шкалы представляют
собой схемы, в которых отражаются основные события геологической истории и развития органического мира. Различаются шкалы трёх видов: местные, региональные и общая стратиграфическая шкала.
М е с т н ы е ш к а л ы составляются для отдельных небольших районов и в наибольшей мере отражают последовательность основных геологических событий в его истории. Основным подразделением местной шкалы
является свита. Под свитой понимается ассоциация горных пород, образовавшихся в течение некоторого геологического времени при существенно не
изменявшихся условиях и сохраняющая по всему объёму основные черты
своего состава и строения. Каждая свита отличается какими-то особенностями от соседних, сменяющих её или по разрезу (в результате изменения хода
геологических процессов) или в горизонтальном направлении (так как любые
процессы и условия их проявления приурочены к пространственно ограниченным территориям). Каждой свите даётся собственное, обычно географическое (по местности, где она была выделена и описана) наименование. Свиты могут более дробно подразделяться на подсвиты, пачки и слои. Несколько
сходных по составу свит могут объединяться в серию.
Р е г и о н а л ь н ы е ш к а л ы составляются на основе увязки (корреляции) всех местных шкал в пределах какого-либо крупного региона (например, Алтае-Саянской области). Основной единицей в региональной шкале
является горизонт. Поскольку основным методом корреляции местных шкал
является палеонтологический, то и горизонты выделяются по палеонтологическим данным. В составе горизонта объединяются различные свиты (или
отдельные части свит), в которых содержатся ископаемые остатки одних и
тех же руководящих форм. Если та или иная свита органических остатков не
содержит, она включается в состав какого-либо горизонта на основании других данных. Горизонты могут в некоторых случаях разделяться на подгоризонты или объединяться в надгоризонты.
О б щ а я с т р а т и г р а ф и ч е с к а я ш к а л а составлена на основе синтеза данных о геологической истории и истории развития органического мира Земли в целом. В этой шкале используется двойная номенклатура:
имеются термины, обозначающие промежутки геологического времени (геохронологические), и термины, которыми обозначаются комплексы горных
пород, сформировавшихся за соответствующий промежуток времени (стратиграфические). Каждый хронологический термин имеет свой стратиграфический аналог, и наоборот. Далее перечисляются геохронологические единицы (от более крупных к более дробным) и соответствующие им стратиграфические:
Акрон Акротема
Эон
Эонотема
Эра
Эратема
Период
Система
Эпоха Отдел
Век
Ярус
46
Фаза
Зона
Пора
Звено
Названия подразделений, отвечающих одному интервалу, всегда одинаковые. Например, архейскому акрону соответствует архейская акротема, юрскому периоду – юрская система. Названия подразделений Общей стратиграфической шкалы с точностью до эпохи и отдела приведены в таблице 7.
Абсолютная (радиоизотопная) геохронология.
Методы абсолютной геохронологии основаны на явлении радиоактивного распада – способности некоторых изотопов химических элементов самопроизвольно распадаться. А точнее – на законе постоянства скорости этого
распада. Благодаря факту такого постоянства мы можем, измерив содержания в минерале или в горной породе радиоактивного изотопа и продукта его
распада, рассчитать время, которое прошло с момента образования породы
или минерала. Следует оговорить некоторую условность термина «абсолютная геохронология». Во-первых, все аналитические методы имеют ту или
иную погрешность, и все вычисления в изотопной геохронологии не дают
абсолютно точных результатов. Во-вторых, соотношение изотопов может нарушаться различными природными процессами, и мы не всегда можем быть
полностью уверены, что в нашем конкретном случае такого воздействия не
было. В-третьих, все цифры в годах (точнее, в миллионах лет) основаны на
допущении, что константы скорости радиоактивного распада всегда оставались неизменными, в чём полной уверенности также быть не может. Не исключено, что с течением времени, в процессе эволюции Вселенной, эти константы постепенно изменялись в ту или иную сторону – и тогда реальная
продолжительность промежутков времени будет несколько отличаться от
получаемой нами в расчётах. Поэтому специалисты предпочитают более
корректно говорить не об «абсолютной» а об изотопной геохронологии.
Скорость распада радиоактивного изотопа характеризуется периодом
его полураспада. Это время, в течение которого распадается половина количества атомов данного изотопа в вещественном агрегате. За следующий равный промежуток распадается половина оставшегося количества, и так далее,
пока распад не завершится полностью.
В настоящее время используются различные методы изотопной геохронологии, основанные на определениях содержаний следующих пар радиоактивных изотопов и продуктов распада.
Урано-свинцовый метод:
238
U ⇒ 206Pb. Период полураспада T=4,53×109 лет
235
U ⇒ 207Pb. T=0,713×109 лет.
Ториево-свинцовый метод:
232
Th ⇒ 208Pb. T=13,89×109 лет.
47
Рубидий-стронциевый метод.
87
Rb ⇒ 87Sr. T=4,99×1010 лет.
Калий-аргоновый метод:
40
K ⇒ 40Ar.
Радиоуглеродный метод:
C ⇒ 14N. T=5750 лет.
14
В последнее время, по мере увеличения чувствительности аналитического оборудования, всё шире начинают применяться методы, основанные на
изучении соотношений изотопов, имеющих весьма низкие кларки: самарийнеодимовый, рений-осмиевый и другие.
Каждый метод имеет свои достоинства и недостатки и применим для
различных задач и в различных условиях. Во-первых, разные горные породы
характеризуются различными исходными содержаниями тех или иных радиоактивных изотопов. Во-вторых, каждый изотоп имеет свою скорость радиоактивного распада, и потому каждая пара пригодна для определения промежутков времени разной продолжительности. Особняком здесь стоит радиоуглеродный метод, основанный на применении радиоактивного изотопа
углерода 14С, имеющего период полураспада менее 6000 лет. Даже при самых
высоких концентрациях этого изотопа весь его объём в конкретном объекте
датирования распадётся менее чем за 100 тысяч лет. Этого изотопа в природе
вообще бы давно не существовало, если бы он постоянно не формировался
бы в верхних слоях атмосферы под действием космической радиации. Свою
специфику применения имеет и калий-аргоновый метод. Заключается она в
том, что аргон – газ, и легко теряется при различных воздействиях на горную
породу. Поэтому его применение требует особо тщательной проверки факта
отсутствия таких воздействий с момента образования породы и до наших
дней.
Возможности применения изотопно-геохронологических методов, как и
палеонтологических ограничены рядом условий. Эти условия таковы:
сингенетичность минерала и горной породы (горная порода и слагающие её минералы должны сформироваться в едином процессе, иначе время формирования породы останется неопределимым);
достаточное содержание анализируемых изотопов;
ненарушенность изотопной системы последующими процессами;
возможность контроля достоверности результатов.
Из
первого
условия
следует,
что
применение
изотопногеохронологических методов наиболее эффективно для магматических пород, так как и вся порода, и слагающие её минералы формируются одновременно при кристаллизации расплава. При этом можно применять различные
варианты метода: определять соотношение изотопов в горной породе в целом
или в отдельных минералах. Последний вариант более трудоёмок, но он надёжнее: из объёма анализируемого материала можно сразу исключить ксено-
48
генные (захваченные) и вторичные минералы, возраст которых может оказаться в первом случае – значительно более древним, а во втором – значительно более молодым. Варианты - определения по отдельным минералам и
по породе в целом. Наименее пригодны изотопные методы для определения
возраста пород осадочного происхождения, особенно терригенных. В них
слишком мало минералов, образовавшихся в процессе накопления осадка, и
притом они далеко не всегда содержат радиоактивные изотопы. Что касается
метаморфических пород, то изотопное датирование помогает установить
время появления метаморфического процесса, который нередко оказывается
многостадийным, растянутым во времени.
Возможности контроля (проверки достоверности определений возраста)
при использовании изотопных методов разнообразны. Может применяться
анализ соотношений по разным минералам, анализ одних и тех же образцов
различными методами. Наиболее эффективным считается применение изохронного метода, при котором отбираются и анализируются несколько проб
из разных частей одного породного тела, в которых исходное содержание радиоактивного изотопа может быть различным. Результаты исследований наносятся на диаграмму, и, если соотношение изотопов осталось не нарушенным, все точки, характеризующие содержание продуктов распада должны
лечь на одну линию (изохрону).
Геохронологические шкалы.
На основе данных изотопной геохронологии могут быть количественно
определены возраста границ подразделений общей стратиграфической шкалы и иных шкал, рассчитана продолжительность хронологических подразделений (акронов, эонов, эр, периодов и так далее). Такая стратиграфическая
шкала, дополненная изотопно-геохронологическими данными, называется
геохронологической шкалой. Датировки основных рубежей Общей геохронологической шкалы приведены в таблице.
Палеомагнитный метод.
Применение палеомагнитных методов определения возраста основано
на явлении остаточной намагниченности горных пород. Все частицы магнитных минералов, содержащиеся в горной породе, приобретают в ходе её формирования закономерную ориентировку. Она соответствует ориентировке
силовых линий магнитного поля Земли в данной точке. В дальнейшем эта
ориентировка сохраняется, и, измерив её с помощью чувствительных приборов, можно установить положение данной точки местности относительно
геомагнитного полюса в момент образования породы. Это положение характеризуется двумя величинами. Магнитное склонение указывает направление
на прежнее положение магнитного полюса, а магнитное наклонение (определяется углом наклона силовых линий к горизонту) – расстояние до него.
Установлено, что в геологическом прошлом, в результате движений литосферных плит, положение каждого блока земной коры относительно магнитных полюсов непрерывно изменялось. Зная координаты полюсов относительно каждого крупного блока земной коры на конкретные моменты геоло-
49
гического времени, можно использовать измерения остаточной намагниченности для определения возраста горных пород.
Дополнительно помогают при определении возраста палеомагнитным
методом инверсии геомагнитного поля. Установлено, что в истории Земли
северный и южный магнитные полюса периодически менялись местами. Соответственно, в истории нашей планеты выделены эпохи прямой (соответствующей современной ориентировке магнитного поля) и обратной (противоположной) полярности. Разработаны палеомагнитные шкалы, на которых показано чередование эпох прямой и обратной полярности и продолжительность каждой эпохи. Наиболее пригодны такие шкалы для изучения возраста
отложений, формировавшихся в условиях непрерывного осадконакопления
(в основном морских).
50
Тема 1.5. ОСНОВНЫЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ПРИЧИНАХ И ЗАКОНОМЕРНОСТЯХ РАЗВИТИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Общие сведения о тектоническом строении и развитии материков.
Исторически сложилось так, что геологическое строение континентов
стало изучаться значительно раньше, чем геология дна океанов (просто потому, что последнее долго оставалось мало доступным для геологов). В результате первые тектонические закономерности были выявлены и наиболее
детально разработаны на основе изучения геологии континентов. На этих же
материалах базировались и первые тектонические теории. Поэтому и мы,
следуя за ходом исторического развития научной мысли, первоначально рассмотрим закономерности строения и развития земной коры континентального типа.
Геологическое строение континентов резко неоднородно в различных их
частях. В одних областях породы самого верхнего (осадочного) слоя земной
коры залегают горизонтально или почти горизонтально, а в других они смяты
в разнообразные, в том числе очень сложные складки, разбиты многочисленными разломами. К первым обычно приурочены равнины и плоскогорья, для
вторых характерен горный рельеф. Первые были названы платформами,
вторые – складчатыми областями.
Было установлено, что складчатые области сложены главным образом
мощными толщами осадочных и вулканогенных образований морского происхождения. На этом основании американский геолог второй половины XIX
в. Дж. Дэна высказал предположение, что накопление их должно было происходить в пределах узких и протяжённых участков земной коры, имевших
на протяжении десятков миллионов лет тенденцию к устойчивому опусканию. Такие гипотетические прогибы он назвал геосинклиналями.
Учение о геосинклиналях сыграло очень важную роль в развитии представлений о формировании земной коры. Изучая складчатые области в разных районах земли, геологи установили, что в них всегда закономерно повторяются одни и те же особенности возрастных и структурных взаимоотношений горных пород различного состава и происхождения. В результате было сформировано представление, что, любая геосинклиналь проходит в своем
развитии определенные стадии, каждая из которых характеризуется свойственными только для нее особенностями процессов осадконакопления, магматизма, метаморфизма, а также формирования складчатых и разрывных структур.
Начальная стадия характеризуется накоплением большого объема вулканогенных пород базальтоидного состава, большей частью зеленокаменно
измененных, а также кремнистых пород, глинистых сланцев и реже – известняков (в основном слагающих рифовые постройки). С нею же связано формирование крупных тел плутонических пород ультраосновного и основного
состава, которые слагают в структуре складчатых областей протяженные
пояса, названные офиолитовыми.
51
Вторая стадия развития геосинклинали называется также инверсионной,
так как в это время происходит частичное обращение (инверсия) тектонического режима: на фоне прогиба начинают формироваться отдельные поднятия. Формируются эти поднятия, главным образом, в результате активной
вулканической деятельности. Однако состав вулканических пород отличается
в сравнении с первой стадией большей кислотностью и отвечает преимущественно андезитовому. Вокруг поднятий идёт накопление очень своеобразных мощных толщ терригенных пород, которые отличаются характерной
ритмичной (однообразно повторяемой) слоистостью. В основании каждого
ритма залегают грубозернистые породы (грубозернистые песчаники, гравелиты, иногда конгломераты), а вверх по напластованию наблюдается постепенный переход к более тонкозернистым породам, вплоть до глинистых,
иногда до карбонатных. Сверху такой ритм опять перекрывается грубозернистой подошвой следующего, причём с очень резкой границей, и такая картина многократно повторяется по разрезу всей толщи. Слоистость такого типа
получила название градационной. В других частях геосинклинали одновременно может происходить накопление мощных толщ карбонатных пород, в
том числе рифовых известняков. С этой же стадией связано внедрение разнообразных сложных по составу интрузий (габбро-плагиогранитных, диоритгранодиоритовых, габбро-сиенитовых). На данной стадии отмечается частичная складчатая деформация осадочных и вулканогенных пород, во время
которой они могут быть слабо метаморфизованы.
В дальнейшем наступает третья стадия развития геосинклинали, характеризующаяся общей инверсией (поднятием всей территории) и общей
складчатостью, в результате чего и образуется складчатая область. Этот процесс сопровождается глубоким метаморфизмом значительной части осадочных и магматических пород, накопившихся на предшествующих стадиях.
Там, где при этом повышение температуры оказывается достаточно значительным, начинается частичное плавление метаморфизованных пород, то
есть метаморфический процесс переходит в ультраметаморфический. В результате выплавляются большие объёмы гранитной магмы, которая внедряется в вышележащие слои и формирует многочисленные гранитные интрузии. В результате складчатости земная кора на соответствующем участке
резко утолщается, а в результате метаморфизма и образования гранитных
расплавов формируется гранитно-метаморфический слой.
Заключительная стадия геосинклинального развития, иногда выделяемая
в самостоятельный – орогенный (горообразовательный) – этап отличается
нарастающими восходящими тектоническими движениями, в результате которых формируются горные поднятия и разделяющие их прогибы. В прогибах и по периферии складчатой области в целом накапливаются мощные
континентальные (в меньшей мере лагунные и прибрежно-морские) толщи
грубообломочных терригенных пород, образованных из продуктов разрушения горных поднятий.
Установление стадийности геосинклинального развития позволило геологам сделать важный вывод: формирование складчатой области начинается
52
в океанических условиях на коре океанического типа, и лишь затем, в результате сложного многостадийного процесса на её территории формируется
континентальная кора и она становится частью континента. Это говорит о
направленном, эволюционном характере развития земной коры, сопровождающемся усложнением ее строения (континентальная кора в целом устроена
сложнее океанической). Правда, некоторые геологи из числа сторонников
геосинклинальной теории, выдвигали идею о возможности обратного процесса – превращения континентальной коры в океаническую. Но какимилибо достаточно достоверными геологическими наблюдениями эта идея не
подкрепляется, да и с физико-химической точки зрения возможность такого
процесса оспаривается специалистами.
Платформы отличаются от складчатых областей не только залеганием
пород в верхних частях их разреза, но и глубинным строением, в котором
выделяются два структурных этажа. Верхний этаж – чехол – образован горизонтально или полого залегающими осадочными породами (редко с участием
вулканических). Нижний – фундамент – породами, находящимися в складчатом залегании, обычно метаморфизованными. Из этого можно сделать вывод,
что платформы образовались на месте бывших складчатых областей. Представить этот процесс можно следующим образом. После завершения орогенной стадии развития складчатой области наступает тектоническая стабилизация. Образовавшиеся горы разрушаются, на их месте формируется равнина.
При этом многокилометровые толщи смятых в складки осадочных и магматических пород эродируются, и на поверхность могут быть выведены породы, залегавшие первоначально на большой глубине и подвергшиеся значительному метаморфизму. Так образуется поверхность платформенного фундамента. Далее на ней начинают накапливаться сносимые с сопредельных
более возвышенных территорий внутриконтинентальные осадки. Периодически образовавшаяся платформа может частично заливаться водами мелкого
эпиконтинентального моря, где также идут процессы осадконакопления. В
результате формируется полого залегающий на складчатом и метаморфизованном основании осадочный чехол. Такая преемственность в развитии
складчатых областей и платформ подтверждается наблюдающимися случаями прямого перехода структур складчатых областей в структуры чехла сопредельных более молодых платформ. Так, палеозойские складчатые структуры Алтае-Саянской области на своем северо-западном продолжении погружаются под более молодой (мезозойско-кайнозойский) чехол ЗападноСибирской молодой платформы.
Часть платформы может остаться не перекрытой осадочным чехлом, или
же он оказывается размыт в более поздние эпохи. Такие участки платформ,
где фундамент непосредственно выходит на поверхность, называются щитами.
Как складчатые области, так и платформы могут подвергаться повторной тектонической активизации. Так как мощная и жесткая континентальная кора уже не способна подвергаться значительным пластическим деформациям, то обычно такая активизация выражается в глыбовых поднятиях от-
53
дельных территорий по системам субвертикальных разломов. В результате
формируются активизированные или «возрожденные» глыбовые горы – такие, как современные горные системы Центральной Азии. Этот процесс так
же, как и первичный орогенез в складчатых областях, сопровождается накоплением больших объёмов грубообломочных продуктов разрушения поднимающихся гор. К числу вторичных структур, которые могут накладываться и
на платформы, и на складчатые области, относятся рифты. Это узкие протяженные зоны растяжения, ограниченные глубокими (уходящими в мантию)
разломами. В платформенном чехле такие структуры обычно выражаются в
виде сложно построенных грабенов, центральные части которых испытывают
погружение и заполняются большими (в сравнении с окружающими территориями) объемами осадочного материала. По уходящим в мантию разломам в
толщу земной коры и на поверхность проникают магматические расплавы
мантийного происхождения – основные, ультраосновные, а также совсем экзотические (карбонатитовые, фосфатные и другие). Если подъем глубинных
магм сопровождается взрывными процессами, образуются трубки взрыва –
залегающие в осадочном чехле и уходящие на большую глубину трубообразные тела, сложенные обломками пород глубинного происхождения.
Систематическое изучение земной коры различных частей континентов
позволило установить периодическую повторяемость комплекса тектонических процессов, которыми обусловлено развитие геосинклиналей и платформ. Описанный выше цикл геосинклинального развития, завершившись на
одной территории, в дальнейшем повторяется на сопредельной. Это наилучшим образом выражается в периодичности проявлений общей складчатости.
К тому же, эта стадия имеет особо важное значение, так как она фиксирует
завершение процесса формирования складчатой области и перехода слагающей ее земной коры в качественно новое состояние – кору континентального
типа. Наиболее полно изучена периодичность проявления процессов складчатости в фанерозое, где выделяются следующие эпохи складчатости: байкальская (завершение к концу протерозоя – началу фанерозоя), каледонская
(конец силура – начало девона), герцинская (конец палеозоя), мезозойская
или киммерийская (конец мезозоя) и альпийская (кайнозой, остается незавершенной). Каждая эпоха подразделяется на фазы. Еще в середине XX в.
подавляющее большинство тектонистов было убеждено, что как эпохи, так и
фазы складчатости проявлялись по всей Земле одновременно. Но теперь в
отношении фаз складчатости это мнение не является столь однозначным –
возможно, что время их проявления в пределах каждой складчатой области
было индивидуальным. Но это не ставит под сомнение саму периодическую
повторяемость процесса.
Таким образом, формирование земной коры континентального типа
осуществляется за счет вещества океанической коры в результате продолжительного процесса, в котором выделяются определенные, закономерно сменяющие друг друга стадии. В разных частях современных материков этот
процесс протекал не одновременно, а путем последовательного наращивания
континентальной коры от более древних эпох складчатости к более молодым.
54
В результате площади континентов и общий объем континентальной коры, а
соответственно и сложность ее геологического строения, должны были на
протяжении геологической истории неуклонно увеличиваться. Установление
этих закономерностей имеет важнейшее научное значение, и это является огромной и непреходящей исторической заслугой геосинклинальной теории и
ученых, которые ее создали и развивали.
Однако имелся ряд объективных факторов, обусловивших неизбежную
ограниченность самой этой теории рамками определенного этапа в развитии
научного познания. И главным образом это связано с тем, что теория создавалась только на базе данных, полученных в результате изучения геологии
континентов. Знания о строении океанической коры к тому времени были
еще слишком незначительными и отрывочными, чтобы на них можно было
всерьез опираться при разработке какой-либо тектонической теории. Видимо,
именно поэтому все закономерности, установленные в рамках геосинклинальной теории, остались чисто эмпирическими, то есть выведенными из
обобщения совокупности множества наблюденных фактов. Лучшие ученые
эпохи понимали, что этого недостаточно, и нужно дать выявленным закономерностям теоретическое объяснение, вскрыть механизм и движущие силы
тектонических процессов. Но дать удовлетворительное объяснение причин
направленного развития геосинклиналей так никому из них и не удалось.
По этой же причине при создании геосинклинальной теории не был и не
мог быть в должной мере использован основной метод геологической науки метод актуализма, заключающегося в опоре на сравнение процессов геологического прошлого с современными. Если геологическая история любой
складчатой области на континенте уходит своими корнями в геологию океана, значит именно на дне океана надо искать современные аналоги обстановок, отвечающих ранним стадиям развития геосинклинали. И только отыскав, можно их изучить и понять, действительно ли все протекает в соответствии с изложенным в теории или какие-то факты истолкованы не вполне
правильно. А главное – попытаться найти новые данные, проливающие свет
на причины закономерного хода процесса. Но вплоть до второй половины
XX в. эти области океана оставались недоступны для изучения.
Забегая вперед, отметим, что современные аналоги обстановок, отвечающих различным стадиям развития складчатых областей, к настоящему
времени найдены. Но закономерности их размещения на поверхности Земли
оказались совсем не соответствующими представлениям о гипотетических
«узких и протяженных прогибах» И поэтому сейчас большинство геологов в
мире отказалось от использования термина «геосинклиналь», хотя все основные достижения геосинклинальной теории сохраняют свое значение. Только
переосмыслены они уже по-новому.
Важнейшие геотектонические гипотезы.
Как сказано выше, в рамках геосинклинальной теории был установлен
ряд важных закономерностей строения и развития земной коры. Но объяс-
55
нить причины проявления этих закономерностей оказалось значительно
сложнее. Для этого ученым существенно недоставало надежных фактов, и
потому неизбежно приходилось прибегать к различным гипотезам. Гипотезы,
задачей которых было объяснение возникновения различных структурных
элементов в составе земной коры, закономерностей их развития и эволюции
Земли в целом, получили название геотектонических гипотез. Естественно,
что создатели этих гипотез как правило пытались в рамках единой гипотетической модели объяснить как происхождение основных структурных элементов земной коры, так и развитие Земли в целом. На протяжении второй половины XIX в. и особенно ХХ в. были выдвинуты многие десятки геотектонических гипотез, в которых нередко отражались диаметрально противоположные воззрения на причины и направленность тектонических процессов. Многие из них, казалось, безвозвратно отвергались научной общественностью,
однако с появлением новых фактов опять возрождались и приобретали новых
сторонников, развивавших их далее. В этом разделе мы кратко рассмотрим
лишь небольшую часть геотектонических гипотез – те, которые сыграли наиболее важную роль в развитии научной мысли.
Гипотеза контракции (от латинского contractio – сжатие) была выдвинута в 30-х гг. XIX в. Эли де Бомоном и почти не подвергалась сомнению
вплоть до начала ХХ века. Представление о неуклонном сжатии Земли логически вытекало из господствовавших тогда космогонических моделей, согласно которым земной шар первоначально находился в расплавленном состоянии, и с тех пор он постепенно остывает. При этом в начале должна остыть и стать твердой тонкая внешняя оболочка – земная кора (отсюда и происходит сам этот термин). Далее охлаждаются и уменьшаются в объеме
внутренние части планеты, а земная кора морщинится подобно кожуре высыхающего яблока. Деформации земной коры должны распределяться не
равномерно по всей поверхности Земли, а концентрироваться в зонах, где кора более пластична – и именно здесь образуются складчатые области. Эта
простая и логичная модель была, в конечном счете, отвергнута по нескольким причинам. В начале было подсчитано, что в результате охлаждения Земли ее объем должен уменьшиться слишком незначительно, и не сможет обеспечить сокращение площади поверхности складчатых областей, которое достигается в результате складчатости. Другие вычисления показали, что одна
лишь остаточная тепловая энергия Земли не может обеспечить ход тектонических процессов на протяжении многих миллионов лет – ее ресурсы должны были полностью исчерпаться за тысячелетия. Следовательно, в недрах
Земли должен быть собственный внутренний источник энергии – а тогда отнюдь не очевидно, что Земля должна неуклонно охлаждаться. Когда был открыт один из таких возможных внутренних источников энергии – процесс
радиоактивного распада, гипотеза контракции большинством геологов была
признана несостоятельной.
Гипотеза расширения Земли, напротив, предполагает неуклонное увеличение объема нашей планеты. Такие идеи высказывались еще в конце
XVIII в. шотландским геологом Дж. Хеттоном, а затем неоднократно возро-
56
ждались разными тектонистами (А. Холмс и др.) на протяжении всего ХХ в.
Эта гипотеза хорошо объясняет наличие на Земле рифтовых структур, для
возникновения которых нужны условия растяжения, а также океанических
впадин. Образование последних вполне возможно в результате раскола и
удаления друг от друга материков и последовательного заполнения образующихся промежутков веществом, поднимающимся из глубин мантии. По
подсчетам, чтобы обеспечить такое расхождение только за счет увеличения
объема Земли, ее диаметр с конца палеозоя должен был увеличиться на
треть. Что может обеспечить такое расширение? В качестве возможного объяснения выдвигалось предположение, что вещество в ядре Земли находится в
особом сверхплотном состоянии. Постепенно оно разуплотняется, и это приводит к увеличению объема планеты. Такое предположение остается чисто
гипотетическим и пока не может быть проверено. К тому же, гипотеза расширения Земли сама по себе не может объяснить наличия в земной коре
структур, сформировавшихся в условиях сжатия, и потому все равно не может применяться вне сочетания с какими-либо другими гипотезами.
Пульсационная гипотеза (В. Бухер, М.А. Усов и др.) является своего
рода комбинацией двух предыдущих. Ее сторонники полагали, что в истории
нашей планеты чередуются фазы увеличения и сокращения ее объема. При
этом в эпохи расширения Земли на ее поверхности проявляются процессы
растяжения и образуются связанные с ними геологические структуры. Одновременно активизируется магматическая деятельность. А в фазу уменьшения
объема планеты в земной коре возникают напряжения горизонтального сжатия, активизируются процессы складчатости и метаморфизма. Объясняя причины чередования фаз расширения и сжатия, М.А. Усов предполагал, что фаза расширения начинается в результате накопления в глубинах Земли избытка тепловой энергии, что приводит к переходу больших масс мантийного вещества в расплавленное состояние. А смена расширения сжатием наступает в
результате выноса этой накопившейся энергии на поверхность в результате
магматической деятельности, снижения температур внутри Земли и следующего за этим гравитационного уплотнения вещества ее внутренних областей.
Н.Е. Мартьянов высказывал предположение, что чередование фаз расширения и сжатия может быть связано с изменением параметров физических полей в космическом пространстве, что будет влиять на характеристики взаимодействия частиц на внутриатомном уровне. То есть, периодически расширяясь и сжимаясь, Земля «подстраивается» под изменение физических констант. Основным недостатком пульсационной гипотезы является ее несоответствие современной картине тектонических процессов. В настоящее время
в земной коре существуют как зоны растяжения, так и области сжатия. Следовательно, и те, и другие процессы могут идти на планете одновременно,
только на разных участках. И нет смысла предполагать необходимость их чередования во времени.
Гипотеза дрейфа материков была изложена в 1912 г. немецким геофизиком Альфредом Вегенером в книге «Происхождение материков и океанов».
Главным ее отличием от всех выдвигавшихся ранее явилось смелое новатор-
57
ское предположение, что различные блоки земной коры не занимают извечно
одно и то же неизменное положение, а могут перемещаться по поверхности
Земли относительно друг друга. Отправной точкой гипотезы явилось замечавшееся многими и ранее удивительное совпадение контуров береговых линий континентов, находящихся на противоположных берегах Атлантического и Индийского океанов. Такое совпадение легко объяснить, предположив,
что это осколки единого некогда материка, разошедшиеся в разные стороны.
Этот гипотетический континент А. Вегенер назвал «Пангея», что означает
«целостная земля». Но кроме сходства очертаний, А. Вегенер привел в доказательство существования Пангеи и другие данные: совпадение геологических разрезов и геологических структур на берегах ныне разобщенных континентов, общность животного и растительного мира этих материков в прошлые геологические эпохи. Палеонтологические данные были использованы
А. Вегенером и его последователями для реконструкции истории раскола
Пангеи: по ним можно было установить время, когда произошла потеря сухопутной связи между отдельными материками. Удивительно, что эта реконструкция почти полностью совпадает с современными реконструкциями
движения литосферных плит, сделанных на основе совершенно других данных.
Использовались также результаты реконструкции климатической зональности прошлых геологических эпох, которая иногда оказывалась очень
труднообъяснимой, если не принимать во внимание возможность перемещения континентов. Самым ярким примером такого рода является картина распространения пермо-карбонового оледенения в южном полушарии. Его следы обнаружены в Южной Америке, Африке, Антарктиде, Австралии и даже в
Индии, находящейся ныне по другую сторону экватора. При этом, например,
в Бразилии установлено, что ледники перемещались со стороны нынешнего
Атлантического океана. И приносили с собой валуны горных пород, характерных для Южной Африки! Можно еще добавить, что на материках нынешнего северного полушария нигде, за исключением Индии, признаков оледенения этого времени не обнаружено. На арктическом архипелаге Шпицберген вообще росли тропические леса! Удивительная картина, не правда ли? Но
все становится на свои места, если мысленно собрать все современные материки в один континент по А Вегенеру. Тогда все области распространения
ледников окажутся компактно размещенными вокруг одного центра, находившегося на юге Африки – то есть, видимо, в той части единого материка,
которая тогда и находилась в районе полюса.
Гипотеза дрейфа материков по-новому объясняла и происхождение
складчатых областей. Перед фронтом движущегося материка породы верхних слоев земной коры деформируются, сминаются в складки; отдельные
блоки смещаются относительно друг друга по разломам, воздымаются и образуют горные сооружения. Это хорошо объясняет появления горных систем
вдоль западного побережья Америки и Альпийско-Гималайского пояса между южными материками и Евразией. Но вот образование более древних
складчатых областей, образовавшихся до раскола Пангеи, объяснить таким
58
способом невозможно. Если, конечно, не допускать, что сама Пангея, в свою
очередь, сформировалась в результате соединения существовавших ранее
материков, чего гипотеза первоначально не предполагала.
Таким образом, гипотеза дрейфа материков давала простые и логичные
объяснения многим фактам, не поддававшимся иному истолкованию. Поэтому она была с энтузиазмом встречена частью геологов. Но очень многие авторитетные ученые отнеслись к ней скептически. Некоторым было просто
трудно принять казавшуюся сумасбродной идею, что материки, воспринимаемые нами как извечно покоящиеся на своих местах огромные массы кристаллических пород, на самом деле могут перемещаться по поверхности планеты. Чтобы обычное человеческое сознание допустило такую возможность,
в нем должен произойти переворот не менее значительный, чем потребовался
когда-то для принятия идеи, что Земля (вроде бы, «очевидно» неподвижная)
на самом деле движется вокруг Солнца. Взгляды Н. Коперника в свое время
еще на протяжении сотни лет пытались опровергать не только невежественные люди, но и самые серьезные ученые. Подобная судьба постигла и идеи
А. Вегенера. Противники новой гипотезы стали называться «фиксистами»,
так как они отстаивали мнение о неизменном нахождении материков и любых других крупных структурных элементов земной коры в одних и тех же
изначально фиксированных местах земной поверхности. Те же кто, напротив,
доказывал возможность горизонтальных перемещений крупных блоков земной коры, получили название «мобилистов». С тех пор научный спор между
«фиксистами» и «мобилистами» определял основное направление развития
теоретической мысли в геотектонике на протяжении ХХ века.
Поначалу полное преимущество оказалось за фиксистами. И дело было
не только в трудностях восприятия новых взглядов. В самой гипотезе дрейфа
континентов быстро обнаружилось одно очень слабое, притом ключевое звено – вопрос о механизме движения. А. Вегенер предполагал, что жесткие
глыбы существенно гранитных материков способны передвигаться по более
пластичному базальтовому слою. А причиной, вызвавшей раскол Пангеи и
расхождение материков, явилось приливное трение Луны. В качестве другой
возможной причины предполагалось действие центробежных сил вращения
Земли, которое должно способствовать смещению континентальных масс от
полюсов к экватору. Однако расчеты показали, что размеры этих сил слишком незначительны. К тому же, перемещение жестких гранитнометаморфических материков по столь же жесткому базальтовому слою невозможно с физической точки зрения. Поэтому к середине ХХ в. подавляющим большинством геологов гипотеза была отвергнута. Ее активные сторонники сохранялись в основном среди геологов стран южного полушария, которые не могли объяснить многие особенности геологии своих континентов
без гипотезы об их былом единстве.
Гипотеза подкоровых течений выдвигалась на протяжении ХХ в. многими геологами в разнообразных вариантах, нередко в комбинациях с другими тектоническими гипотезами. Их авторы считали, что тектонические движения земной коры должны быть отражением процессов, протекающих в
59
глубинных геосферах. А так как вещество в глубинах Земли существует в условиях значительно более высоких температур, можно предполагать его способность к пластическому течению, хотя бы на отдельных участках. Первым
автором подобных идей был ирландский геолог Д. Джоли. В 1924 г. он высказал мысль, что открытые к тому времени процессы радиоактивного распада являются главным энергетическим источником тектонических движений.
Выделяемое в результате радиоактивного распада тепло может накапливаться под континентами (так как более мощная континентальная кора пропускает тепло медленнее, чем океаническая) и расплавлять породы подстилающего
их базальтового слоя. В результате континенты оказываются способны
«плыть» по размягченному и частично расплавленному базальту. Его оппоненты тут же указали, что данный процесс невозможен, так как температура
плавления базальта на несколько сотен градусов выше, чем у гранита, и, следовательно, в случае накопления радиогенного тепла гранитный слой должен
плавиться раньше базальтового.
Это учел южноафриканский геолог А. Дю Тойт, бывший в 30-40-е гг.
ХХ в. самым авторитетным последователем идей А. Вегенера. По его версии,
накопление радиогенного тепла под континентами приводит к частичному
подплавлению основания гранитного слоя, и это делает возможным движение континента по подстилающему базальту.
Другие авторы предполагали, что к пластическому течению способно
вещество всей мантии в целом или значительной ее части. Среди них был А.
Холмс, объединивший в 1930-е гг. идею подкоровых течений с гипотезой
расширения Земли. Он предположил, что такое расширение реализуется посредством восходящих конвекционных токов разогретого мантийного вещества. Над местами, где восходящий поток расходится в стороны, происходит
раскол континента, и отдельные его части начинают уноситься мантийными
потоками в разные стороны. А вещество, поднимающееся из глубин мантии,
формирует новую кору молодого океана, образовавшегося между континентами. Такой процесс получил название спрединга или разрастания океанического дна. Эта идея А. Холмса вскоре была забыта, но много лет спустя получила новое рождение в трудах его учеников при разработке тектоники литосферных плит.
Ундационная гипотеза была выдвинута голландским тектонистом Р.У.
ван Беммеленом, творчески развивавшим ее на протяжении 30-60-х гг. ХХ
века. Ван Беммелен полагал, что основная причина тектонических процессов
заключается в стремлении любой природной системы к состоянию энергетического равновесия. Оно, однако, никогда окончательно не достигается из-за
того, что установление равновесия на одном энергетическом уровне вызывает нарушение равновесных состояний на других уровнях. Идущие на атомномолекулярном уровне физико-химические процессы становятся причиной
восходящих движений вещества в недрах Земли, в результате которых возникают поднятия – ундации. Но образование поднятия означает перераспределение масс, что приводит к нарушению гравитационного равновесия. В результате возникают компенсирующие такое нарушение горизонтальные пе-
60
ремещения, направленные от центральной части поднятия к его периферии.
Ундации могут быть различными по масштабам – от локальных, захватывающих небольшие территории (источники которых расположены внутри
земной коры), до планетарных, в зоне действия которых могут одновременно
оказаться несколько континентов и океанов. Последние, названные Р.У. ван
Беммеленом мегаундациями, имеют источник в самых низах мантии, где в
результате физико-химических процессов на ее границе с земным ядром возникают крупные восходящие потоки вещества. Под воздействием такого потока на поверхности Земли образуется обширное куполообразное поднятие.
Земная кора на его своде раскалывается, а её отдельные обломки начинают
смещаться к краям, что и может быть причиной движения континентов.
Ундационная гипотеза явилась, пожалуй, наиболее передовой для своего
времени попыткой целостного, комплексного объяснения самых разнообразных тектонических процессов. В ней увязывались в единую систему и вертикальные (образование поднятий), и горизонтальные (дрейф континентов)
движения земной коры. Некоторые идеи Р.У. ван Беммелена получили дальнейшее развитие в современных моделях плейт- и плюм-тектоники.
Тектоника литосферных плит.
Современная концепция, объясняющая основные закономерности тектонических процессов в глобальном (планетарном) масштабе создана в 60-70-е
гг. ХХ в. на мобилистской основе. Одним из основных ее положений является разделение литосферы Земли на относительно жесткие блоки (плиты), находящиеся в непрерывном движении друг относительно друга. Поэтому эта
концепция еще называется тектоникой литосферных плит или плейттектоникой (хотя на современной стадии ее развития такое название выглядит уже чересчур «узким»).
Выше мы отметили, что к середине ХХ в. мобилистские представления
были подавляющим большинством геологов отвергнуты? Что же заставило к
ним вернуться? И почему именно в 1960-е гг. стало возможным создание новой тектонической теории?
Первым толчком послужили палеомагнитные данные, основанные на
изучении остаточной намагниченности горных пород. Суть явления остаточной намагниченности, о котором мы уже говорили, заключается в том, что
содержащиеся в горных породах частицы магнитных минералов сохраняют
намагниченность, направление которой соответствует ориентировке магнитного поля Земли, существовавшего при образовании породы. Измеряя эту
намагниченность, можно восстановить, как были ориентированы силовые
линии магнитного поля Земли в любой точке земной поверхности в различные геологические эпохи. Такие исследования начали сразу после Второй
Мировой Войны английские ученые. И выяснилось, что чем древнее эпоха,
тем сильнее отличается ориентировка магнитного поля Земли от современной. Возникло предположение, что магнитные полюса Земли на протяжении
ее геологической истории постоянно меняли свое положение. Это явление
61
назвали «дрейфом полюсов». Сделав большое количество определений остаточной намагниченности по горным породам различного возраста на территории Западной Европы, ученые определили траекторию движения Северного полюса от палеозоя до наших дней. Но когда такие же исследования выполнили для Северной Америки, получилась другая траектория движения
полюса, не совпадающая с европейской. Ясно, что не мог существовать для
Европы – один магнитный полюс, а для Америки – другой. Тогда попробовали на реконструкции «совместить» континенты и, начиная с триасового периода, постепенно удалять их друг от друга, в соответствии с гипотезой А.
Вегенера. И видимые траектории движения полюсов совпали! Значит, не полюса «дрейфовали» относительно воображаемых неподвижных наблюдателей на древних материках, а наоборот, материки двигались относительно
друг друга и, видимо, относительно полюсов тоже. Так было получено первое подтверждение движения континентов совершенно новым независимым
методом. Позднее таким путем были определены траектории относительного
движения на протяжении мезозоя и кайнозоя всех континентов, и картина в
основных чертах совпала с гипотетической вегенеровской реконструкцией
распада Пангеи.
При палеомагнитных исследованиях был обнаружен еще один интересный факт: время от времени магнитные полюса Земли меняются местами.
Северный полюс оказывается южным и наоборот. В истории Земли были выделены эпохи прямой (соответствующей современной) и обратной намагниченности, также фиксируемые остаточной намагниченностью горных пород
соответствующего возраста. Это открытие сыграло большую роль в возрождении гипотезы спрединга океанического дна и способствовало ее широчайшему признанию. В самом начале 1960-х гг. американские геофизики проводили первые исследования магнитного поля над океанами. И обнаружили
удивительные полосовые магнитные аномалии – чередующиеся полосы повышенной и пониженной напряженности магнитного поля, располагающиеся
симметрично относительно оси срединно-океанического хребта. Молодой
американский ученый Ф. Вайн и его научный руководитель Д. Мэтьюз связали этот факт с гипотетическим механизмом образования океанической коры
в процессе спрединга. Согласно этой идее, базальтовый слой океанической
коры постоянно наращивается по оси срединно-океанического хребта за счет
базальтовых расплавов, поднимающихся из мантии и застывающих в зоне
рифта, находящегося на оси растяжения. Значит, самыми молодыми должны
быть базальты осевой зоны хребта, сформировавшиеся в современную эпоху
прямой полярности магнитного поля. Немного древнее будут базальты, образовавшиеся в предшествовавшую ей последнюю эпоху обратной полярности.
Они будут слагать участки океанической коры, равноудаленные в обе стороны от оси спрединга, и иметь обратную намагниченность. Далее снова будут
две симметричные зоны с прямой остаточной намагниченностью – и так далее. Там, где базальты океанического дна имеют прямую полярность, их собственное магнитное поле будет усиливать магнитное поле Земли – здесь образуется положительная аномалия. А в зонах обратной полярности ориенти-
62
ровка остаточной намагниченности базальтов противоположна ориентировке
магнитного поля Земли, и будет его ослаблять. Возникает отрицательная
аномалия.
Зная, как в истории Земли происходило чередование эпох прямой и обратной полярности, можно на основе этой модели вычислить время образования каждого участка базальтового слоя океанической коры. И если этот
вычисленный возраст каким-то образом проверить, можно установить, верна
гипотеза или нет. По счастью как раз в это время в США был построен первый научно-исследовательский корабль для изучения строения океанического дна путем глубоководного бурения – «Гломар Челленджер». И его научному экипажу в качестве одной из первых задач была поставлена проверка
гипотезы спрединга. Корабль останавливался в точке, для которой по магнитным аномалиям был определен расчетный возраст земной коры. На дне
пробуривалась скважина, достигавшая базальтового слоя. А из керна скважины отбирались образцы донных осадков, возраст которых определялся палеонтологическим методом. Если гипотеза спрединга верна, то при образовании океанической коры вначале должны формироваться породы базальтового слоя, а затем на их поверхность будут ложиться океанические донные
осадки. Возраст самой древней части осадочного слоя должен быть примерно
равен (чуть моложе) возраста подстилающих базальтов. Проверка показала,
что вычисленные возраста базальтов и определенные палеонтологически
возраста осадочных отложений вполне соответствуют друг другу. Так удалось объективно проверить и подтвердить гипотезу спрединга. При этом выяснилось, что океаническая кора в целом имеет относительно молодой возраст: четвертичный в осевых зонах срединно-океанических хребтов, далее –
неогеновый, палеогеновый, и только на самых удаленных от хребтов участках – мезозойский. Океанической коры с возрастом, древнее юрского, нигде
не обнаружено. Вычислены и скорости движения океанической коры в процессе спрединга. В разных частях Мирового океана они колеблются от 1-2 до
8-10 см/год.
Изучение дна Мирового океана по программе глубоководного океанического бурения сыграло самую важную роль для разработки новой тектонической теории. Ведь ограниченность теории геосинклиналей в первую очередь
была связана с тем, что при ее создании не могли использоваться данные о
геологии океана. А теперь за короткое время – первые десятки лет – был получен огромный объем данных не только о возрасте океанической коры на
разных территориях, но и о закономерностях распределения различных осадочных и магматических пород, характере их залегания, как в пределах ложа
Мирового океана, так и в переходных зонах между океанами и континентами. Появилась возможность сопоставить древние комплексы горных пород
складчатых областей континентов с конкретными обстановками, существующими в разных частях современных океанов – то есть применить важнейший для геологии метод актуализма.
Одновременно большой прогресс был достигнут в понимании глубинных, в том числе мантийных процессов благодаря развитию методов экспе-
63
риментальной петрологии. Они позволили в лабораторных условиях смоделировать процессы, происходящие с минеральным веществом горных пород
при высоких температурах и давлениях, установить, в каких условиях формируются магматические расплавы того или иного состава. Это помогло понять, с чем связаны закономерности проявления магматической деятельности
в различных геологических структурах на разных стадиях их развития.
Наконец, последним важным звеном стало определение характера современных тектонических движений в различных зонах на основе сейсмологических данных. В послевоенные годы была создана достаточно совершенная аппаратура для сейсмических наблюдений, которая позволила не только
фиксировать каждое произошедшее на планете землетрясение, определять
его силу и глубину размещения центра, но и определять ориентировку напряжений в очаге каждого землетрясения. И, соответственно, устанавливать,
с движениями какой направленности они связаны.
Все эти данные были использованы при создании новой мобилистской
теории. Главное затруднение гипотезы Вегенера удалось преодолеть на основе новых знаний о глубинном строении Земли. В верхней части мантии был
выделен слой, сложенный разуплотненными, высоко пластичными, частично
расплавленными горными породами (астеносфера). Астеносфера залегает
значительно глубже границы земной коры и мантии. Под океанами – в интервале глубин 50-400 км, под континентами – 100-250 км. Расположенный
выше астеносферы жесткий слой, включающий вышележащую часть мантии
и всю земную кору, получил название литосферы. Следует ещё раз подчеркнуть, что, таким образом, понятия «литосфера» и «земная кора» не синонимы
(как иногда ошибочно утверждают): первое из этих понятий шире. Из сопоставления механических свойств ясно, что блоки жесткой литосферы способны перемещаться по поверхности пластичной астеносферы. Более того – они
могут переноситься потоками астеносферного вещества, подобно льдинам на
водной поверхности (вспомните гипотезу подкоровых течений). Так что перемещаются не материки по базальтовому слою, как было у А. Вегенера, а
крупные фрагменты литосферы в целом – а материки движутся вместе с ними как их составные части.
Такие движущиеся относительно друг друга крупные фрагменты литосферы получили название литосферных плит. Границы их определены по
данным сейсмологии: именно к этим зонам приурочено подавляющее большинство землетрясений. Анализ характера землетрясений позволил установить существование трех типов границ плит. На дивергентных границах наблюдается удаление плит друг от друга. Для них характерны многочисленные, но очень слабые землетрясения с неглубоким залеганием очагов с напряжениями растяжения. Это оси срединно-океанических хребтов и рифтовые зоны на континентах. Им противоположны конвергентные границы, где
плиты сходятся. На земной поверхности это большей частью зоны активных
континентальных окраин. Здесь отмечаются более редкие, но сильные землетрясения, очаги которых располагаются в большом интервале глубин (до 700
км). Характерна приуроченность очагов к наклонной плоскости, погружаю-
64
щейся под континент (зоне Беньофа). Ориентировка напряжений указывает
на обстановку сжатия. Наконец, встречаются участки границ, где плиты не
сближаются и не расходятся, а скользят друг относительно друга по разломам, названным трансформными (то есть меняющими или трансформирующими характер тектонической границы). Такова, в частности, граница
Тихоокеанской и Американской плит по разлому Сан-Андреас в Калифорнии. Здесь характерны сильные периодические землетрясения с напряжениями и непосредственно устанавливаемыми смещениями сдвигового характера.
Наибольшее геологическое значение имеют процессы, происходящие на
дивергентных и конвергентных границах плит. На дивергентных границах
над восходящим потоком идущего из глубин мантии вещества происходит
формирование коры океанического типа по предложенной ещё А.Холмсом
модели спрединга (см. лекцию 17). Во внутриконтинентальных рифтах мы
наблюдаем самую начальную стадию этого процесса. Далее континентальная
кора раскалывается, обломки материка начинают удаляться друг от друга, а
рифт заполняется морскими водами. Современным примером этой стадии
является рифт Красного моря, отделивший Африку от Аравийского полуострова. Продолжение процесса приводит к раскрытию океана и формированию
по оси раскрытия срединно-океанического хребта. В его пределах и продолжается формирование молодой океанической коры.
Образующаяся кора удаляется в обе стороны от океанического хребта,
уносясь горизонтальными астеносферными потоками. На ее поверхности накапливается слой донных осадков, который становится все толще по мере
удаления от оси спрединга. В конечном счете, каждый фрагмент коры, переместившись на тысячи километров от места своего образования, окажется в
области конвергентной границы с другой литосферной плитой.
Ход геологических процессов на конвергентных границах бывает разным – главным образом, в зависимости от того, корой какого типа сложены
плиты в месте их столкновения. Самый редкий в настоящее время случай –
это взаимодействие двух плит с океанической корой. Единственный пример –
островная дуга Скоша между Южной Америкой и Антарктидой. Значительно
более распространены случаи столкновения плит, одна из которых имеет кору океанического, а другая – континентального типа. При этом вдоль границы со стороны океана закладывается зона Беньофа, по которой океаническая
плита погружается под континентальную (с чем и связаны наблюдаемые
здесь землетрясения). Этот процесс называется субдукцией. В месте перегиба
океанической плиты образуется глубоководный желоб. Погружающаяся плита попадает в область более высоких температур, и вещество её базальтового
слоя, вместе с захваченной частью донных осадков, подвергается частичному
плавлению. Но теперь уже образуется магма не основного, а среднего состава. Она поднимается к поверхности, где образуется цепочка вулканов, из которых формируется островная дуга. А в тылу у островной дуги закладывается местная зона частичного растяжения, где тоже (но в небольших масштабах) начинает действовать механизм спрединга. Так образуется окраинное
море. На склонах островной дуги и котловины окраинного моря накаплива-
65
ются осадочные отложения, в том числе мощные толщи терригенных осадков
с градационной слоистостью, характерные для древних складчатых областей.
Выяснилось, что такие отложения образуются в результате гравитационного
переноса обломочного материала суспензионными потоками на подводных
склонах. В результате вулканических извержений и накопления больших
объемов осадков мощность земной коры в зоне столкновения плит увеличивается. Кроме того, часть донных осадков и базальтов с поверхности погружающейся плиты «сдирается» встречной плитой, как ножом бульдозера, и
нагромождается у ее подножья. Образуется аккреционная призма, в которой
на небольшом участке оказываются собраны большие массы отложений, накопившихся на поверхности океанической плиты за все время ее пути от зоны спрединга. Это тоже увеличивает мощность осадочного слоя.
Субдукционный процесс не может продолжаться бесконечно долго в
одном и том же месте. В конце концов, глубокая часть мантии оказывается
здесь «забита» наиболее тяжелым, жестким и тугоплавким остаточным (реститовым) материалом вещества погружающейся плиты, и поступление новых его порций оказывается затруднено. Но напряжения сжатия сохраняются. Тогда субдукционный этап развития сменяется коллизионым. Продолжающая движение, но уже не погружающаяся океаническая плита толкает
перед собой островную дугу, бассейн окраинного моря закрывается, а накопившиеся в нем отложения сминаются в складки. Мощность осадочного слоя
резко увеличивается. Повышение температур, которому способствует продолжение поступления энергии из верхней части мантии, приводит к метаморфизму значительной части осадков, а в зонах наибольшего разогрева –
выплавления гранитных магм. Одновременное масштабное проявление
складчатости, регионального метаморфизма, формирования гранитных магм
и их подъёма в более высокие горизонты земной коры – важнейшая черта
коллизионного процесса при взаимодействии плит с корой океанического и
континентального типов. В результате формируется мощный гранитнометаморфический слой, и этот участок литосферы причленяется к краю континента, наращивая его. А на некотором расстоянии со стороны океана закладывается новая зона Беньофа – и процесс повторяется.
Иногда во время коллизии от океанической коры могут отщепляться
крупные пластины и надвигаться на островную дугу и край континента. Этот
процесс назван обдукцией. В результате в состав формируемой континентальной коры оказываются включены крупные фрагменты практически не
измененной океанической литосферы, в которых сохраняется весь типичный
для нее разрез: глубоководные океанические осадки, породы базальтового
слоя и даже часть подстилающей их верхней мантии ультраосновного состава. Такие фрагменты известны в структуре многих древних и молодых складчатых областей, где слагают протяженные пояса, называемые офиолитовыми.
Иная картина возникает, когда континентальная плита сама активно
надвигается на погружающуюся под нее океаническую. В этом случае островная дуга и окраинное море не образуются, а глубоководный желоб непо-
66
средственно соседствует с подводной окраиной континента. Такая обстановка сейчас характерна для западного побережья Южной Америки, и поэтому
такая континентальная окраина получила название окраины андийского типа. Здесь уже на субдукционном этапе деформируется край надвигающегося
континента и формируется крупное горное поднятие. Континентальная кора
оказывается утолщена, и большая часть поднимающейся с погружающейся
плиты магматических расплавов «застревает» в ней, не достигая поверхности. В результате в таких зонах плутонический магматизм резко преобладает
над вулканизмом, и потому формируется не вулканическая, а вулканоплутоническая дуга. Магматизм здесь более разнообразен по составу, чем в
островных вулканических дугах. Кроме магм среднего состава, образовавшихся в зоне субдукции, в нем участвуют расплавы, образовавшиеся в глубинных частях земной коры и имеющие кислый состав. На границах такого
типа нет последовательной смены субдукционных и коллизионных процессов; здесь горообразование происходит одновременно с субдукцией, а континентальная кора в большей мере наращивается снизу, при этом частично изменяя свой состав.
Наконец, возможны случаи, когда пограничные части обеих сталкивающихся плит сложены мощной и жесткой корой континентального типа. Такая
кора уже не способна к существенным пластическим деформациям. Она
лишь разбивается многочисленными разломами на различные по размеру
блоки, которые в зоне столкновения воздымаются, частично наползают друг
на друга, подобно образованию торосов при столкновении ледяных полей. В
результате здесь возникают самые крупные горные сооружения. Современными примерами такой обстановки являются зоны столкновения Индийского
и Аравийского субконтинентов с Евразией. Возникающие напряжения сжатия передаются по жесткой континентальной коре далеко вглубь континента,
и на обширной территории в его внутренних районах формируется система
чередующихся горных поднятий и разделяющих их прогибов. Так что активный рост гор Центральной Азии, включая Алтай и Саяны, в неогенчетвертичное время является прямым результатом столкновения Евразии и
Индостана. Одновременно в континентальной литосфере могут возникать
глубокие расколы, поперечные к направлению сжатия. Таково, вероятно,
происхождение Байкальского рифта и ряда более мелких подобных впадин.
В 1980-90-е гг. новая глобальная тектоника была дополнена моделью
плюмов – сравнительно узких восходящих потоков сильно разогретого мантийного вещества. Зарождаться такие потоки могут на разных глубинах,
вплоть до границы мантии с земным ядром. Высокоэнергетичные плюмы
наиболее глубинного происхождения способны «прошивать» толщу мантии
и движущиеся над ними литосферные плиты, сохраняя при этом собственное
положение практически неизменным. При этом на поверхности литосферной
плиты, проходящей над плюмом, остается след в виде цепочки подводных
гор и островов вулканического происхождения. Такой вулканизм может быть
совершенно не связан с процессами взаимодействия плит и нередко проявляется в их внутренних частях (например, вулканическая цепочка Гавайских
67
островов в центральной части Тихоокеанской плиты). При этом объемы изливающейся магмы бывают столь велики, что именно в таких местах образуются крупнейшие горы чисто вулканического происхождения. Действующие вулканы гавайского архипелага возвышаются на 9000 м над ложем океана! Такие места выхода узких мантийных плюмов на земную поверхность
получили название «горячих точек». А места поднятия целого «пучка» таких
плюмов (или одного широкого) называют «горячими полями».
Новая глобальная тектоника позволяет по-новому и при этом с актуалистических позиций (на основе сравнения с современными обстановками) интерпретировать закономерности, установленные в рамках геосинклинальной
теории. Именно в последовательном применении актуалистического подхода
заключается основное преимущество этой концепции перед выдвигавшимися
ранее геотектоническими гипотезами. В первую очередь это касается объяснения стадийности формирования земной коры складчатых областей. Наиболее древние комплексы горных пород, слагающих складчатые области, формировались в зонах срединно-океанических хребтов и ложа мирового океана.
В рамках геосинклинальной теории они считались продуктом ранней стадии
развития геосинклинали. «Инверсионной стадии» отвечает обстановка конвергентной границы литосферных плит на субдукционном этапе развития.
Здесь формируются характерные для данной стадии островодужные вулканические комплексы, толщи осадочных пород с градационной слоистостью и
другие ассоциирующие с ними образования. Стадии замыкания геосинклинального бассейна и общей складчатости соответствует начало коллизионного процесса. А его завершению, связанному с образованием горного поднятия и началом разрушения гор, в геосинклинальной теории соответствует
орогенный этап.
Вторичная активизация в пределах платформ и складчатых областей
может быть связана с различными обстановками. В одних случаях это узкие
вытянутые зоны внутриконтинентального рифтогенеза, где тектоническая
активизация нередко сочетается с активными проявлениями магматических
процессов. В других – когда она вызвана столкновением двух плит с континентальной корой – она захватывает обширные территории, но ограничивается ростом и разрушением горных сооружений, без участия магматизма.
Отдельные проявления молодой магматической активности в пределах древних структур могут быть связаны с «горячими точками».
Сложнее всего однозначно определить, чему в геосинклинальной теории
соответствуют обстановки окраин андийского типа. Но и сами сторонники
этой теории, изучая аналоги таких окраин в древних складчатых областях,
обычно спорили и не могли однозначно решить, с чем они имеют дело: с геосинклиналью или областью активизации. Выделение в рамках тектоники
плит особой, качественно своеобразной обстановки, разрешает эти прежние
бесплодные споры.
Несмотря на огромный качественный скачок, совершенный в развитии
геотектонической теории за последние десятилетия, в тектонике литосферных плит остается немало нерешенных вопросов. В наибольшей мере это ка-
68
сается реконструкции глубинных процессов, приводящих в действие механизм движения плюмов и литосферных плит. Первоначально в качестве объяснения причины движения плит предлагался механизм простой тепловой
конвекции. Но вскоре стало ясно, что конвекция в мантии не может быть
простым перемешиванием однородного по составу вещества. На разных глубинах это вещество будет попадать в совершенно различные условия, с ним
должны происходить разнообразные физико-химические преобразования.
Поэтому сейчас разрабатываются более сложные модели физико-химической
конвекции, к тому же идущей на нескольких уровнях глубинности. Выше говорилось, что развитие экспериментальной петрологии значительно помогло
ученым разобраться в глубинных процессах, но все равно здесь еще остается
много неясного. К тому же, пока удается моделировать только те процессы,
которые могут идти на уровне верхней и средней мантии. Условия, существующие на более глубинных уровнях, не поддаются воспроизводству в лабораториях – нет оборудования и материалов, способных создать и выдержать
соответствующие температуры и давления. Поэтому все, что связано с самыми большими глубинами, остается в основном предметом гипотез.
Слабо пока разработаны тектонической теорией вопросы взаимосвязи и
соотношения процессов плюм-тектоники с движением литосферных плит.
Возможно, решить этот вопрос можно на основе сравнительного анализа тектоники различных планет. При изучении рельефа поверхности Венеры – планеты, по многим параметрам близкой к Земле – установлено, что для нее не
характерны линейные формы, возникающие в результате взаимодействия литосферных плит. Следовательно, механизм тектоники плит здесь не работает
или действует очень ограниченно. При этом рельеф сильно расчленен, следовательно, тектоническая активность высока. Но для его элементов характерны изометричные формы. Ученые предположили, что в условиях Венеры
действует лишь модель плюм-тектоники в практически чистом виде. Это
может быть связано с тем, что из-за более высоких температур венерианская
литосфера значительно тоньше земной, и не столь жесткая. В результате над
поднимающимися крупными мантийными плюмами образуются широкие
куполовидные поднятия, с которых тонкая и пластичная литосфера плавно
«стекает» в стороны (очень похоже на ундации по Р.У. ван Беммелену). Не
исключено, что на самых ранних стадиях развития Земли ее литосфера тоже
могла быть такой же пластичной, и тектонические процессы протекали подобным образом. А когда она стала более мощной и жесткой, заработал механизм тектоники плит. Возможно, вся наблюдаемая картина движения литосферных плит является, в конечном счете, лишь поверхностным отражением
плюм-тектонических процессов и вызываемых ими конвекционных потоков
мантийного вещества.
69
Тема 1.6 – 1.7. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ. ПРОЦЕССЫ ВНУТРЕННЕЙ ДИНАМИКИ (ЭНДОГЕННЫЕ)
Как вытекает из предыдущих лекций, вещество, которым сложена земная кора (а также и другие геосферы), не пребывает в неизменном и неподвижном состоянии. Процессы преобразования и перемещения вещества в недрах Земли и на её поверхности называются геологическими процессами.
Геологические процессы подразделяются на две группы: процессы эндогенные и экзогенные. Такое подразделение связано с различием энергетических источников этих процессов. Источником эндогенных геологических
процессов является внутренняя энергия Земли. При этом протекать они могут
не только непосредственно в недрах нашей планеты, но и на её поверхности.
Например, вулканическая деятельность или горообразование проявляются
именно на поверхности планеты. Но первоисточник этих процессов - внутренняя энергия Земли, поэтому они относятся к числу эндогенных.
К эндогенным геологическим процессам относятся те, источником которых является внутренняя энергия Земли. К их числу принадлежат процессы
магматические, метаморфические и тектонические.
Экзогенные геологические процессы сосредоточены или непосредственно на поверхности Земли, или в самых верхних горизонтах литосферы (глубины до сотен метров, максимум – до первых километров). Их основными
энергетическими источниками являются энергия Солнца (различным образом
преобразуемая в географической оболочке) и сила тяжести. Определённое
влияние оказывает также взаимодействие с другими внешними относительно
Земли космическими телами (приливное воздействие Луны, падения на Землю метеоритов, астероидов, комет, осаждение космической пыли).
Результатом геологических процессов является формирование горных
пород (или продуктов их разрушения), слагающих геологические тела разнообразной морфологии, находящиеся между собой в различных взаимоотношениях, а также форм рельефа. Особенности процессов неизбежно отражаются в минеральном составе и строении горных пород, характере залегания
породных тел. Это позволяет реконструировать геологические процессы далёкого прошлого (на основе метода актуализма, о котором говорилось в лекции 1).
Экзогенные процессы.
К числу экзогенных геологических процессов относится, в первую очередь, цикл процессов, начинающийся с разрушения горных пород на земной
поверхности и завершающийся формированием новых горных пород из продуктов разрушения. Естественную последовательность в этом цикле составляют:
1. Выветривание (разрушение горных пород под воздействием разнообразных экзогенных факторов).
2. Денудация (снос, удаление продуктов разрушения с места их образования).
70
3. Транспортировка (перенос продуктов разрушения на другое место).
Одновременно с танспортировкой, как правило, происходит переработка и
сортировка переносимого материала.
4. Седиментация (осаждение, накопление перемещённого вещества).
5. Литификация (преобразование рыхлого осадка в прочную горную
породу).
В дальнейшем новообразованная горная порода снова может подвергнуться процессам выветривания, и цикл начинается снова. Изложенная выше
стадийность, конечно, несколько идеализирована. В конкретных случаях она
может нарушаться. Например, накопленный осадок, не испытав литификации, может вновь испытать выветривание или подвергнуться переносу. В некоторых случаях продукты выветривания вообще могут никуда не перемещаться, оставаясь на месте – а потом снова подвергнуться литификации и
превратиться в новую горную породу.
Все перечисленные процессы протекают под действием многочисленных факторов и в различных обстановках, что приводит к большому разнообразию их результатов. Более подробное рассмотрение соответствующих
аспектов и является предметом нескольких ближайших лекций.
Импактные процессы.
Особую категорию экзогенных геологических процессов представляют
импактные (ударные) процессы. Они вызываются падением на поверхность
Земли космических тел относительно крупных размеров (крупных метеоритов, астероидов, возможно ядер комет). Результатом этих процессов является
образование специфических геологических структур и форм рельефа - метеоритных кратеров, а также своеобразных горных пород – импактитов. Самой характерной чертой импактитов является наличие минералов, образующихся в условиях сверхвысоких давлений, развивающихся в момент ударного воздействия. Проявления импактных процессов исключительно редки, и
их подробное рассмотрение в программу курса не входит.
Тектонические процессы
Тектонические процессы – это разнообразные движения твёрдых масс
литосферы и мантии Земли, протекающие благодаря действию внутренней
энергии Земли. Эти процессы не могут наблюдаться в полном объёме, так как
протекают в среднем с очень низкими скоростями (порядок – не более сантиметров в год) и растягиваются на огромные промежутки времени. Поэтому
прямому наблюдению доступны лишь отдельные эпизоды тектонических
движений, а судить об общем ходе такого процесса можно лишь по его результатам.
Вертикальные и горизонтальные движения.
71
Тектонические движения в земной коре по направленности подразделяются на две группы: вертикальные (или радиальные, по отношению к фигуре
Земли в целом) и горизонтальные (тангенциальные). Первоначально основное внимание геологов привлекала преимущественно первая из названных
групп. Причина этого в том, что сам факт вертикальных движений и их масштабы оценить значительно проще. Первый факт, однозначно свидетельствующий о наличии вертикальных тектонических движений – изменения положения береговой линии моря в разных районах мира. Уровень моря является глобальным высотным репером, поскольку воды Мирового океана стремятся, под действием силы тяжести, сформировать поверхность на единой
высоте. Если на одних участках морских побережий море устойчиво наступает на сушу, а на других – отступает, обнажая участки бывшего морского
дна, это означает только одно: такие изменения вызваны не колебаниями
уровня мирового океана (они не могут в разных частях иметь разную направленность), а вертикальными движениями земной коры. Последние вполне
могут быть на одних территориях восходящими, на других нисходящими.
Известно, что на протяжении многих веков уровень океана по отношению к побережью Голландии и северо-западной Германии медленно, но неуклонно повышается (и для защиты прибрежных равнин от наступающего
океана здесь издавна строят дамбы). А у берегов Ботнического залива, разделяющего Швецию и Финляндию – так же неуклонно понижается (здесь остатки средневековых портовых сооружений находятся сейчас на большом
удалении от современной береговой линии моря). Следовательно, в первом
случае земная кора на соответствующей территории медленно опускается, во
втором – испытывает поднятие. Совокупные результаты этих движений выразились величинами в несколько метров за тысячу лет. За большие промежутки времени и масштабы перемещений будут более значительными. Есть
этому и реальные свидетельства. Развалины греческих поселений, существовавших более 2000 лет назад на восточном побережье Чёрного моря, обнаруживают на дне моря на глубинах до 10 метров. А у западного побережья
Южной Америки руины древних городов и портовых обнаружены на дне моря на глубинах многие десятки метров. Регулярные наблюдения в морских
портах, ведущиеся с XIX века, также показывают, что в одних случаях положение уровня моря относительно суши медленно повышается, а в других –
понижается со средними скоростями порядка первых миллиметров, иногда
до 1 сантиметра в год.
В районах, удалённых от морских берегов, такие же данные получены в
результате многократных повторных геодезических измерений вдоль линий
железных дорог. В некоторых районах древнего земледелия (например, в
Средней Азии) местному населению приходилось регулярно углублять оросительные каналы, которые пересекают участки местности, испытывающие
медленные восходящие движения.
Представления о совокупных результатах вертикальных тектонических
движений дают результаты геологических исследований. С древности люди
неоднократно находили высоко в горах осадочные горные породы явно мор-
72
ского происхождения, нередко содержащие многочисленные остатки морских животных. Попытки «объяснений» некоторых христианских теологов,
видевших в них следы «Всемирного потопа», с научной точки зрения быстро
обнаружили свою несостоятельность. Сам же факт остался, и однозначно говорит о том, что участки бывшего морского дна могли испытывать поднятие
и оказываться в итоге на высоте многих километров. Осадочными породами
морского происхождения сложены даже самые крупные горные вершины
мира – Джомолунгма и другие горы в Гималаях, имеющие высоты более
8000 м над уровнем моря. Разумеется, такие поднятия происходили не мгновенно. Подъём Гималаев начался, по геологическим данным, около 40 миллионов лет назад. Так что обычных (по современным наблюдениям) скоростей поднятия вполне достаточно, даже с учётом того, что одновременно с
поднятием местности в противоположном направлении, уменьшая высоту
гор, действуют эрозионные процессы.
Масштабы эрозионной деятельности также позволяют судить о величинах поднятий в тех или иных районах. Если в развитии речной долины определённо доминируют процессы донной эрозии и она, таким образом, неуклонно углубляется, это определённо говорит о том, что процесс протекает на
фоне общего поднятия территории. Так, долина Енисея в районе
г. Красноярска, с первой половины четвертичного периода (приблизительно
за последний миллион лет) углубилась более чем на 200 м. Следовательно, за
этот промежуток времени вся прилегающая местность испытала поднятие на
соответствующую величину.
Иногда встречаются случаи, когда речная долина прорезает пересекающее её поперечное поднятие. Это – однозначный признак того, что долина
реки возникла раньше поднятия, и постепенно углублялась по мере того, как
поднятие развивалось. В окрестностях Красноярска такой характер имеет долина небольшой речки Караульной – одного из левых притоков Енисея.
Горизонтальные движения земной коры распознать в целом сложнее.
Ведь для их оценки нет столь удобного репера, как уровень Мирового океана. Поэтому их значимость и масштабы долгое время недооценивались. Но в
настоящее время, с появлением спутниковых геодезических систем, давших
возможность точных измерений координат любых точек земной поверхности, стало ясно, что их масштабы, напротив, даже более значительны. По
данным спутниковой геодезии величины горизонтальных перемещений блоков земной коры по отношению друг к другу, составляют величины порядка
нескольких сантиметров в год. Это на порядок больше, чем скорости вертикальных движений. В итоге совокупный результат таких перемещений за
обширные промежутки геологического времени может измеряться тысячами
километров.
Землетрясения.
73
Возможность непосредственного наблюдения тектонических движений
предоставляют землетрясения. Землетрясениями называются колебательные движения литосферы, проявляющиеся на поверхности в виде отчётливых
толчков различной силы. Причиной возникновения таких колебаний являются быстрые, практически мгновенные подвижки блоков литосферы относительно друг друга. Подвижки проявляются в результате мгновенной разрядки
напряжений, накапливающихся в земной коре или в верхней части мантии на
протяжении длительных промежутков времени. Когда величина напряжения
превышает противодействующие ему силы трения и сцепления минеральных
частиц в горных породах, происходит мгновенное смещение на некоторую
величину. Процесс этот обычно проявляется довольно сложным образом.
Землетрясение, как правило, выражено не одним толчком и растягивается на
несколько дней, а иногда и месяцев. Наиболее сильным при этом бывает самый первый, иногда – один из первых толчков. Сила последующих толчков
(афтершоков, от английского after – после) постепенно идёт по убывающей.
Участок, где произошла разрядка напряжений и возникло смещение, называется очагом землетрясения. Очаг землетрясения (его также называют
фокусом или гипоцентром) – это не точка, как иногда упрощённо представляют. В действительности это всегда некий объём горных пород, подвергшихся на глубине деформации и разрушению. Как правило, очаги землетрясений приурочены к сейсмически активным разломам, рассекающим толщу
земной коры и часто проникающим в мантию, и расположены на большей
или меньшей глубине. В зависимости от глубины расположения очага землетрясения подразделяются на мелкофокусные (с глубиной очага до 60 км),
промежуточные (60-150 км) и глубокофокусные (от 150 до 600-700 км). По
данным многолетних наблюдений, подавляющее большинство (до 80%) землетрясений являются мелкофокусными; при этом основная масса очагов расположена на глубинах не более 10 км.
Эпицентром землетрясения называется проекция очага землетрясения
на земную поверхность. Чем глубже расположен очаг, тем дальше от истинного центра землетрясения находится его эпицентр.
Силу землетрясений принято оценивать в баллах. Для этого используются различные шкалы. Наиболее широко применяется в мире шкала
Ч. Рихтера, основанная на количественной оценке энергии, высвободившейся
при землетрясении. Она оценивается по магнитуде – величине колебаний,
зафиксированных на расстоянии 100 км от эпицентра. В соответствии с величиной магнитуды оценивается балльность землетрясения. Чем выше магнитуда, тем более высокий балл присваивается землетрясению. Самые разрушительные землетрясения в истории наблюдений относятся по шкале Рихтера к 8-му баллу. В России вместе с тем часто применяется 12-балльная шкала, в которой сила землетрясения оценивается чисто качественно, по масштабу разрушительных последствий. Очевидно, что шкала Рихтера является более строгой и объективной. Также ясно, что всегда, когда сила землетрясения
оценивается в баллах, всегда необходимо уточнять, какая из шкал используется. Ведь землетрясение, силой в 7 баллов по шкале Рихтера – чрезвычайно
74
сильное, имеющее весьма разрушительные последствия. А землетрясение в 7
баллов по 12-балльной шкале вызывает лишь частичные повреждения отдельных, не самых устойчивых зданий.
Наблюдения над землетрясениями, ведущиеся на сейсмостанциях, позволяют не только точно определить энергию, положение очага и эпицентра
каждого землетрясения, но и определить его динамические параметры. То
есть установить, с движениями какого направления связано возникновение
сейсмических колебаний. Эти движения в одних случаях вызываются процессами сжатия в земной коре, в других – процессами растяжения, в третьих
– носят сдвиговый характер (горизонтальное скольжение двух блоков горных
пород относительно друг друга). Каждая из таких подвижек представляет собой отдельный частный эпизод в общей картине развития тектонических
процессов на соответствующих участках литосферы. Выясняется, что в разных сейсмических зонах (областях, где распространены землетрясения) подвижки вызваны напряжениями различного характера. Наблюдение над ними
позволяет пронять характер, направленность этих движений на каждом из
участков, а также выявить общую картину распределения тектонических
движений литосферы на современном этапе развития Земли.
Нередко смещения, проявившиеся при землетрясениях, находят непосредственное отражение и на земной поверхности. Они могут проявиться в
образовании на поверхности Земли уступов различной высоты, трещин той
или иной ориентировки, в смещении отдельных участков в горизонтальных
направлениях. Такие результаты землетрясений дают возможность непосредственно увидеть результаты тектонических смещений отдельных блоков земной коры по отношению друг к другу.
В заключение следует отметить, что помимо собственно тектонических
землетрясений могут случаться сейсмические события, вызванные иными
причинами. Колебания земной коры могут сопровождать проявления вулканической деятельности, а также возникать в связи с карстовыми процессами
– обрушением кровли крупных пещер. В последнее время иногда случаются
землетрясения техногенного происхождения. Они могут возникать в результате накопления напряжений в верхних горизонтах земной коры под нагрузкой больших масс воды в крупных водохранилищах, а также в связи с проседанием или даже обрушением блоков горных пород в местах подземных разработок месторождений полезных ископаемых. Очаги таких землетрясений
расположены всегда на небольших глубинах, и их воздействие сказывается
на небольших территориях.
Тектонические дислокации.
В наибольшей мере судить о тектонических движениях позволяют разнообразные нарушения первичного залегания и первичных взаимоотношений
горных пород, возникающие в результате подвижек. Такие нарушения называются тектоническими нарушениями или тектоническими дислокациями.
75
Их принято подразделять на два типа – складчатые, или пликативные (пластичные деформации без нарушения сплошности породных масс) и разрывные, или дизъюнктивные (при которых целостность породных тел нарушается разрывами). Некоторые геологи добавляют к ним ещё один тип дислокаций – инъективные, связанные с перемещениями текучих агрегатов (магматических расплавов, а также глиняных или соляных масс).
Складчатые нарушения. Элементы складки.
При складчатых нарушениях слои горных пород деформированы, формируя плавные изгибы, которые и называются складками. Чтобы охарактеризовать морфологию складки, в ней необходимо выделить отдельные элементы. К их числу относятся:
- замок складки – место наиболее чётко выраженного перегиба пластов;
- крылья складки – её части по обе стороны от замка;
- осевая поверхность складки – плоскость или плавно изогнутая поверхность, разделяющая крылья и проходящая параллельно замку складки;
- шарнир складки – линия, проходящая в осевой плоскости параллельно
замку.
Размеры и форма складки характеризуются такими параметрами, как
амплитуда, размах крыльев и степень сжатия. Размах крыльев – это наибольшее расстояние между границами одного и того же пласта в противоположных крыльях складки; измеряется в направлении, перпендикулярном осевой поверхности складки. Амплитуда – отклонение пласта от своего исходного положения, измеренное в осевой плоскости складки. Степень сжатия
определяется как соотношение между амплитудой и размахом крыльев.
Типы складок.
В зависимости от соотношения и относительной ориентировки различных элементов выделяются различные морфологические типы складок.
Синклиналь представляет собой складку, обращённую замком вниз.
Антиклиналь, в противоположность синклинали, обращена замком
вверх. Антиклинали и синклинали могут быть подразделены на прямые (с
вертикальной осевой поверхностью) и наклонные. Если у наклонной складки
оба крыла наклонены в одну сторону, такая складка называется опрокинутой.
Лежачая складка имеет осевую поверхность, ориентированную горизонтально и замок, обращённый в боковом направлении.
В зависимости от формы в плане складки подразделяются на линейные,
отчётливо вытянутые вдоль и шарнира, и изометричные, такого удлинения
не имеющие. Изометричная синклиналь с пологими крыльями называется
мульдой, а аналогичная антиклиналь – куполом.
Складка с очень широким пологим замком и относительно крутыми
крыльями называется коробчатой или сундучной.
Складки, плавно переходящие одна в другую (синклиналь в антиклиналь
и наоборот), называются сопряжёнными. Если несколько сопряжённых
складок имеют осевые поверхности, наклонённые под одним углом, они называются изоклинальными.
76
Флексурой называется особый тип складки, представляющий собой коленообразный перегиб пластов, круто наклонённых в средней части и полого
или даже горизонтально залегающих по краям.
Разрывные нарушения.
Разрывные нарушения подразделяются на два подтипа: трещины и разломы. Трещины представляют собой разрывы без смещения, разломы – это
разрывы, по которым два смежных блока горных пород смещены относительно друг друга.
Элементами любого разлома являются сместитель (поверхность, по
которой произошло смещение) и крылья (участки по обе стороны от сместителя). Если сместитель ориентирован наклонно, то крыло, расположенное
выше него, называется висячим, а второе – лежачим. В зависимости от ориентировки сместителя и направления смещения вдоль него выделяются следующие виды разломов:
- сброс – разлом с вертикальным или круто наклонённым сместителем, у
которого висячее крыло опущено относительно лежачего;
- взброс – разлом с круто наклонённым сместителем, у которого висячее
крыло поднято по отношению к лежачему;
- сдвиг – разлом с вертикально или круто ориентированным сместителем, вдоль которого противоположные крылья сдвинуты относительно друг
друга горизонтально;
- надвиг – разлом с пологим сместителем, по которому висячее крыло
надвинуто на лежачее;
- покров (шарьяж) – очень пологий или практически горизонтальный
надвиг с большой амплитудой перемещения (может достигать первых сотен
километров).
Разломы, смещения по которым носят комбинированный характер (есть
и вертикальная, и горизонтальная составялющая) называются сбрососдвигами или взбросо-сдвигами.
Разрывные нарушения разного типа образуются при тектонических
движениях различного характера. Сбросы возникают в условиях растяжения
земной коры, а взбросы и надвиги – в обстановке сжатия.
Процессы внутренней динамики (эндогенные)
К эндогенным геологическим процессам относятся те, источником которых является внутренняя энергия Земли. К их числу принадлежат процессы
магматические, метаморфические и тектонические.
Магматические процессы связаны с возникновением, эволюцией и кристаллизацией магматических расплавов. Их проявления целиком обусловлены действием внутренней тепловой энергии Земли, благодаря которой и возникает магма.
Магма – это сложный многокомпонентный раствор-расплав, образующийся при определённых условиях в недрах Земли или других планетных
тел. Нередко в это определение включают уточнение: силикатный раствор-
77
расплав. Но такое уточнение не совсем корректно. Действительно, подавляющая часть всего объёма магматических расплавов, возникающих и существующих в условиях земной коры и мантии Земли, имеет силикатный состав. То есть, основными химическими компонентами этих расплавов являются кислород и кремний, а основной объём горных пород, образующихся
при их кристаллизации, слагают минералы класса силикатов. Но в природе
могут формироваться – и изредка, действительно, встречаются – магмы иного химического состава.
Как мы уже знаем, и земная кора, и мантия нашей планеты в целом находятся в твёрдом состоянии. Сплошных магматических оболочек в их пределах нет. Целиком расплавленным является лишь внешнее ядро. Но оно находится на очень больших глубинах – более 2900 км, так что слагающие его
расплавы проникать близко к поверхности не способны. Вещество этой оболочка участия в известных нам магматических процессах не принимает. Откуда же поступают наблюдаемые нами магмы? Они образуются на различных глубинах внутри мантии, а отчасти и в нижних горизонтах земной коры.
Здесь они формируют различные по размеру очаги расплавленного вещества,
наличие которых обнаруживается геофизическими методами. Возникновение
таких очагов обусловлено как неравномерностью распределения температур
и давлений внутри земной коры и мантии, так и неоднородностью слагающего их вещества. Нам уже известно, что температура внутри Земли с увеличением глубины возрастает. Но одновременно возрастает и давление, что и
удерживает основной объём вещества земной коры и мантии в твёрдом состоянии. В тех же участках, где по каким-либо причинам либо в большей мере повышается температура, либо, напротив, снижается давление, начинается
плавление вещества. Как правило, плавление не бывает полным. В расплавленное состояние переходят те компоненты, для плавления которых достаточно более низких температур. А более тугоплавкий остаток сохраняется,
как правило, в твёрдом состоянии.
Сформировавшийся на глубине магматический расплав оказывается менее плотным и, соответственно, более лёгким, чем окружающие его горные
породы. Поэтому, при любой возможности, он начинает постепенно мигрировать вверх, в сторону земной поверхности. В конечном счёте любая магма
застывает – либо на глубине, либо уже на поверхности Земли. Результатом
этого процесса является формирование магматических горных пород, слагающих в земной коре тела разнообразной морфологии.
Состав магм.
Известные в природе магмы разнообразны по химическому составу, то
есть по набору слагающих их химических элементов и их соотношению. Химизм магматических расплавов имеет большое значение. Разные по составу
магмы образуются в различных условиях, по-разному ведут себя в дальнейшем, а при их кристаллизации образуются горные породы различного минерального состава. Известны следующие типы магматических расплавов (и
соответствующих им типов магматических горных пород):
78
- силикатные, ведущими компонентами которых являются O, Si, Al, Fe,
Mg, Ca, Na и K; расплавы этого типа имеют подавляющее преобладание среди всех известных нам земных магм;
- сульфидные; ведущие компоненты – S и ионы различных металлов (Fe,
Cu, Ni и др.); в результате их кристаллизации образуются горные породы,
сложенные сульфидами названных металлов – халькопиритом и др. (их скопления могут формировать крупные рудные месторождения – например, Норильские);
- карбонатные; ведущие компоненты – O, C, Ca, нередко Fe; продукт их
кристаллизации – магматические породы карбонатного состава (карбонатиты);
- фосфатные (O, P, Ca и др.); из них образуются породы существенно
апатитового состава (примером их являются апатитовые месторождения Хибин);
- железистые (O, Fe); очень редкий тип расплавов, но их производными
являются породы, сложенные преимущественно магнетитом – лучшей железной рудой.
Наиболее распространённые силикатные магмы (как и горные породы
магматического происхождения) дополнительно подразделяются по кремнекислотности (содержанию SiO2) и щёлочности (суммарному содержанию
Na2O и K2O). Подробно это подразделение мы рассмотрели ранее.
Существенную роль в составе многих магматических расплавов играют
растворённые в них так называемые летучие компоненты – различные газы в
надкритическом состоянии (флюидная фаза магм). Ведущую роль среди них
обычно играет водяной пар, диссоциированный на ионы Н+ и ОН -. Широким
распространением пользуются также F, Cl, CO2 и другие компоненты. Наличие флюидной фазы снижает вязкость магматических расплавов, температуру их кристаллизации, влияет на процессы взаимодействия магмы с вмещающими породами, характер вулканических извержений и многие другие
аспекты магматической деятельности, находит отражение в минеральном составе магматических пород.
Подразделение магматических процессов.
В зависимости от условий, в которых протекает магматический процесс,
магма может либо достичь земной поверхности, либо застыть на глубине. В
результате обстановка, в которой проявляется магматическая деятельность,
существенно различается рядом условий. Главное различие – в скорости охлаждения расплавов. На поверхности Земли этот процесс идёт значительно
быстрее. Второе важное отличие – в поведении флюидной фазы. На глубине
флюиды удерживаются в магме давлением, а в поверхностных условиях они
практически мгновенно отделяются от расплава. Соответственно, магматические процессы на глубине и на поверхности протекают различным образом.
В связи с этим магматические процессы подразделяются на:
- вулканические, протекающие на поверхности Земли или в непосредственной близости от неё;
79
- плутонические, связанные с кристаллизацией магмы в недрах Земли.
Продукты вулканической деятельности. Вулканические извержения.
Вулканизм определяется как комплекс процессов, связанных с поступлением продуктов магматической деятельности на поверхность и в атмосферу Земли. Продукты вулканической деятельности разнообразны. К их числу
относятся:
1. Лава – магматический расплав, излившийся на поверхность и потерявший газы.
2. Твёрдые продукты извержений – вулканический пепел, вулканический песок, лапилли, вулканические бомбы и глыбы, различающиеся между собой размером обломочных частиц. Они также в основном являются
производными магмы, но не излившейся, а застывшей в жерле вулкана. Образуются эти обломки и выбрасываются на поверхность при извержениях
эксплозивного (взрывного) типа, когда лавовая «пробка» разрушается под
давлением скопившихся газов. Иногда твёрдые продукты являются производными не до конца застывшего расплава. Они выбрасываются при извержении в виде сгустков очень вязкой лавы, и окончательно застывают уже в
полёте или на поверхности.
3. Вулканические газы – производные флюидной фазы магматических
расплавов, отделяющиеся от них в процессе вулканической деятельности.
Ведущий среди них компонент – водяной пар. Его доля среди газообразных
продуктов извержений обычно составляет от 50 до 90%. Важную роль могут
играть CO2 (углекислый газ), SO2 (сернистый газ), F, Cl, N, H2S (сероводород); встречаются CO (угарный газ), CH 4 (метан) и другие газы. Струи газовых эманаций, возникающие в процессе вулканической деятельности, называются фумаролами (от латинского fumus - дым). Выделяются различные
типы фумарол, отличающиеся друг от друга температурой и набором компонентов:
- сухие фумаролы – наиболее высокотемпературные (>500º С) эманации,
почти не содержащие водяных паров;
- сольфатары – среднетемпературные (от 100º до 300º С) фумаролы, в
которых существенную роль играют сернистые соединения;
- аммиачные фумаролы – с высокими содержаниями углекислого аммония; для них типичны температуры порядка 100º С;
- мофетты - низкотемпературные (менее 100º С) фумаролы, в составе
которых доминируют углекислый газ и водяной пар.
4. Термальные воды – продукт конденсации отделяющихся от магмы
водяных паров. Нередко термальные воды вулканического происхождения
могут быть высоко минерализованными, содержать большое количество растворённых газов. В целом они чрезвычайно разнообразны по температуре
(может достигать точки кипения), степени минерализации и составу растворённых компонентов. Изливаясь на поверхность, они образуют термальные
источники (спокойно изливающиеся) и гейзеры. Гейзерами называют фонта-
80
нирующие источники, в которых горячая вода выбрасывается под давлением
скапливающегося внизу пара. Вулканические термальные воды могут использоваться в качестве лечебных, а также как источник тепловой энергии.
Если поднимающиеся к поверхности вулканические газы проникают в
рыхлые осадки, конденсация водяных паров может привести к насыщению
их водой. Образуется полужидкая грязевая масса, которая может под действием газов выдавливаться на поверхность. Так появляются грязевые вулканы.
Следует иметь в виду, что грязевые вулканы могут возникнуть и вне связи с
обычным вулканизмом, если смешиваются подземные воды и поступающие с
глубины под давлением газы не вулканического происхождения (например,
нефтяные).
Главной стадией любого вулканического процесса является вулканическое извержение – вынос на поверхность лавы и твёрдых (и одновременно
значительной доли других) продуктов вулканической деятельности. Механизм извержений бывает различным:
эффузивный механизм заключается в спокойном излиянии достаточно жилкой лавы на поверхность;
экструзивный – медленное «выдавливание» очень вязкого расплава
из жерла вулкана;
эксплозивный – извержение взрывного характера, в ходе которого
«пробка» из застывающей или уже застывшей лавы выбрасывается давлением скопившихся под ней вулканических газов; иногда при эксплозивных извержениях возникают «палящие тучи» – выбросы раскалённых вулканических газов, насыщённых пепловыми частицами, которые потоками скатываются по склонам вулканов.
Механизм извержений зависит от состава магматических расплавов и
содержания газовой фазы. Для лав основного состава характерна низкая вязкость, и они, как правило, изливаются на поверхность спокойно. Кислые лавы имеют наиболее высокую вязкость, и для их извержения более характерны экструзивный или эксплозивный механизмы. Переход экструзивного извержения в эксплозивное возможен в случае наличия достаточного количества скапливающихся вулканических газов.
Морфология вулканических аппаратов:
Вулканические аппараты, возникающие в местах извержений, могут
иметь различную форму и строение, что определяется механизмом извержений и условиями, в которых они происходят.
1. Вулканы трещинного типа формируются, как правило, в зонах растяжения земной коры. В результате растяжения возникают протяжённые
трещины, по которым непосредственно с большой глубины поступает сильно
разогретая лава, обычно спокойно растекающаяся по сторонам.
2. Вулканы центрального типа характеризуются наличием субцилиндрического канала, по которому продукты извержения выносятся на поверхность. Они подразделяются, в свою очередь, на два типа: щитовые вулканы и
стратовулканы. Щитовые вулканы – более редкий тип. Они возникают, если
81
изливающаяся через канал лава всегда имеет очень низкую вязкость и спокойно растекается по обширной площади. В результате формируется широкая и изометричная в плане вулканическая постройка. Стратовулканы
(«слоистые вулканы») формируются в результате чередования эффузивных и
эксплозивных извержений. Продукты этих извержений накапливаются большей частью вблизи жерла – выхода вулканического канала на поверхность.
В результате наслоения друг на друга многочисленных лавовых потоков и
слоёв, сложенных продуктами эксплозивных извержений, вокруг жерла вырастает вулканическая гора конусовидной формы с воронкообразным углублением на вершине – кратером вулкана.
Кристаллизация магм в плутоническом процессе.
Как мы уже отметили, магматические расплавы могут не достигать земной поверхности и застывать на глубине. В этом случае температура расплава снижается очень постепенно, и процесс кристаллизации растягивается на
длительное время. Первым следствием этого является полнокристаллический
характер структур плутонических горных пород. Другое важное следствие –
то, что кристаллизация различных компонентов идёт не одновременно, а в
определённой последовательности. Это связано с тем, что для разных компонентов магматического расплава характерны различные температуры кристаллизации. В любой смеси можно выделить наиболее легкоплавкую составляющую, которая при нагревании первой переходит в жидкое состояние,
а при охлаждении кристаллизуется последней. Эта составляющая называется
эвтектикой. При постепенном охлаждении магмы вначале кристаллизуются
компоненты, являющиеся избыточными по отношению к эвтектическому составу. Эвтектическая составляющая наиболее распространённых магм силикатного состава состоит, главным образом, из SiO2, Al2O 3, K 2O и Na2O. Из
ведущих химических компонентов силикатных магм избыточными оказываются железо, магний, кальций. Поэтому первыми в плутоническом процессе
кристаллизуются минералы, содержащие именно эти химические элементы, а
именно темноцветные минералы (в последовательности: оливин – пироксены
– роговая обманка – биотит) и плагиоклазы (вначале – содержащие больше
кальция, то есть более основные). На поздних стадиях кристаллизации образуются лишь светлоокрашенные минералы: калиевые полевые шпаты, мусковит, кварц или фельдшпатоиды.
В целом расплавы, в которых содержание эвтектической составляющей
более высоко, кристаллизуются при более низких температурах. Кислые
магмы, состав которых наиболее близок к эвтектическому, полностью кристаллизуются при температурах порядка 700-800º С, средние – 900-1000° С,
основные – 1100-1400° С, ультраосновные – до 1600° С. Последние из-за
столь высокой температуры кристаллизации крайне редко достигают земной
поверхности, и потому ультраосновные вулканические породы пользуются
крайне незначительным распространением. При этом большая часть обнаруженных геологами вулканических пород ультраосновного состава сформирована на самых ранних этапах развития Земли, когда её литосфера, по-
82
видимому, была более тонкой, и путь мантийных расплавов к поверхности –
более коротким.
Эволюция магматических расплавов.
В ходе глубинных магматических процессов состав магматических расплавов непрерывно изменяется. Это связано с тем, что магмы могут разделяться и смешиваться, взаимодействовать с окружающими их твёрдыми горными породами, терять какие-либо компоненты в результате незавершившейся кристаллизации. Основными процессами, изменяющими состав магм,
являются дифференциация, ассимиляция и гибридизация.
Дифференциацией магмы называется разделение первичного магматического расплава на различные составляющие. Существует два механизма
дифференциации:
1. Ликвация – разделение расплава на две несмесимые жидкости, одна
из которых, имеющая меньшую плотность, будет скапливаться в верхней
части магматической камеры, а другая – в нижней. Наглядным примером ликвации в быту может служить неизбежное разделение воды и масла после
любой попытки их смешения. В магматических процессах благодаря ликвационной дифференциации обособляются расплавы несиликатного состава
(сульфидные, карбонатные и др.).
2. Кристаллизационная дифференциация обусловлена неодновременностью перехода различных компонентов магмы в твёрдую фазу при её охлаждении. Если компоненты, закристаллизовавшиеся ранее, оседают на дно
магматической камеры и там концентрируются, то в верхней части камеры
будет скапливаться расплав, по составу отличающийся от исходного (более
близкий к эвтектике). Такая разновидность кристаллизационной дифференциации называется гравитационной (так как разделение компонентов происходит под действием силы тяжести). Тот же результат будет обеспечен и в
том случае, если часть магмы, не успевшая закристаллизоваться, отжимается
из магматической камеры при тектонических подвижках. В результате действия кристаллизационной дифференциации более поздние порции магмы, поступающие из одного и того же магматического очага, всегда имеют всё более кислый и более щелочной состав.
Ассимиляция – это растворение или расплавление магмой захваченных
ею обломков окружающих горных пород. Обломки попадают в магматический расплав из стенок и кровли магматической камеры. Само явление захвата обломков называется контаминацией (загрязнением) магмы. Если тепловой энергии магмы оказывается недостаточно для ассимиляции обломков,
они формируют в образующейся магматической породе чужеродные включения угловатой формы – ксенолиты. Если обломки ассимилируются, это
изменяет набор компонентов в магматическом расплаве. Проявления процессов контаминации и ассимиляции наиболее характерны для краевых частей
магматических камер.
Гибридизацией называется смешение магматических расплавов, проникших в одну магматическую камеру из различных очагов. В результате
83
этого формируется расплав, состав которого будет промежуточным между
составами двух исходных.
Причины разнообразия магм и магматических пород.
Результатом рассмотренных нами процессов эволюции магматических
расплавов является формирование магм, различных по химическому составу
и, соответственно, различных видов магматических горных пород. Некогда
геологи полагали, что всё разнообразие магм обеспечивается только этими
процессами. Предполагалось, что в недрах Земли сохраняются массы первичной магмы, унаследованной от начальных стадий формирования планеты,
и только её эволюция приводит к формированию множества различных магматических пород. Когда выяснилось, что не только земная кора, но и мантия
Земли в целом является твёрдой, стало ясно, что никакой единой первичной
магмы в недрах Земли быть не может. Эксперименты по плавлению горных
пород при различных соотношениях температур и давлений показали, что состав возникающих магматических расплавов зависит от условий, в которых
они образуются. Выяснилось, что магмы основного и ультраосновного состава могут формироваться только глубоко в мантии – и потому эти расплавы
всегда имеют очень глубинное происхождение. Магмы среднего состава могут формироваться в верхней мантии или в самой нижней части земной коры.
Основной объём кислых магматических расплавов формируется в толще
земной коры, и лишь некоторая их доля является продуктом дифференциации магм более глубинного происхождения.
Как правило, при образовании магм не вся масса плавящейся горной породы переходит в расплавленное состояние. Обычно значительная её доля
остаётся в виде недоплавленного остатка – рестита. Поэтому состав магматического расплава обычно не соответствует составу исходной горной породы. Но некоторые соотношения химических элементов магма от исходной
породы всё же наследует, и это также увеличивает разнообразие природных
магматических расплавов.
Таким образом, разнообразие природных магм является результатом совокупного действия весьма различных факторов, а именно:
- состава исходных горных пород, послуживших субстратом для выплавления магмы;
- условий, в которых протекал процесс плавления;
- дальнейших процессов дифференциации, ассимиляции и гибридизации
сформировавшихся расплавов.
Формы залегания магматических пород.
Горные породы магматического происхождения слагают геологические
тела различной морфологии. При этом формы тел, формируемых при вулканических и при плутонических процессах, большей частью различны.
При застывании магматических расплавов на поверхности образуются:
- лавовые потоки – уплощённые тела языковидной формы, образуемые
лавой, стекающей по склонам вулканических построек;
84
- лавовые покровы отличаются от потоков большей площадью распространения; они формируются в результате растекания лав с очень низкой
вязкостью по обширной территории;
- купола формируются при извержениях экструзивного типа, в результате застывания очень вязких лав над жерлом и в непосредственной близости
от него.
Продукты эксплозивных извержений залегают в форме пластов, подобно горным породам осадочного происхождения.
При застывании лавы в жерле вулкана центрального типа формируется
некк – узкое цилиндрическое тело вертикальной ориентировки. А при застывании её в трещинном канале – дайка, тело в форме узкой пластины, рассекающей окружающие горные породы.
Магма, внедрившаяся в окружающие её горные породы и застывшая на
глубине, слагает интрузивные тела (или интрузии) разнообразной формы.
Морфология интрузивных тел зависит от условий внедрения, в наибольшей
мере – от характера геологических структур, образуемых вмещающими породами. При внедрении расплава в трещины формируются дайки – такие же,
как и в корнях вулканов трещинного типа. К числу других наиболее распространённых форм интрузий относятся следующие.
Силлы – тела, по форме подобные дайкам. Они формируются в результате послойных инъекций магмы между слоями осадочных пород. Отличие
между дайкой и силлом в том, что силл залегает согласно с вмещающими породами (параллельно их слоистости), а дайка сечёт слоистость вмещающих
её пород под тем или иным углом.
Интрузия, состоящая из сочленяющихся между собой даек и, возможно,
силлов различной ориентировки, называется каркасной.
Лакколиты – линзовидные полого залегающие тела с выпуклой (куполообразной) кровлей. Формируются, когда большая порция магмы при внедрении приподнимает перекрывающие её слои.
Лополиты – прогнутые линзовидные тела, образуются в результате внедрения расплава между слоями полого изогнутой книзу складки вмещающих
пород.
Штоки – субвертикальные, изометричные в плане тела, уходящие на
большую глубину. Морфологически сходны с некками, но отличаются большим диаметром и меньшей геометрической правильностью формы.
Интрузивные тела очень больших размеров (занимающие площади во
многие тысячи квадратных километров) и неправильной формы нередко называют батолитами. Но сейчас многие специалисты предпочитают этот
термин не использовать. Причина в том, что первоначально «батолиты» понимались как тела, обширные по площади, постепенно расширяющиеся книзу и уходящие своими корнями в самые глубокие горизонты земной коры или
даже в мантию. По современным же данным у интрузий больших площадных
размеров подошва (нижняя граница) обнаруживается уже на глубинах в первые километры, и они, таким образом, имеют форму не очень правильных
пластин большой толщины.
85
Если порции выплавившегося магматического расплава никуда не перемещаются, а застывают на месте своего образования, формируются многочисленные мелкие тела неправильной формы, называемые акмолитами.
Некоторые магматические породы глубинного происхождения могут
выдавливаться вверх по зонам разломов в земной коре при тектонических
движениях. Тела, сформированные таким путём, называются протрузиями.
Для них характерна линзовидная или пластинообразная форма.
Постмагматические процессы.
К этой категории относятся эндогенные геологические процессы, связанные с деятельностью флюидов, которые отделяются от магматических
расплавов. При кристаллизации магмы на достаточно больших глубинах
флюидная фаза удерживается в составе расплава высоким давлением вплоть
до завершения процесса кристаллизации, и лишь после этого самостоятельная геологическая деятельность флюидов, сменяющая магматический процесс во времени. К постмагматическим относятся процессы двух типов:
пневматолитовые и гидротермальные.
Пневматолитовыми (от греческого «пневма» - газ) называются эндогенные процессы, связанные с деятельностью флюидной фазы в газообразном состоянии. Проявления пневматолитовых процессов в глубинных условиях наиболее характерны при температурах порядка 400-500º С. Ведущую
роль в пневматолитовой деятельности играют такие «летучие» компоненты,
как H2O, HF, HCl. В результате взаимодействия этих компонентов с веществом горных пород, в которые они проникают, образуются новые минералы –
такие, как флюорит, топаз, турмалин, и другие.
Гидротермальный процесс сменяет пегматитовый, когда температура
опускается ниже критической точки воды (375º С). С этого момента вода, играющая ведущую роль в составе постмагматических флюидов, переходит в
жидкую фазу и начинает циркулировать в виде горячих растворов. Протекают гидротермальные процессы в диапазоне температур 375-50º С. Чем выше
температура гидротермальных растворов, тем выше растворимость в них
большинства минеральных веществ. Поэтому самые горячие растворы обычно являются наиболее минерализованными. По мере снижения температуры
избыток растворённых веществ выделяется в кристаллической форме. Образуются разнообразные минералы гидротермального происхождения, которые
заполняют любые возможные пустоты в горных породах или замещают минеральное вещество, слагавшее их ранее. Так как гидротермальные растворы
проникают в окружающие горные породы преимущественно по трещинам,
продукты гидротермальной деятельности отлагаются обычно в форме жил
или прожилков. Реже они слагают в породах изометричные гнёзда или обособления неправильной формы.
Растворы, отделяющиеся от магматических расплавов, нередко содержат
в повышенных концентрациях те химические элементы, которые не вошли в
состав минеральной фазы при магматической кристаллизации. К их числу
обычно относятся сера и ряд металлов, более склонных к формированию
86
сернистых, а не силикатных соединений (Cu, Pb, Zn, Hg и др.). Поэтому среди минералов, образующихся гидротермальным путём, широким распространением пользуются сульфиды этих металлов. К числу характерных продуктов гидротермальной деятельности относятся кварц, карбонаты и многие
другие минералы. Некоторые химические элементы (в частности, золото)
осаждаются из гидротермальных растворов в самородной форме.
Пегматитовый процесс представляет собой особый тип эндогенного
процесса, занимающий пограничное положение между процессами собственно магматическими и постмагматическими. Протекают они с одновременным
участием наиболее поздних, эвтектических порций магматического расплава
и флюидной фазы при высокой концентрации последней. Дискуссии о том,
какая из фаз – расплавная или флюидная – играет в пегматитовом процессе
ведущую роль, продолжаются среди специалистов уже очень долгое время.
Для реализации пегматитового процесса требуется два условия. Первое – это
изначально достаточно высокое содержание в магматическом расплаве флюидной фазы. Так как наиболее насыщены соответствующими компонентами
обычно кислые (гранитные) магмы, то и проявления пегматитового процесса
наиболее часто связаны с гранитным магматизмом. Намного реже встречаются пегматиты, являющиеся производными магм среднего или основного
состава. Второе условие состоит в том, что флюидная фаза должна удерживаться в расплаве до самых заключительных стадий кристаллизации, что
возможно при достаточно больших давлениях. Поэтому пегматитовая деятельность может протекать лишь на достаточно больших глубинах, не менее
4-5 км. Пегматитовые растворы-расплавы могут скапливаться в виде обособлений среди материнских магматических пород, но чаще отжимаются по
трещинам во вмещающие породы и формируют среди них тела жильной
формы.
Для пегматитового процесса характерен ряд важных особенностей. Вопервых, высокая концентрация флюидов обеспечивает условия для быстрого
роста очень крупных и, нередко, очень чистых кристаллов. Поэтому горные
породы, образующиеся в результате пегматитового процесса (они так и называются – пегматиты) отличаются наиболее крупнозернистыми структурами. Для них очень характерны минеральные выделения, размерами в несколько сантиметров. А в особых случаях могут формироваться кристаллы
гигантских размеров. В уральских пегматитах находили кристаллы кварца
длиной до 6-7 м и полевых шпатов – в десятки метров. Благодаря особой
чистоте кристаллов, выросших при пегматитовом процессе, в пегматитах нередко встречаются драгоценные разновидности ряда минералов (корунда, берилла и других).
Во-вторых, кристаллизация кварца и полевого шпата в пегматитовом
процессе часто идёт одновременно. В результате образуются графические
структуры – взаимные прорастания кварцевых и полевошпатовых кристаллов
друг другом. Пегматит с такой структурой нередко называют «письменным
гранитом» или «еврейским камнем», потому, что в результате такого взаимо-
87
прорастания на поверхности возникает рисунок, напоминающий древнееврейские письмена.
В-третьих, на пегматитовой стадии нередко достигаются высокие концентрации ряда малораспространённых химических элементов – Li, Be, Cs и
др. В других условиях, из-за чрезвычайно низкого содержания во всех природных средах, эти элементы не могут формировать самостоятельные химические соединения и присутствуют лишь в рассеянной форме. Но, если эти
элементы не входят как примеси в минералы, образующиеся на протяжении
магматического процесса, их содержание в остающемся расплаве неуклонно
увеличивается. И на самой завершающей стадии магматического процесса их
содержание может стать достаточным для того, чтобы они могли сформировать самостоятельные минеральные соединения. В результате пегматиты нередко оказываются настоящими «кладовыми» очень редких минералов - таких, как берилл, литиевые и цезиевые слюды, литиевые пироксены и очень
многих других.
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
Метаморфизмом называется процесс перекристаллизации горных пород в твёрдом состоянии, протекающий в недрах Земли под действием повышенных температур и давлений. Воздействующие на вещество исходных
пород температура и/или давление являются факторами метаморфизма.
Основной причиной перекристаллизации при изменении термодинамических
параметров среды является различная устойчивость минералов в тех или
иных условиях. Для каждого минерального вида имеется свой диапазон устойчивости как по температурам, так и по давлениям. При выходе за соответствующие рамки минералы разрушаются, а из входивших в них химических
элементов кристаллизуются другие минеральные вещества.
Условия проявления и классификация метаморфических процессов.
В зависимости от того, в каком направлении при этом меняется температура, метаморфизм подразделяется на прогрессивный и регрессивный. Прогрессивным называется метаморфизм, протекающий при повышении температуры, регрессивным – тот, который идёт при её уменьшении. При прогрессивном метаморфизме ассоциации минералов, устойчивых в условиях относительно низких температур, замещаются другими, более высокотемпературными. Соответственно, горная порода, которая была сложена низкотемпературными минералами, преобразуется в новую породу с иным минеральным составом. При регрессивном метаморфизме процесс идёт в обратном
направлении.
Важнейшим условием, обеспечивающим возможность протекания процесса как в одном, так и в другом направлении, является наличие в горных
породах воды. Именно вода является средой, в которой протекают разнообразные химические реакции. На начальных стадиях метаморфизма, когда начинается преобразование исходной осадочной породы в метаморфическую, в
ней всегда присутствуют подземные воды в тех или иных формах. Далее, по
88
мере развития процесса, постоянный приток воды обеспечивается разрушением минералов, содержащих кристаллизационную или конституционную
воду в своём составе. Поэтому прогрессивно-метаморфические изменения
при повышении температуры осуществляются практически всегда. Но прогрессивный метаморфизм при этом неизбежно сопровождается всё большей
и большей потерей воды. Поэтому, когда температура вновь начинает понижаться, обратный, регрессивно-метаморфический процесс идёт далеко не
всегда. Для того, чтобы он мог осуществиться, нужен приток водных растворов. Поэтому проявления регрессивного метаморфизма обычно приурочены
к сравнительно ограниченным зонам, оказавшимся более проницаемым для
проникновения термальных вод.
Вода при метаморфизме может оказаться средой не только для осуществления химических реакций; в ней может осуществляться и направленная
миграция тех или иных химических веществ. В зависимости от того, осуществляются ли при метаморфизме процессы привноса – выноса химических
элементов, различают метаморфизм изохимический и аллохимитческий.
Изохимический метаморфизм происходит без изменения исходного химического состава горной породы. При метаморфизме аллохимическом (метасоматозе), в результате привноса и/или выноса тех или иных компонентов
химический состав горной породы претерпевает разнообразные изменения.
В зависимости от условий проявления, масштабов распространения процесса и относительной роли того или иного фактора выделяются следующие
типы метаморфизма:
Региональный метаморфизм проявляется на обширных площадях в
связи с крупными тектоническими событиями в развитии регионов. При региональном метаморфизме всегда, в тех или иных соотношениях, действуют
оба фактора – и температура, и давление.
Локальный метаморфизм, подразделяемый на контактовый и динамический. Контактовый метаморфизм проявляется в связи с внедрением в
относительно холодные горные породы горячих масс магматических расплавов. Фактором, обуславливающим проявление метаморфического процесса,
является температура. Контактово-метаморфическому воздействию подвергаются породы, находящиеся вблизи контакта с интрузией магмы. Ширина
зоны контактового метаморфизма в наибольшей мере зависит от размеров
интрузивного тела, воздействующего на вмещающие породы. Чем оно крупнее, тем шире будет зона, в которой проявлен метаморфизм.
Динамический метаморфизм (динамометаморфизм) чаще всего связан с подвижками вдоль разрывных нарушений, и его проявления в этом случае приурочены непосредственно к узким вытянутым приразломным зонам.
В связи с этим его также можно назвать приразломным метаморфизмом. Реже динамометаморфические изменения развиваются в относительно широких
(шириной в километры, иногда десятки километров), но также протяжённых
зонах, в пределах которых горные породы целиком подвержены интенсивному смятию. Фактор динамометаморфизма – давление. При этом температурный фон, на котором возникает область повышенного давления, может быть
89
различным. Поэтому динамометаморфические процессы бывают как низко-,
так и высокотемпературными.
И региональные, и локальные метаморфические процессы могут быть
как изохимическими, так и аллохимическими.
Ультраметаморфизм представляет собой особую разновидность метаморфических процессов, являясь высшей ступенью регионального метаморфизма. Рубежом, отделяющим ультраметаморфизм от обычного метаморфического процесса, является начало частичного (селективного) плавления горных пород, при котором наиболее легкоплавкие компоненты начинают формировать межгранулярный (размещающийся в промежутках между
зёрнами горной породы) магматический расплав. Ультраметаморфический
процесс всегда протекает аллохимически. С началом плавления кристаллическая решётка минералов разрушается, а слагающие её атомы ионизируются и
приобретают подвижность. А наличие межгранулярного расплава создаёт
среду, в которой они перемещаются и взаимодействуют с твёрдой фазой.
Прогрессивное развитие ультраметаморфизма приводит к переплавлению основной части объёма горных пород и смене метаморфического процесса магматическим.
Понятие о фациях метаморфизма и метаморфических рядах.
Минеральный состав метаморфических горных пород представляет собой функцию двух переменных: их химического состава и термодинамических параметров среды, в которой протекал метаморфизм. Условия среды
определяют возможность присутствия в горной породе минералов, устойчивых в определённых диапазонах температур (низко- или высокотемпературных) и давлений (низко- или высокобарических). Области, ограниченные определёнными рамками значений температуры и давления, называются фациями метаморфизма (или метаморфическими фациями). В зависимости от
изменений давления, могут быть выделены группы фаций низкого, среднего
и высокого давления. Фации низких давлений характерны для контактовометаморфических процессов, фации высоких давлений – для обстановок динамометаморфизма. Фации средних давлений наиболее типичны для обстановок регионального метаморфизма.
Названия фациям даются по типичным для них разновидностям метаморфических горных пород либо по характерным минералам. В группе фаций низких давлений выделяются фации роговообманково-роговиковая (самая низкотемпературная), пироксен-роговиковая и санидинитовая (самая высокотемпературная). В группе фаций средних давлений самой низкотемпературной является фация зелёных сланцев. С повышением температуры её последовательно сменяют фации эпидот-амфиболитовая, амфиболитовая и
гранулитовая. На уровне двух последних, в зависимости от ряда других условий, возможно проявление ультраметаморфических процессов. К фациям
высоких давлений относятся фация голубых сланцев или глаукофановая (на-
90
звана по характерному для этих условий голубому амфиболу – глаукофану) и
эклогитовая.
То, какие именно из низко- или высокотемперературных, низко- или высокобарических минералов будут слагать метаморфическую породу, зависит
от соотношения в ней химических элементов. Если метаморфизм протекает
изохимически, это целиком определяется химическим составом исходной
породы. Поэтому при классификации метаморфических пород их можно
группировать не только по фациям, но и по метаморфическим рядам. В метаморфический ряд объединяются все горные породы, которые являются
продуктом метаморфизма исходной горной породы определённого состава
при определённом типе метаморфизма. Могут выделяться ряды метаморфизма песчаников, глинистых пород, известняков, доломитов, мергелей, кремнистых пород, базальтов, андезитов и т.д.
91
Тема 1.8. ПРОЦЕССЫ ВНЕШНЕЙ ДИНАМИКИ (ЭКЗОГЕННЫЕ)
Сущность выветривания.
Выветривание – это процесс разрушения и изменения горных пород и
минералов на земной поверхности и вблизи от неё под влиянием солнечной
радиации, воды, воздуха и жизнедеятельности организмов. Термин «выветривание», с лингвистической точки зрения, не вполне удачен, так как нередко
оказывается источником заблуждения: может показаться, что процессы выветривания связаны с деятельностью ветра. На самом деле ветер к ним никакого отношения не имеет, и разрушение горных пород происходит под действием совершенно других причин.
Сущность процессов выветривания не ограничивается одним лишь распадом монолитной горной породы на составные части. Наряду с этим при
выветривании происходит закономерное изменение вещественного состава,
имеющее вполне определённую направленность. Дело в том, что минералы,
образовавшиеся на глубине, попадая на поверхность Земли, оказываются в
большинстве своём химически неустойчивы. Вступая в различные химические взаимодействия, они в конечном счёте замещаются новыми минеральными веществами, устойчивыми гипергенным (поверхностным) условиям. В
результате достигается состояние равновесия между минеральным веществом и существующими условиями. Одновременно увеличивается минеральное разнообразие, что отражает большее разнообразие условий, существующих в географической оболочке, по сравнению с глубокими горизонтами
земной коры.
При этом происходит аккумуляция солнечной энергии, затрачиваемой
на создание новых более энергоёмких кристаллических структур, свойственных минералам, образующимся при выветривании.
Агенты и типы выветривания.
Агентами выветривания называют определённые вещества, объекты и
явления, воздействие которых на горные породы приводит к разрушению последних. К их числу относятся:
солнечная радиация;
вода;
атмосферные газы (в первую очередь свободный кислород);
иные химические реагенты (кислоты, щелочи и т.д.);
живые организмы;
деятельность человека.
Разнообразие агентов выветривания дополняется тем, что многие из них
могут воздействовать на горные породы различными способами. Так, вода
может непосредственно растворять вещество горных пород, может вступать
в реакции с различными минералами, может выступать как носитель растворённых в ней химических реагентов, может, замерзая в трещинах, оказывать
на горные породы механическое воздействие. Растения также могут и воз-
92
действовать на горные породы механически (за счёт проникновения корней в
трещины), и химически (выделяя в процессе своей жизнедеятельности различные химически агрессивные вещества).
Сочетание влияния различных агентов и способов их воздействия, в зависимости от местных условий, может быть очень разнообразным. В зависимости от набора агентов и характера воздействия, можно выделить три типа
выветривания: физическое, химическое и органическое (биогенное). В реальных условиях географической оболочки Земли все три указанных типа почти
всегда проявляются совместно, и на практике можно обычно говорить лишь
о преобладании того или иного типа выветривания.
Физическое выветривание.
Ведущий агент, вызывающий физическое выветривание – солнечная радиация. Основной фактор – температурные колебания, возникающие в результате её воздействия. При нагревании любая горная порода расширяется,
при охлаждении – сжимается. Результатом является образование всё большего и большего числа трещин. В конце концов изначально монолитная горная
порода дезинтегрируется – распадается на обломки. С развитием процесса
обломки становятся всё более мелкими. И лишь тогда, когда частицы становятся совсем мелкими (примерно песчаного размера) процесс затухает, так
как перепады объёма при колебаниях температур становятся незначительными.
Дополнительное воздействие оказывает появление на скалах растений.
Их корни проникают в образовавшиеся трещины и расширяют их, что ускоряет отрыв образующихся обломков друг от друга. В районах с холодным
климатом действует ещё один фактор – проникновение в образующиеся трещины воды. При похолодании она замерзает. А так как образующийся в результате лёд имеет больший объём, это тоже способствует раскрытию трещин. В тех случаях, когда именно этот фактор становится ведущим, может
быть выделен особый подтип – морозное выветривание.
Процессы физического выветривания горных пород распространяются
на относительно небольшую глубину – до 20-30 метров. Это тот предел, до
которого сказывается влияние температурных колебаний, как суточных, так
и сезонных.
Процессы физического выветривания проявляются с различной интенсивностью в зависимости как от сочетания внешних условий, так и от особенностей состава и строения выветриваемых горных пород.
К числу внешних условий относятся:
1. Климат. Наиболее благоприятен для развития физического выветривания климат с резкими температурными контрастами, в особенности с
большим суточными перепадами температур. Морозное выветривание вообще может проявляться лишь в соответствующих климатических зонах.
93
2. Растительный покров. Наличие растительного покрова предохраняет
горные породы от воздействия прямых солнечных лучей и сглаживает температурные колебания. И в тем большей степени, чем он гуще и мощнее. Поэтому наиболее интенсивно физическое выветривание будет идти в пустынях, слабее – в степных условиях, и в наименьшей мере – там, где развита
густая древесная растительность.
3. Рельеф, в первую очередь – доля в нём крутых склоновых поверхностей. При наличии склонов достаточной крутизны все продукты дезинтеграции практически сразу удаляются, и процессы выветривания быстрее развиваются вглубь.
Свойства горных пород, влияющих на темпы физического выветривания:
1. Особенности структуры. Во-первых, влияет размер минеральных зёрен в породе. Чем они крупнее, тем значительнее колебания объёма каждого
зерна. И тем быстрее будет идти дезинтеграция. Следовательно, более мелкозернистая порода будет при прочих равных условиях устойчивее к физическому выветриванию. Во-вторых, различным может быть характер соединения минеральных зёрен в породе – и, соответственно, более или менее прочной связь между ними.
2. Минеральный состав. Различные минералы имеют разный коэффициент температурного расширения. Чем он больше, тем менее устойчива горная
порода к перепадам температуры. Существенное влияние оказывает и число
видов породообразующих минералов в составе породы. Когда их несколько,
величины изменения объёма у минерала каждого вида свои, что также ослабляет устойчивость. Поэтому мономинеральные горные породы в целом будут
устойчивее полиминеральных.
3. Окраска. Более тёмная горная порода под воздействием солнечных
лучей нагревается сильнее и подвержена большим колебаниям температуры
и объёма. Так что при прочих равных условиях светлая горная порода будет
более устойчива к физическому выветриванию, чем тёмная.
В целом чем мельче и однороднее по составу обломки горной породы,
тем выше их устойчивость к физическому выветриванию.
Химическое выветривание.
Данный тип выветривания является результатом химических взаимодействий горных пород с атмосферными газами, водой и растворёнными в ней
веществами. Ведущим фактором является воздействие на горные породы поверхностных и подземных вод, содержащих растворённые кислород и другие
химически активные вещества.
При химическом выветривании осуществляются разнообразные типы
химических реакций. Наиболее важную роль играют:
Окисление – образование кислородных соединений, переход низковалентных закисных соединений в высоковалентные окисные.
94
Гидратация – реакция присоединения молекулярной воды. Примером
сочетания обоих названных реакций может служить процесс окисления
сульфидных соединений, неустойчивых в воднокислородной среде:
FeS2 (пирит) + O 2 + H2O → FeOOH⋅nH2O (гидрогётит)
Примером может служить образование гипса за счёт его безводного аналога – ангидрита:
CaSO4 + 2H2O = CaSO4⋅2H2O
Гидролиз – обменное разложение вещества под влиянием гидролитической диссоциации воды, с образованием гидроксилсодержащих минералов.
Этот процесс очень широко проявлен в условиях влажного умеренного климата и имеет важнейшее значение при химическом выветривании силикатных минералов, в том числе наиболее широко распространённых из них –
полевых шпатов, в результате чего образуются глинистые минералы (например, каолинит) Одновременно, благодаря участию в процессе растворённого
углекислого газа, образуются карбонатные соединения:
KAlSi3O 8 + H2O + CO2 → Al4Si4O 10(OH)8 + K2CO 3 + SiO2⋅nH2O
В условиях более высоких температур процесс идёт дальше, до полного
разложения алюмосиликатов на более простые гидрооксидные соединения
кремния и алюминия:
Al4Si4O10(OH)8 → HAlO 2 + SiO2⋅nH2O
К числу более редких типов реакций, протекающих при химическом выветривании, относятся реакции дегидратации (потери молекулярной воды) и
восстановления (перехода высоковалентных соединений в низковалентные).
Первые могут осуществляться, когда выветривание протекает в крайне сухом
климате, вторые – в условиях глеевой или сероводородной среды.
Составной частью процессов химического выветривания может являться
растворение. Это происходит в тех случаях, когда в состав горных пород
входят растворимые минералы – хлоридные, сульфатные, карбонатные.
На ход процессов химического выветривания существенное влияние
оказывают условия среды, причём от них зависит не только интенсивность,
но и направленность процессов (окисление или восстановление, гидратация
или дегидратация и т.д.), а также степень изменения. Это позволяет по минеральному составу продуктов выветривания судить об условиях, в которых
протекал процесс.
Параметры климата – температура и влажность – определяют интенсивность химического выветривания и степень разложения первичных минералов. Чем выше температура, тем выше и скорость большинства химических реакций, и растворимость большинства минеральных веществ. В результате процессы химического выветривания ускоряются. Некоторые химические реакции (например, упомянутое выше разложение глинистых минералов на гидрооксидные соединения) возможны только в условиях наиболее
95
жаркого (экваториального и субэкваториального) климата. Более высокая
влажность также благоприятствует химическому выветриванию, потому что
именно вода является средой для подавляющего большинства реакций при
этих процессах.
Химические параметры среды (кислотность-щёлочность, окислительновосстановительный потенциал) также очень важны. Именно от них зависит,
какие из химических реакций могут осуществиться.
Из свойств самих горных пород важны их минеральный состав и проницаемость для водных растворов. Минералы значительно отличаются друг от
друга степенью устойчивости к химическому выветриванию. В самом распространённом случае, когда выветривание протекает в окислительной среде,
к числу наиболее неустойчивых минералов относятся сульфиды и магнетит,
более устойчивы минералы класса силикатов (каждый – в своей степени), а
наиболее распространённым из самых химически устойчивых минералов является кварц. Есть минералы, которые в процессах выветривания могут, в зависимости от изменения условий, как легко разрушаться, так и образовываться снова (карбонаты, гипс).
Проницаемость горной породы для водных растворов зависит от степени
её трещиноватости, а также возможного наличия пор. Чем выше проницаемость, тем активнее проникают водные растворы, тем интенсивнее идут процессы выветривания. Наиболее проницаемыми обычно являются горные породы, подвергшиеся дроблению в зонах разломов. Поэтому в таких зонах
процессы химического выветривания обычно распространяются на значительно большую глубину, чем на окружающих территориях.
Стадии химического выветривания.
Химическое выветривание носит стадийный характер. В разных условиях ход процесса может различаться, но наиболее характерная последовательность такова:
1. Обломочная стадия – образование тонкообломочных продуктов физического выветривания при незначительных химических изменениях.
2. Стадия обызвесткованного элювия (сиаллитная) – начальная стадия
разложения силикатов и обогащения пород карбонатными соединениями.
3. Глинистая стадия (кислая сиаллитная) – полное разложение первичных силикатов и образование глинистых минералов (максимальная в условиях умеренного климата).
4. Латеритная стадия (аллитная) – разложение глинистых минералов
(достигается лишь в жарком и влажном климате).
Органическое выветривание.
Механизм влияния живых организмов на процессы выветривания чрезвычайно многообразен. Помимо отмеченного выше механического воздействия корней растений (что, впрочем, скорее относится к области физического
выветривания), наиболее значимы следующие процессы:
воздействие на горные породы выделяемых растениями органических кислот;
96
влияние выделительной деятельности животных;
поглощение минеральных соединений непосредственно из горной
породы и формирование за их счёт новых минеральных веществ (например,
лишайники поселяются непосредственно на скалах, извлекают из них минеральные вещества и используют их для своего питания; после разложения их
остатков формируются скопления мельчайших частиц глинистых минералов);
жизнедеятельность микроорганизмов (включая анаэробные) – непрерывный процесс разложения и формирования минеральных веществ в
среде их обитания.
Роль живых организмов в процессах выветривания не ограничивается
непосредственным участием в биогенном выветривании. Не менее (если даже
не более) значительно влияние косвенное. Оно заключается в том, что важнейшие химические характеристики среды, в которой протекают процессы
выветривания (кислородный состав атмосферы, умеренная кислотность поверхностных и грунтовых вод во влажном климате и другие), сформированы
их жизнедеятельностью.
Коры выветривания.
Под корой выветривания понимается совокупность продуктов выветривания, залегающих на месте своего образования или незначительно перемещённых.
Морфология кор выветривания.
По форме залегания коры выветривания подразделяются на площадные,
линейные и инфильтрационные.
Площадные коры выветривания покрывают довольно выдержанным по
мощности чехлом обширные площади. Условия для их формирования могут
создаться на выровненных участках поверхности, снос продуктов выветривания с которых незначителен. Существенное влияние на формирование таких
кор оказывает климат. В жарком и влажном климате выветривание будет
протекать интенсивнее, распространяться на большую глубину, и в результате коры выветривания оказываются здесь в целом более мощными. Также
важным является фактор времени. Условия для накопления площадных кор
выветривания большой мощности является тектоническая стабильность. В
случае воздымания территории продукты выветривания будут смываться с
формирующегося поднятия. А при процессах опускания будет формироваться котловина, которая начнёт заполняться наносами с окружающих территорий. И то, и другое неблагоприятно для процессов корообразования.
Площадные коры выветривания обычно имеют зональное строение. В их
составе выделяются различные по составу и структуре горизонты, состав которых может быть различен в зависимости от условий, в которых протекал
процесс. При этом вещество верхних горизонтов площадной коры отличается
наибольшей степенью химического преобразования, а вниз по профилю всегда наблюдается постепенный переход к неизменённым горным породам.
97
Линейные коры выветривания формируются вдоль зон разломов, где
процессы выветривания распространяются на большую глубину. В плане
представляют собой узкие протяжённые полосы.
Инфильтрационные коры выветривания формируются в результате накопления продуктов выветривания в пустотах, образующихся в растворимых
горных породах. Формирование таких кор тесно связано с карстовыми процессами, которые будут рассмотрены далее.
Состав кор выветривания.
Коры выветривания могут различаться по химическому и минеральному
составу. Состав зависит от условий, в которых протекали процессы выветривания, а также от состава исходных горных пород. В качестве характерных
примеров типов кор выветривания, различного состава можно отметить следующие:
Латеритная кора выветривания формируется исключительно в условиях экваториального и субэкваториального климата в результате достижения
латеритной стадии выветривания. Верхние зоны такой коры сложены преимущественно гидрооксидами алюминия и железа, что придаёт им характерный красный цвет. Вниз по профилю наблюдается постепенный переход к
зоне развития глинистых минералов, а далее – к неизменённой (материнской)
горной породе.
Каолинитовая кора выветривания – один из представителей группы
глинистых кор выветривания, характерных для влажного умеренного климата. Формируется в результате выветривания кристаллических горных пород,
богатых кремнием, с которыми также связана в нижней части постепенным
переходом. Верхние горизонты такой коры сложены каолинитом с примесью
зерён кварца; цвет их (за счёт каолинита) почти чисто белый.
Нонтронитовая кора выветривания формируется также в умеренном
климате, но за счёт горных пород, богатых железом и магнием. Для верхних
горизонтов такой коры характерно присутствие глинистого материала зелёного цвета.
Характерные черты кор выветривания.
При полевых исследованиях важно уметь правильно диагностировать
коры выветривания, отличать их от других рыхлых, нелитифицированных
образований. Для такой диагностики нужно обращать внимание на характерные особенности образований различного происхождения. Характерными
чертами кор выветривания, позволяющими их уверенно распознавать, являются следующие:
1.
Характерный вещественный состав, заключающийся в широком развитии минералов – продуктов химического выветривания (глинистых
минералов, гидрооксидов и др.).
2.
Характерная форма залегания, в соответствии с одним из указанных выше морфологических типов.
3.
Отсутствие сортировки: глинистый материал и обломки в различной степени изменённой материнской породы незакономерно перемешаны между собой.
98
4.
Для площадных кор – наличие вертикальной зональности, с
постепенными переходами между горизонтами разного состава.
5.
Тесная связь с исходными (материнскими) горными породами
(пространственная сопряжённость и наличие постепенного перехода между
материнской породой и корой выветривания).
Процессы выветривания и почвообразование.
Значимость выветривания для формирования почв трудно переоценить.
Если бы на Земле не было процессов выветривания – не было бы и такого
важнейшего компонента биосферы, как почва. Формирование почвы непосредственно за счёт неизменённой скальной породы невозможно. Сначала
горная порода должна подвергнуться дезинтеграции, вплоть до формирования мелкозёма, и только этот материал уже может служить основой для возникновения хотя бы самых примитивных почв.
Ход такого процесса в современных скалистых пустынях описан А.И.
Перельманом. Начинается он с того, что поверхность скал покрывается лишайниками. Это приводит к углублению процессов выветривания. Далее минерализация отмирающих лишайников создаёт первичный мелкозём, который сдувается ветром в трещины и постепенно накапливается в них. Дальнейшее изменение этого мелкозёма при участии биогенных процессов создаёт первичную пустынную почву, на которой уже могут селиться высшие растения. Продукты разрушения этих примитивных почв сносятся в понижения
рельефа, в которых формируется уже более полный почвенный профиль аналогичного типа.
Там, где процессы выветривания идут более интенсивно и накапливаются в больших количествах, большее развитие получают и процессы почвообразования. Большая часть почв мира формируется на площадных корах выветривания в результате трансформации их верхних горизонтов биогенными
процессами. Кроме этого, субстратом для почвообразования могут служить
только рыхлые отложения (природные или техногенные), сформированные, в
свою очередь, в результате перемещения продуктов выветривания. Таким
образом, разрушение горных пород в процессах выветривания - обязательное
предварительное условие для формирования почв любого типа.
Поскольку в большинстве случаев непосредственным субстратом почвообразования служат коры выветривания, типы почв и типы кор выветривания оказываются закономерно сопряжены между собой. В большей или
меньшей мере (в зависимости от климата и других факторов) отдельные особенности конкретных почв могут наследоваться не только от кор выветривания, но и от материнских горных пород, послуживших субстратом корообразования. Поэтому познать закономерности формирования и распространения
различных типов почв без изучения процессов выветривания невозможно.
Геологическая работа ветра
99
Три очередных звена из цикла экзогенных процессов – денудацию,
транспортировку и осадконакопление – будет целесообразно рассмотреть совместно, так как в природных обстановках все они наиболее тесно связаны
между собой. Денудация (снос продуктов выветривания) одновременно является началом транспортировки этого же материала. А по ходу транспортировки некоторая часть переносимого материала всегда выпадает в осадок – и
это уже процесс седиментации. Протекают перечисленные процессы благодаря действию различных агентов – поверхностных и подземных вод, движущегося льда, ветра, силы тяжести, и в разнообразных природных обстановках. Поэтому как сами рассматриваемые процессы, так и их результаты
тоже весьма разнообразны.
Одним из ведущих агентов, обеспечивающих денудацию, транспортировку и седиментацию рыхлых продуктов выветривания, является ветер. Это,
в частности, ведущий агент, удаляющий мелкообломочные продукты выветривания в местах отсутствия растительного покрова (пустыни, полупустыни,
открытые берега крупных водоёмов). Ветер способен переносить большие
массы этих продуктов на значительные расстояния и отлагать вдали от мест
их образования. Геологические процессы, связанные с деятельностью ветра,
называются эоловыми (пи имени греческого бога Эола – бога ветра)
Эоловая денудация.
Ведущим денудационным процессом, связанным с деятельностью ветра,
является дефляция (в буквальном переводе с латинского языка – выдувание).
Этим термином обозначается удаление ветром мелкообломочных частиц.
Нередко для обозначения этого же процесса используется иной термин –
«ветровая эрозия». Этот термин нельзя признать корректным, так как слово
«эрозия», также латинского происхождения, может быть переведено как
«размыв» или «растворение». Ни того, ни другого ветер производить не может. Так что термин «дефляция» более точен.
В пустынных ландшафтах ветер является практически единственным
агентом денудации. В местах преобладания дефляционных процессов формируются каменистые пустыни. Постоянное удаление мелкозёма способствует усилению процессов физического выветривания. Результатом дефляции
в пустынях может быть формирование специфических форм рельефа – котловин выдувания (или дефляционных котловин). Механизм их образования
следующий. Если на местности имеется даже слабо выраженное углубление,
солнечные лучи будут падать на различные его склоны по-разному: на одни –
прямо, на другие – косо под различными углами. В результате разные склоны
нагреваются в различной степени. В условиях пустыни, под постоянным воздействием солнечных лучей, разница температур оказывается наиболее значительной. Из-за неё возникают восходящие вихревые токи воздуха, выносящие из этого понижения тонкообломочный материал. Возникает котловина, которая продолжает постепенно расширяться и углубляться. При благоприятных условиях процесс может развиваться на большую глубину. Дно
крупнейшей котловины выдувания – Турфанской впадины на северо-западе
100
Китая – имеет отметку 154 м ниже уровня моря, а высоты окружающей её
местности – порядка 1500-2000 м над уровнем моря. Для дефляционных котловин характерны очень пологие борта и изометричная в плане форма. Типичная морфология позволяет распознать котловины дефляционного происхождения даже там, где в результате увлажнения климата пустынные ландшафты сменились иными (например, в Минусинских впадинах).
В условиях более влажного климата дефляционные процессы могут проявиться в любых местах, где произошло нарушение растительного покрова.
Часто этому способствует непродуманное производство сельскохозяйственных работ (распашка неустойчивых к дефляции почв, перевыпас скота). Мерами предупреждения дефляции почв при их сельскохозяйственном использовании являются:
- ограничение выпаса скота рамками, позволяющими сохранить целостность растительного покрова;
- прогрессивные технологии распашки; в первую очередь - безотвальная
вспашка, сохраняющая верхний слой почвы слабо нарушенным;
- влагозадержание; в увлажнённой почве частицы прочнее связаны между собой, что предотвращает их выдувание;
- создание защитных лесополос; их наличие и уменьшает скорость ветра
в приземном слое атмосферы, и способствует влагозадержанию.
Разрушительные процессы при эоловой деятельности усиливает часто
сопровождающая дефляцию корразия – разрушение скальных выходов переносимыми ветром песчинками. Корразия может проявляться но высоте до
2 м от поверхности земли (поднять песок на большую высоту ветер, как правило, не способен). В результате корразии формируются своеобразные формы микрорельефа – так называемые «эоловые грибы» и котлы выдувания.
Первые образуются в результате обтачивания перемещаемыми песчинками
оснований скал, имеющих высоту более 2 м. Нижняя часть такой скалы подвергается корразии и становится со временем всё уже, а верхняя этого воздействия избегает, и её размеры существенно не изменяются. Котлы выдувания образуются там, где из-за сложной формы скал во время ветров возникают вихревые движения воздуха. Захваченные такими вихрями песчинки вытачивают в скалах округлые углубления. Иногда этот процесс может приводить к формированию сквозных отверстий.
Эоловая транспортировка.
Обычный ветер обладает способностью транспортировать пылеватые
частицы и песок. При наиболее сильных ветрах возможен ограниченный перенос гравия и щебня. В самых исключительных случаях, при действии
смерчей, возможен перенос единичных обломков более крупных размеров,
если они имеют уплощённую форму. Движение песчинок (тем более частиц
более крупного размера) при эоловом переносе является скачкообразным:
они приподнимаются ветром, перемещаются на небольшое расстояние и падают обратно на землю, подхватываются и падают снова – и так далее. Высота подъёма песчаных частиц даже при сильных ветрах составляет не более
101
2 м. Выше поднимаются только облака пыли. Структура транспортирующего
обломочный материал воздушного потока выглядит, по К. Кейсу, следующим образом: «На дне, на высоте нескольких десятков сантиметров, движется щебень и грубый песок. Тонкий песок летит на высоте человеческого роста. Выше идёт тёмное, плотное облако пыли, поднимающееся на 1,5 км и более».
Воздушные потоки, переносящие большое количество пылеватых частиц, называются пыльными бурями. Пыльная буря – мощнейший транспортирующий агент. В сравнении даже с самой большой рекой это «гигант среди
потоков» (К. Кейс), переносящих осадочный материал. Ширина такого потока – 300-500 км (в сравнении с первыми километрами для рек), скорость – 60
км/час и более (а не 5-10). Такая буря транспортирует в сотни тысяч раз
больше обломочного материала, чем любой из наземных водных потоков.
Но, поскольку воздушные потоки, в отличие от рек, действуют непостоянно,
суммарные масштабы переноса обломочного материала ветром и водой в условиях умеренно влажного климата сопоставимы. Но в транспортировке самой мелкообломочной, пылеватой фракции роль эолового переноса является
безоговорочно ведущей. Подсчитано, что в бассейне р. Миссисипи, ветрами
переносится в 1000 раз больше пыли, чем реками.
В различных природных условиях пыльные бури переносят частицы
разного вещественного состава. В зависимости от этого Д.В. Наливкин выделил 3 типа пыльных бурь:
1. Бурые (жёлтые) и красные бури. Такие бури формируются в пустынях, но могут перемещаться на тысячи километров за их пределы. Они играют ведущую геологическую роль по масштабам эолового переноса. Известен
факт переноса пыльной бурей из Ирана в Туркменистан за одни сутки 100
000 тонн пыли. Их окраска обусловлена значительной долей в транспортируемом материале гидрооксидных соединений железа, образующихся в пустынях в результате химического выветривания.
2. Чёрные бури. Распространены в степных районах как результат нарушения растительного покрова. Чёрная окраска пылеватого материала обусловлена высоким содержанием в нём гумусового вещества степных почв.
Такие бури наносят огромный экологический вред, так как в результате их
деятельности уничтожаются самые плодородные степные почвы. Известен
случай, когда одной бурей на юге Украины в 1960 г. выдуто и перемещено
25 куб. км чернозёма. Если пыльные бури первого типа являются чисто природным явлением, то данный тип бурь возникает в результате агроэкологически неграмотной деятельности человека.
3. Белые бури случаются в экстрааридных (наиболее засушливых) районах. Их цвет связан с переносом большого количества соляных частиц. Возникновение таких бурь является результатом пересыхания солёных озёр и
последующего раздувания образовавшегося соляного осадка. Этот тип пыльных бурь – самый редкий. Но масштабы переноса и наносимый ими ущерб
также бывают значительными. В результате одной из таких бурь на западе
102
США соль, перенесённая ветром через Скалистые горы из бассейна Большого Солёного озера, покрыла сплошным слоем сельскохозяйственные угодья
на территории нескольких штатов. В последние десятилетия ХХ века соляные бури приобрели широкое распространение на территории Средней Азии
и Казахстана, что связано с пересыханием обширного внутриконтинентального водоёма – Аральского моря (опять же, вызванным экологически непродуманной экономической деятельностью). В этом регионе выявлены даже
процессы эолового засоления горных ледников.
Чем выше поднята пыль, тем дальше возможен перенос. Пыль из Сахары
нередко заносится в Европу, где выпадает с атмосферными осадками, окрашивая их в желтый или красный цвет. Массы пыли могут выноситься с материка в океан за тысячи километров от берега.
Иногда случаются и чисто песчаные бури. Они наблюдаются в пустынях, пески которых практически не содержат пыли (такова Ливийская пустыня в Северной Африке). При такой буре поток переносимого ветром песка
выглядит со стороны, по описаниям очевидцев, как «ровное, плотное, низкое
облако с резкой верхней границей, скользящее над землёй, как ковёр». Перенос песка идёт не повсеместно, струями. Но суммарный эффект огромен –
материал перемещается на сотни километров.
Сортировка материала при эоловом переносе чисто механическая и не
столь совершенная, как при речной транспортировке. Главным образом она
осуществляется по размеру частиц, в некоторой степени – по их плотности
(удельному весу). Более мелкие частицы в целом переносятся на более дальние расстояния. Обработка транспортируемых частиц происходит в результате соударений между ними. Поэтому поверхность песчинок, переносившихся ветром, выглядит иначе, чем в речном или озёрном песке. У песчинок,
переносившихся водой, она становится гладкой в результате их трения друг о
друга. При эоловой транспортировке поверхности песчинок покрываются
многочисленными мелкими углублениями в результате соударений.
Эоловая седиментация.
В результате аккумуляции переносимого ветром материала формируются эоловые отложения. Следует иметь в виду, что в составе этих отложений
накапливается лишь небольшая часть продуктов эоловой транспортировки.
Значительно большая доля эолового материала в конечном счёте выносится
из засушливых областей в более влажные, где в дальнейшем переотлагается
водными потоками. Основная доля эолового осадконакопления приходится
на области аридного климата.
Выделяется два типа эоловых отложений:
1. Эоловые пески. В основном сложены мелкозернистым песчаным материалом, нередко с примесью частиц более мелкой размерности («пылеватые пески»). Иногда в их составе могут присутствовать отдельные более
крупные обломки, занесённые при сильных ураганах. Для эоловых песков
характерна нечёткая изменчивая слоистость, чаще всего – косая разнонаправленная Из-за того, что направление движения воздушных потоков из-
103
менчиво). В многократно перевеянных песках с очень хорошей дифференциацией частиц по размеру слоистость может отсутствовать. Поверхность
песчинок матовая (при увеличении – мелкоячеистая), что обусловлено механизмом переноса.
2. Лёссы и лёссовидные отложения представляют собой плотные,
спрессованные массы принесённых ветром пылеватых частиц. Чистые лёссы
сложены лишь частицами пылеватой размерности, в основном кварцевыми.
При наличии подчинённой примеси частиц более крупной размерности отложения называются лёссовидными. Лёссы развиты преимущественно во
внутриконтинентальных районах (главным образом в Центральной Азии),
где накопились во время максимального распространения покровных ледников – то есть в условиях одновременно очень холодного и очень сухого климата.
Эоловые формы рельефа.
Наряду с названными выше денудационными формами эолового рельефа (дефляционными котловинами, «каменными грибами», котлами выдувания) широким развитием пользуются и формы аккумулятивные, формирование которых обусловлено накоплением эоловых отложений. Наиболее характерно наличие таких форм рельефа в пустынях. К их числу относятся:
1. Барханы – изогнутые в плане (подковообразные) песчаные холмы,
всегда ориентированные внешней стороной изгиба против господствующего
направления ветров. Возникновение такой ориентировки закономерно. Если
образовалось скопление песка, высотой более 35 см, на его подветренной
стороне возникают завихрения воздушных потоков. Формируется полуворонка глубиной 12-15 см (от верхнего края скопления песка). Вихревые токи
воздуха на подветренной стороне тормозят продвижение центральной части
бархана, в результате чего его края перемещаются вперёд несколько быстрее.
Бархан растёт за счёт песчаного материала, выпадающего в осадок – до 4-5 м
в высоту и до 50-70, иногда более 100 м в поперечнике.
2. Барханные цепи образуются последовательностью одинаково ориентированных барханов.
3. Барханные гряды – более сложные группы барханов, возникающие в
местах встречи воздушных масс с различным характером движения.
4. Песчаные валы – возвышения, вытянутые вдоль преобладающего
направления ветров. Их образование – результат действия вихревых токов
воздуха, вращающихся вокруг горизонтально ориентированной оси.
5. Пирамидальные «дюны» – нагромождения сыпучего песка, высотой
до 500 м. Образуются в местах мощных восходящих токов воздуха. Самые
высокие пирамидальные «дюны» известны в крупнейшей пустыне мира –
Сахаре.
6. Предгорные песчаные гряды образуются в предгорьях в результате
резкого снижения скорости ветров, встречающих препятствие. Они имеют
форму валов шириной до 100 км, протягивающихся на сотни километров параллельно подножью горных хребтов.
104
7. Бугристые ландшафты формируются там, где в районах с редкой
растительностью дефляция идёт неравномерно. В таких местах рыхлый грунт
с участков, где нет растительности, удаляется быстрее, а там, где есть растительный покров (например, заросли саксаула), напротив, накапливается.
Кроме того, имеются аккумулятивные формы эолового рельефа, формирующиеся в условиях влажного климата на открытых побережьях морей и
внутриконтинентальных водоёмов. Это дюны – песчаные холмы, по форме
сходные с барханами. Их образование – результат эолового переотложения
морских, озёрных или речных песков. Имеется одно принципиальное морфологическое отличие дюн от барханов: направление изгиба в плане у них противоположно. Центральная часть дюны выгнута вперёд по направлению
движения ветров. Причина в том, что песок в основании дюн влажный, и быстрее передвигается самая возвышенная центральная часть. Высота приморских дюн – первые десятки метров, иногда до 100 м и более.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОВЕРХНОСТНЫХ ТЕКУЧИХ
ВОД
В условиях географической оболочки Земли ведущая роль среди всех
агентов, обеспечивающих денудацию, транспортировку и седиментацию,
принадлежит воде в различных формах. На поверхности суши ведущая роль
в рассматриваемых процессах принадлежит поверхностным водотокам, в
первую очередь водотокам постоянным. Главное место среди постоянных
поверхностных водотоков занимают реки.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ РЕК
Река определяется как поверхностный водоток значительных размеров,
питающийся преимущественно атмосферными осадками со своего водосбора и имеющий чётко выраженное русло, сформированное самим потоком. К
рекам обычно относят водотоки с площадью бассейна не менее 50 кв. км. Водотоки меньшего размера называют ручьями. Гидрологический режим и геологическая деятельность рек и ручьёв качественно аналогичны, и принципиально различаются лишь масштабами.
Эрозионная деятельность рек.
Любой водный поток производит работу по разрушению горных пород и
продуктов их выветривания. Эта деятельность называется эрозионной.
Эрозия – размыв рыхлого материала и скальных горных пород текучими
водами. Эрозионную работу производит любой водоток. Но наиболее значимую эрозионную работу осуществляют постоянно действующие водные потоки – реки. Величина этой работы определяется в первую очередь кинетической энергией водного потока. Формула величины кинетической энергии:
E = mv2/2
Из её рассмотрения следует, что величина выполняемой эрозионной работы возрастает с увеличением массы потока и его скорости, причём зависи-
105
мость от скорости течения наиболее существенна (так энергия пропорциональна квадрату скорости).
Виды эрозии.
В зависимости от направленности эрозионной деятельности потока выделяется три вида эрозии:
Донная эрозия развивается вглубь. В результате этого вида эрозии река
врезается в подстилающие её отложения и горные породы, русло её углубляется. Этот процесс не может протекать бесконечно. Всегда имеется предельный уровень, глубже которого донная эрозия развиваться не может. Он называется базисом эрозии. Любая река имеет главный базис эрозии. Его роль выполняет уровень приёмного водоёма. Вместе с тем могут существовать и местные базисы эрозии. Таковыми являются отметки порогов, водопадов, проточных озёр, водохранилищ, а также уровни главных рек по отношению к
притокам. Чаще всего положение местных базисов эрозии в пределах одного
водотока определяется геологическим строением – расположением выходов
относительно прочных горных пород. Это связано с тем, что скорость донной
эрозии зависит не только от энергии потока, но и от механических свойств
пород, подстилающих русло. Поэтому в тех местах, где река пересекает более прочные горные породы, в её продольном профиле образуются уступы –
пороги и водопады. Со временем все эти неровности сглаживаются эрозией,
но процесс этот может растягиваться на сотни тысяч и даже миллионы лет.
Регрессивная (попятная) эрозия развивается вверх по течению. Причина этого в том, что вначале русло потока максимально углубляется в его
нижнем течении, где масса воды (и, соответственно, энергия потока) выше.
Но, по мере углубления, русло здесь выполаживается, а это приводит к
уменьшению скорости течения и, соответственно, величины эрозионной работы. Поэтому участок, на котором эрозия идёт более активно, смещается
вверх по течению реки. При деятельности временных водотоков результатом
регрессивной эрозии является разрастание русла потока вверх по склону. Когда мы имеем дело с водотоком постоянным, регрессивная эрозия приводит к
распространению процесса углубления русла всё выше по течению.
В результате совокупного действия донной и регрессивной эрозии река
стремится к достижению профиля равновесия. Этот продольный (вдоль всего течения реки, от истока к устью) профиль всегда имеет форму плавно вогнутой кривой, уклон которой вверх по течению реки становится всё более
крутым, а вниз – всё более пологим. Степень кривизны профиля может быть
различной. Это определяется динамическим равновесием между энергией
водного потока, массой переносимого им обломочного материала и сопротивлением ложа реки размыву.
Боковая эрозия развивается из-за того, что распределение скоростей течения в водном потоке никогда не бывает равномерным. Поэтому любая река
подмывает поочерёдно то правый, то левый берег. Формируются поперечные
изгибы русла - меандры (названы по реке Меандр в Малой Азии, для которой
они очень характерны). Скорость течения реки обычно максимальна с внешней стороны изгиба. В результате внешний берег подмывается, и протяжён-
106
ность меандра увеличивается. Таким образом, действие боковой эрозии приводит к расширению долины реки.
Развитие меандра может привести к тому, что излучина становится
очень протяжённой, а между её началом и окончанием остаётся узкая перемычка. В таких случаях во время паводка перемычка может разрушиться, и
река на этом участке вновь спрямляет русло. «Потерянная» излучина обособляется от русла реки, и на её месте формируется удлинённое в плане озеро –
старица.
Деятельность боковой эрозии также в конечном счёте ограничивается
профилем равновесия. Ведь развитие меандров увеличивает протяжённость
реки, общий уклон русла становится всё более пологим, скорость течения реки снижается, и, в конечном счёте, энергия потока становится недостаточной
для осуществления эрозионной работы.
Транспортировка материала.
Перенос материала водными потоками осуществляется в двух формах: в
виде обломочных частиц и в растворах.
О б л о м о ч н ы й п е р е н о с может осуществляться тремя способами: волочением по дну, во взвешенном состоянии и вмороженным в лёд. Ведущую роь играют два первых способа. При этом во взвешенном состоянии
всегда переносятся относительно мелкие частицы, а более крупные перемещаются способом волочения. Максимальная величина частиц, способных
транспортироваться в виде взвеси, в каждом случае различна и определяется
энергией потока.
Совокупность переносимых обломочных наносов называется твёрдым
стоком реки. Масштабы такого стока бывают очень значительны. Наибольшую в мире величину твёрдого стока имеет р. Хуанхэ, выносящая в Жёлтое
море 1 380 миллионов тонн осадков в год. Второе место принадлежит
р. Миссисипи, твёрдый сток которой составляет 400 миллионов тонн в год.
Среди рек России наибольшим значением этой величины характеризуется
Дон – 14 миллионов тонн. Объём твёрдого стока любой реки резко снижается
в случае её перекрытия плотинами.
Масса обломков, которые могут переноситься рекой, определяется скоростью течения. Значение этой массы пропорционально скорости течения в
шестой степени. Поэтому размеры обломков, переносимых горными и равнинными реками различаются в сотни и тысячи раз. По данным Ю.А. Билибина, мелкий песок переносится при скорости течения не менее 0,162 м/с,
крупный песок – 0,216 м/с, мелкая галька – 0,312 м/с, крупная галька – 0,97
м/с, небольшие валуны – около 2 м/с, средние – 4-5 м/с, крупные (более 8
дм3) – 11 м/с.
Р а с т в о р ё н н ы е в е щ е с т в а переносятся речными водами как
в ионной, так и в коллоидной форме. В ионной форме переносятся, главным
образом, карбонаты кальция, магния и натрия. В условиях сухого климата
заметную роль может играть перенос сульфатных и хлоридных соединений.
В коллоидной форме переносятся гидрооксидные соединения кремния, желе-
107
за, алюминия. Коллоидные растворы могут существовать только при низком
уровне минерализации воды, который и свойствен рекам. Поэтому именно
реки - ведущий природный агент транспортировки веществ в коллоидной
форме.
Величина стока растворённых веществ в целом меньше, чем объём твёрдого стока, но тоже весьма значительна. Одно из ведущих мест по объёму
растворённого стока занимает р. Енисей, поставляющая в Мировой океан до
30 миллионов тонн растворённых веществ в год.
Обработка и сортировка транспортируемого материала.
Обломочный материал, переносимый реками, постепенно окатывается,
измельчается и истирается. Окатывание заключается в сглаживании всех
острых углов, в результате чего все обломки в реке в конечном счёте приобретают округлённую форму. Причиной окатывания является постоянное трение перекатываемых обломков друг о друга и о материал, выстилающий дно
реки.
В процессе транспортировки происходит и постоянная сортировка переносимого материала, осуществляемая по различным признакам.
Сортировка по размеру играет ведущую роль и осуществляется благодаря изменениям скорости течения реки по направлению её течения. При основное значение имеет придонная скорость течения, а она, вследствие явлений турбулентности, может быть особенно изменчивой. Механизм сортировки следующий: при высоких скоростях течения река переносит частицы любых размеров (вплоть до валунов); там, где скорость потока снижается, относительно крупные обломки остаются на дне, а более мелкие уносятся
дальше. Поскольку речной поток действует постоянно на протяжении долгого времени, а изменения скоростей течения часты и многообразны, сортировка материала по размеру оказывается в реках весьма эффективной.
Сортировка по удельному весу начинает осуществляться, когда разница
в размерах обломков оказывается незначительной. Если валуны, галька и
гравий уже отсортированы, и по дну переносится существенно песчаный материал, масса отдельных частиц в большей мере уже зависит не от их размера, а от их плотности. Поэтому частички минералов, существенно отличающихся от других по удельному весу, могут в повышенных концентрациях накапливаться на отдельных участках русла. Таков механизм формирования
россыпных месторождений некоторых полезных ископаемых (в частности,
золота).
Сортировка по устойчивости имеет два аспекта – механический и химический. Частицы минералов, наименее устойчивых механически, подвергаются наиболее тонкому истиранию и в наибольшей мере выносятся в конечные водоёмы стока. Минералы, менее устойчивые химически, в процессе
транспортировки продолжают подвергаться химическому выветриванию и
постепенно разрушаются. Если транспортировка осуществляется реками с
медленным течением, на протяжении долгого времени и на большие расстояния, в составе речного осадка будет неуклонно повышаться концентра-
108
ция самых устойчивых (как механически, так и химически) минералов. В конечном счёте возможно накопление песков, почти целиком состоящих из зёрен кварца – самого устойчивого среди всех распространённых минералов.
Аккумуляция.
Аккумуляция материала, переносимого в обломочной форме, осуществляется там, где энергии потока становится недостаточной для его транспортировки. Осаждение материала, переносимого в растворимой форме, непосредственно в реках ничтожно. Главным образом она происходит уже в конечных водоёмах стока (озёрах, мировом океане). Первоначально речные отложения бывают неустойчивы. Когда во время половодий и паводков энергия
потока возрастает, масса осадков снова приходит в движение и продолжает
перемещаться вниз по руслу реки. Но постепенно, по мере приближения к
профилю равновесия, начинают формироваться постоянные, неперемещаемые отложения. Первоначально - преимущественно в приустьевых частях
рек, а затем и выше по течению.
Отложения, накапливающиеся в речных долинах в результате деятельности речных потоков, называются аллювием. Характерные черты аллювия
определяются механизмом транспортировки и осаждения обломочного материала. В первую очередь это очень хорошая окатанность в сочетании, как
правило, с хорошей сортировкой. Материал аллювия может быть различным
по размерности. Для отложений горных рек (в том числе в предгорьях) характерен аллювий валунного, галечного или гравийно-галечного состава. В
долинах равнинных рек накапливаются преимущественно песчаные, алевритовые или глинистые отложения. По условиям накопления различают аллювий русловой и пойменный.
Русловой аллювий накапливается непосредственно в русле реки. Он слагается частицами в целом более крупных размеров. Типичной чертой руслового аллювия галечного состава является однообразная ориентировка уплощённых галек: они всегда наклонены против течения. Для песчаного руслового аллювия характерна однонаправленная косая слоистость: тонкие слойки
песка образуют однообразно наклонённые серии, уклон которых всегда ориентирован вниз по течению реки. Эти особенности позволяют не только надёжно диагностировать отложения руслового аллювия, но и достоверно реконструировать направления течения рек, существовавших в геологическом
прошлом.
Пойменный аллювий накапливается только во время половодий и паводков в результате разлива рек. На пойму при этом обычно выносится только
наиболее тонкий обломочный материал (не крупнее самого мелкого песка).
Отлагается он на разных участках поймы различным образом. Большая часть
взвешенных частиц оседает непосредственно на краю поймы, у берегового
уступа – потому, что скорость водного потока здесь резко снижается. В результате здесь могут накапливаться значительные массы плохо сортированного и неслоистого песчано-алеврито-глинистого материала, слагающие вытянутые вдоль берега возвышения – вдольбереговые валы. Реки, перенося-
109
щие большие объёмы взвешенного обломочного материала (например, Миссисипи) могут в своих низовьях целиком течь в окружении очень высоких
подобных валов – так, что русло реки оказывается даже выше окружающих
равнин. Разрушения таких валов при половодьях или паводках могут приводить к катастрофическим наводнениям.
Основной объём аллювия во внешних частях пойм отлагается тогда, когда уровень воды начинает спадать. Паводковые воды застаиваются на пойме, течение замедляется и, в спокойной обстановке, накапливаются алевритоглинистые илы с тонкой горизонтальной слоистостью.
Наибольшим своеобразием отличаются аккумулятивные процессы в
устьях рек. Их специфика обусловлена тем, что они протекают при взаимодействии речных и морских вод, а в более широком аспекте являются составной частью процессов взаимодействия между сушей и водами Мирового
океана. Поэтому они будут рассмотрены в одной из следующих лекций, совместно с другими геологическими процессами в береговой зоне моря.
СТРОЕНИЕ И РАЗВИТИЕ РЕЧНЫХ ДОЛИН
Формирование и развитие речных долин как специфической формы
рельефа является результатом сочетания действия эрозионных и аккумулятивных процессов. При этом первичными являются процессы эрозии, но по
мере развития долины всё более существенным становится значение аккумулятивной деятельности.
Морфология речных долин.
Речные долины имеют характерные морфологические особенности как в
продольном, так и в поперечном направлениях, что можно выявить при рассмотрении типичных профилей по соответствующим направлениям.
П р о д о л ь н ы й п р о ф и л ь реки определяется как график изменения отметок дна и водной поверхности вдоль русла. Основной характеристикой продольного профиля является падение реки. Это разность отметок дна
или водной поверхности на отдельных участках русла. В связи с тем, что у
рек значения глубин несоизмеримо меньше величины полного падения, различия в графиках изменения отметок дна и водной поверхности несущественны. Разность отметок между истоком и устьем составляет полное падение
реки. Характер продольного профиля определяется балансом между динамикой водного потока, рельефом и геологическим строением территории, по
которой пролегает русло. В конечном счёте любой постоянный водоток
стремится к достижению профиля равновесия.
В п о п е р е ч н о м п р о ф и л е любой речной долины выделяют дно
долины и её склоны. В пределах дна (ложа) долины находятся русло реки
(наиболее низкая часть, постоянно занятая водным потоком) и её пойма
(часть долины, заливаемая во время половодья или крупных паводков).
Обычно пойма отделена от русла чётко выраженным уступом. Он формиру-
110
ется в результате того, что действие процессов донной эрозии проявляется,
как правило, лишь в пределах русла.
Форма поперечного профиля речной долины бывает различной. Можно
выделить ряд наиболее типичных вариантов:
1. Теснина – наиболее узкая в поперечном профиле долина с крутыми
склонами. Глубокая теснина с практически отвесными, вертикальными склонами называется каньоном, с очень крутыми – ущельем. Характерной особенностью долин этого типа является то, что глубина во много раз превышает ширину.
2. V-образной называется долина, с обеих сторон ограниченная склонами
средней крутизны, из-за чего форма её поперечного профиля напоминает латинскую букву V. Днища таких долин столь же узкие, как и у предыдущего
типа, но у верхней бровки склонов ширина долины может заметно превышать её глубину.
3. Асимметричная долина отличается от V-образной тем, что один из её
склонов значительно более пологий.
4. Плоскодонные (ящикообразные) долины характеризуются наличием
широкого плоского днища, ограниченного склонами, крутизна которых бывает различной. Ширина долины такого типа даже при измерении по дну
значительно (часто многократно) больше глубины.
В бортах речных долин часто развиты располагающиеся на различных
высотах выровненные площадки, отделённые друг от друга и от поймы крутыми уступами. Они называются речными террасами. Выделяется три типа
террас, различающихся по своему геологическому строению:
1. В эрозионных террасах и уступ, и площадка практически нацело сложены коренными горными породами, сформированными до начала образования речной долины
2. В аккумулятивных террасах коренные породы, напротив, не развиты,
и они нацело сложены речным аллювием.
3. Цокольные террасы занимают промежуточное положение. В нижней
части уступа цокольной террасы обнажаются коренные горные породы, которые выше перекрыты аллювиальными наносами.
Развитие речных долин.
В развитии речных долин проявлены чётко выраженные направленность
и стадийность. Ю.А. Бибибин выделяет 4 фазы, последовательно сменяющие
друг друга в процессе развития и «приводящие речные долины через целый
ряд изменений в исходное состояние, из которого они начали развитие, но на
другом относительном уровне». Такое исходное состояние является состоянием равновесия. Нарушение равновесия вызывается понижением базиса
эрозии. Далее следуют:
1. Фаза глубинной эрозии. Понижение базиса эрозии приводит к тому,
что река вновь начинает стремиться к профилю равновесия. В результате
происходит врезание русла и углубление долины. Если склоны долины сложены прочными, устойчивыми горными породами, формируется каньон или
111
ущелье. Если породы на склонах относительно менее устойчивы, формируется V-образная долина. Такие формы свойственны лишь тем долинам, которые находятся на первой фазе развития. Поэтому подобные долины рек, как и
сами реки, принято называть молодыми. Таковы обычно реки горных районов.
2. Фаза боковой эрозии постепенно сменяет фазу донной эрозии по мере
того, как продольный профиль реки начинает приближаться к профилю равновесия. Течение реки постепенно замедляется, она начинает меандрировать,
долина расширяется, а дно её становится плоским. В результате долина приобретает ящикообразную форму. Такие долины и протекающие по ним реки
называются зрелыми. Подобная морфология наиболее свойственна для равнинных рек.
3. Фаза накопления наносов постепенно сменяет фазу боковой эрозии по
мере того, как продолжающееся выполаживание продольного профиля приводит к снижению кинетической энергии потока. Обычно поначалу процессы
накопления аллювия и эрозионная деятельность чередуются. В межень отлагается русловой аллювий, а во время половодья или паводков вновь усиливаются эрозионные процессы. Но постепенно процессы осадконакопления
начинают доминировать, и долина начинает заполняться аллювиальными наносами. Форма долины, в сравнении с предшествующей стадией, существенно не изменяется; она лишь постепенно становится всё менее глубоко врезанной.
4. Фаза покоя – завершающая в развитии речной долины. Работа реки
сводится к медленной транспортировке тонкого обломочного материала. В
этой фазе реки характеризуются очень медленным спокойным течением; долины широкие и плоские, очень слабо врезанные. Характерны многочисленные сложные по форме меандры, большое число старичных озёр. Таковы, к
примеру, реки Северо-Сибирской (Енисей-Хатангской) низменности.
Различные фазы развития долины могут не только последовательно сменять друг друга во времени, но и протекать одновременно на разных участках. Обычно в нижнем течении реки развитие долины идёт значительно быстрее. Поэтому в приустьевой части уже может быть достигнута фаза накопления наносов, тогда как в верховьях развитие долины будет в то же самое
время находиться ещё в фазе донной эрозии.
Далеко не всегда развитие речной долины протекает с первой и до последней фазы не прерываясь и без нарушения последовательности. Базис
эрозии может вновь резко измениться ещё до того, как долина вступит в фазу
покоя. В наиболее типичном случае это происходит в результате тектонического поднятия участка земной коры, по которому протекает река. В результате поднятия долина вновь оказывается поднята по отношению к базису
эрозии, и водный поток опять начинает стремиться достичь свой профиль
равновесия. Последовательность развития оказывается нарушенной: фаза боковой эрозии или фаза накопления наносов сменяется новой фазой донной
эрозии. Долина опять начинает углубляться. Её бывшее дно оказывается на
более высоком гипсометрическом уровне и формирует поверхность террасы.
112
Если новое поднятие произошло в фазу боковой эрозии, пока накопление наносов не началось, образуется эрозионная терраса. Если же долина в своём
развитии уже достигла фазы накопления наносов, формируется аккумулятивная терраса.
Таким образом, именно в нарушениях последовательности фаз в развитии речной долины и заключается причина образования террас. Если тектонические поднятия происходили неоднократно, в пределах долины сформируется несколько террас, поверхности которых будут располагаться на различных по высоте уровнях по отношению к современному дну долины. Так,
в долине реки Енисей в районе г. Красноярска выделяется 9 террас различных уровней, и каждый из них соответствует своей фазе тектонического поднятия территории. Поверхность самой высокой из террас располагается здесь
на высоте 220 м над современным урезом воды в реке. Как раз на таком
уровне находилось дно долины Енисея в первой половине четвертичного периода, около 1 миллиона лет назад. Вся нижележащая часть долины сформирована геологической деятельностью реки в последующее время.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ВРЕМЕННЫХ ПОТОКОВ
Временные потоки отличаются от рек непостоянством, эпизодичностью
своего функционирования. Такие потоки формируются после сильных дождей или во время таяния снега, и быстро прекращают своё существование.
Соответственно, как ход их эрозионной деятельности, так и процессы транспортировки и седиментации в них характеризуются своими особенностями. В
результате и формы рельефа, создаваемые временными потоками морфологически отличны от речных долин, и формирующиеся отложения по основным особенностям строения не похожи на аллювий.
Различают два типа временных потоков: собственно водные потоки и
грязевые потоки (сели). Отличие селей в том, что в составе такого потока
существенная часть приходится на долю обломочных частиц (до 75% объёма
потока). Соответственно, такой поток обладает многократно большей разрушительной силой. Условия для возникновения селей возникают обычно в
горных районах после обильных дождей, особенно если склоны гор сложены
рыхлыми, неустойчивыми грунтами. При этом селевый поток, возникший в
горах, может спускаться и на предгорную равнину, распространяясь вдоль
речной долины или оврага на десятки и даже сотни километров от места своего возникновения. Из-за огромной разрушительной способности сели представляют большую угрозу для жизни и хозяйственной деятельности людей.
Поэтому в потенциально селеопасных районах нужны постоянные наблюдения и выполнение мероприятий по защите от селевых потоков. К числу селеопасных районов относятся, в частности, и горные области Южной Сибири
(Западный и Восточный Саяны, Алтай) и их степные предгорья.
113
Формы рельефа.
Среди форм рельефа, образующихся в результате деятельности временных потоков, имеются как эрозионные (образующиеся в результате эрозионых процессов), так и аккумулятивные. Первичной эрозионной формой, создаваемой деятельностью временного потока, является промоина. Промоины
могут сформироваться на подходящем субстрате после любого дождя. Дождевые воды, стекающие по склонам, собираются в понижения и формируют
временные потоки. Энергия такого потока возрастает с увеличением в нём
объёма воды, и когда её величина превышает силу сцепления частиц в грунте, поток начинает промывать и углублять себе русло. Размыву подвергаются
любые участки поверхности, не защищённые или слабо защищённые растительным покровом. Промоина вначале углубляется, а затем начинает распространяться вверх по склону.
В условиях слабо расчленённого рельефа промоина, развиваясь, превращается в овраг. При этом развитие эрозионного процесса идёт не только в
глубину. Овраг разрастается как вниз (пока его устье не достигнет подножья
склона либо уровня водоёма, принимающего временный поток), так и вверх
по склону (в результате регрессивной эрозии); вершина его может разветвляться. Постепенно продольный профиль оврага приближается к профилю
равновесия. После этого эрозия затухает, склоны постепенно осыпаются и
выполаживаются, а осыпающийся материал переотлагается на дне оврага.
Частично сглаженный овраг начинает зарастать и превращается в балку.
Если же, в процессе углубления оврага, достигается уровень грунтовых
вод, на дне его появляется постоянный водоток. В этом случае дальнейшее
развитие идёт под действием этого водотока, и на месте оврага начинается
формирование долины ручья.
С агроэкологической точки зрения возникновение и развитие оврагов
представляет собой крайне неблагоприятный процесс. В наибольшей мере ей
подвержены рыхлые грунты в равнинной местности и развивающиеся на них
почвы, пригодные для сельскохозяйственного освоения. В результате обширные площади сельхозугодий могут быть полностью уничтожены овражной эрозией и выведены из сельхозоборота. Разрастание оврагов также может
грозить разрушением расположенных вблизи зданий и других сооружений.
Поэтому на территориях, где имеются предпосылки к развитию овражной
эрозии, необходимо проведение специальных мероприятий по её предотвращению. А в случае возникновения оврагов – выполнение специальных работ
для их закрепления и прекращения дальнейшего развития.
В горных районах в результате действия временных потоков формируются морфологически иные формы эрозионного рельефа – сухие лога. Вершина такого лога обычно относительно широкая и имеет форму полуворонки
(расширяющейся кверху). Эта часть лога во время дождей или таяния снега
играет роль водосборного бассейна. Вниз по склону она переходит в суженный канал стока с V-образным поперечным сечением. Углубление канала
происходит не только благодаря эрозионной работе самого потока, но и под
воздействием переносимых им обломочных частиц.
114
Аккумулятивной формой рельефа, создаваемой временными водотоками, являются конусы выноса. Они закономерно сопряжены и с оврагами, и с
сухими логами, формируясь в их устьях. Образуются они в результате отложения обломочного материала, вымываемого из оврага (или сухого лога) в
процессе его образования. По форме конус выноса представляет собой пологое возвышение, имеющее в плане форму конуса с вершиной, примыкающей
к устью оврага. Расширение конуса с удалением от устья обусловлено тем,
что различные временные потоки расходятся от него веерообразно по различным направлениям.
Таким образом, эрозионные формы рельефа, создаваемые временными
водотоками, морфологически отличны от речных долин. При этом известны
случаи, когда временные потоки протекают по хорошо разработанным долинам, имеющим черты речных. Но в этих случаях поток просто использует
долину существовавшей ранее реки. Примером является возникающая после
дождей «река» Узбой в пустыне Кара-Кум, протекающая по бывшему руслу
Аму-Дарьи.
Транспортировка и седиментация.
Механизм транспортировки материала временными потоками отличается от речного только одним – кратковременностью процесса. Но уже этого
отличия достаточно, чтобы судьба обломочного материала была другой. Вопервых, при быстром перемещении на сравнительно небольшое расстояние,
не успевает произойти столь характерное для речного переноса сглаживание
острых углов. Обломки остаются совершенно неокатанными или же окатаны
очень слабо. Во-вторых, энергия потока по пути его следования не снижается. Напротив, обычно она только возрастает за счёт увеличения объёма воды.
В результате не действует механизм, который обеспечивал бы сортировку
обломочного материала.
Седиментация при действии временных потоков также протекает иначе.
Обычно весь объём транспортируемого материала сгружается в устье оврага
или сухого лога, где скорость потока резко падает. Весь объём выпавшего в
осадок материала остаётся в составе слагаемого им конуса выноса. Лишь в
пределах конуса может наблюдаться некоторая дифференциация материала
по размеру в латеральном (горизонтальном) направлении: периферические
части конусов сложены в целом более мелкообломочным материалом, чем
его вершина. Но и самый тонкий материал далеко не весь выносится на периферию конуса; значительная его часть отлагается и непосредственно в его
вершине, совместно с более крупными обломками.
Поэтому отложения временных водотоков – пролювий – в основных
своих чертах отличны от аллювиальных. Характерными чертами пролювия
являются:
1. Отсутствие сортировки. В составе пролювия незакономерно перемешаны обломочные частицы различного размера.
2. Отсутствие окатанности или плохая окатанность обломков.
115
3. Грубая и неправильная слоистость. Мощность слоёв может быть
очень различной (от нескольких миллиметров до первых метров; чаще всего
– сантиметры или первые десятки сантиметров), изменяется от слоя к слою
совершенно незакономерно. Это обусловлено тем, что каждый слой отлагается отдельно взятым потоком. Мощность каждого потока индивидуальна, в
зависимости от объёма выпавших атмосферных осадков. Соответственно,
различен и объём перенесённого и отложенного разными потоками материала.
4. Характерный вещественный состав: супеси или суглинки со щебнем
и/или плохо окатанным гравием. В отложениях, оставленных наиболее мощными потоками, могут содержаться и более крупные обломки, вплоть до
глыб. Присутствие в составе пролювия хорошо окатанных обломков крупного размера возможно только как исключение (например, если временный поток размывал галечники).
При изучении современных или достаточно молодых геологических
процессов при диагностике пролювия можно также ориентироваться на слагаемые им характерные формы рельефа (конуса выноса и предгорные шлейфы) – до тех пор, пока они ещё находятся в сохранности.
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ И ИХ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ
Подземные воды – воды, находящиеся в толще земной коры. Находятся
они в различном физическом состоянии – жидком, твёрдом (лёд, а также вода, связанная в кристаллической решётке различных минералов) и газообразном (водяной пар). Основную работу производит вода в жидком состоянии.
Но вода внутри земной коры способна переходить из одного состояния в
другое. Поэтому при изучении гидрологического режима подземных вод
нужно учитывать все возможные состояния её нахождения. Изучение подземных вод и их деятельности является предметом особой дисциплины, находящейся на стыке геологических и географических наук – гидрогеологии.
Подземные воды участвуют в общем круговороте воды, но с различной
интенсивностью. Выделяют зоны:
свободного водообмена (верхнюю) – большей частью пресные;
замедленного водообмена (среднюю) - минерализованные;
весьма замедленного водообмена (нижнюю) – преимущественно
рассолы.
Виды подземных вод:
1. Свободная вода заполняет трещины и пустоты в грунтах и горных
породах. Свободные воды образуют скопления и подземные потоки, передают гидростатическое давление по закону сообщающихся сосудов.
2. Капиллярная вода выполняет капиллярные поры и промежутки.
Удерживается силами поверхностного натяжения и может подниматься выше
уровня свободной воды на 2 м и более. Это имеет большое значение в природных процессах. В частности, именно этот эффект приводит к засолению
почв.
116
3. Плёночная вода обволакивает минеральные частицы плёнкой толщиной в доли микрона. Удерживается силами поверхностного натяжения и
может перетекать туда, где плёнка тоньше.
4. Гигроскопическая вода облекает минеральные частицы плёнкой,
толщиной в одну молекулу. Становится подвижной только при переходе в
газообразную форму. Не замерзает при существующих на Земле температурах.
5. Лёд – замёрзшая вода. Может содержаться в форме мелких кристаллических частиц (в мёрзлых грунтах) и формировать скопления.
6. Газообразная вода, или водяной пар содержится в составе подземных атмосфер.
7. Кристаллизационная вода входит в состав минералов в виде молекул (гипс, опал). Удаляется и переходит в другие состояния при реакциях дегидратации.
8. Конституционная вода – в составе кристаллической решётки минералов в диссоциированном виде. Высвобождается лишь при полном разрушении минералов при метаморфических процессах.
Водопроницаемость горных пород и грунтов.
Распространение вод в толще земной коры в очень большой мере зависит от водопроницаемости горных пород и грунтов. Этим термином обозначается способность их пропускать воду. Горные породы и грунты делятся на
водопроницаемые (например, пески, галечники, сильно трещиноватые и кавернозные горные породы), полупроницаемые (глинистые пески, лёссы) и водонепроницаемые (глины, кристаллические породы вне зон дробления и трещиноватости). Водопроницаемость зависит от наличия, характера и размеров
пустот. Эти характеристики с течением времени могут изменяться, что оказывает влияние на ход гидрологических процессов.
Химизм подземных вод.
Химический состав подземных вод зависит от сочетания различных
факторов:
химических процессов в почвах, через которые просачиваются метеорные воды (в т.ч. от взаимодействия их с органическими веществами);
растворения минеральных веществ грунтов и горных пород;
химического осаждения растворённых веществ;
жизнедеятельности микроорганизмов;
хозяйственной деятельности человека (загрязнение промышленными отходами, в результате внесения удобрений и т.д.).
Важнейшее значение для химизма подземных вод имеют растворённые
газы (кислород, углекислый газ, сероводород, метан и др.) и ведущие ионы
(Cl-, SO 42-, HCO3-, CO 32- , Na+, K +, Mg2+, H +). Содержание ионов водорода определяет их кислотность. По относительной роли других ионов выделяются
классы вод (в соответствии с классификацией, приведённой в лекции 4).
Подземные воды с высокими содержаниями растворённых минеральных
веществ называются минерализованными, а в случае возможности их ис-
117
пользования в качестве питьевых или лечебных – минеральными. Основные
типы минеральных вод выделяются по ведущей роли растворённых в них
компонентов: углекислые, сероводородные и радиоактивные (радоновые и
радиевые). При температуре выше 20° воды называются термальными.
Происхождение подземных вод.
Источники поступления вод в толщу земной коры бывают различны. В
зависимости от конкретной природной ситуации ведущая роль может принадлежать одному из следующих процессов:
1. Инфильтрация (просачивание на глубину) атмосферных осадков и
поверхностных вод.
2. Конденсация водяных паров.
3. Накопление воды в донных осадках поверхностных водоёмов. Если
водоём заполняется осадками и прекращает своё существование, а потом перекрывается более молодыми отложениями, содержащиеся в его донных
осадках воды становятся подземными.
4. Поступление глубинных (ювенильнгых) вод, происхождение которых связано с магматическими и метаморфическими процессами.
Режим подземных вод.
Режим подземных вод весьма разнообразен в зависимости от источников питания и условий их залегания. По основным особенностям режима выделяется 5 типов подземных вод:
1. Воды зоны аэрации (почвенные и болотные воды, а также верховодка – скопления воды на поверхности неглубоко залегающих линз водоупоров). Питание их осуществляется в основном за счёт атмосферных осадков, а
режим, как правило, весьма непостоянен.
2. Грунтовые воды – залегают на первом от поверхности водоупорном
горизонте. Эти воды безнапорны, т.е. имеют свободный уровень (зеркало
грунтовых вод), который может подниматься или опускаться в зависимости
от количества поступающей воды. Питание их смешанное (атмосферные
осадки, конденсация водяных паров, речные и озёрные воды). Режим неустойчив: возможны значительные колебания уровня, температуры, химического состава, скоростей течения и дебита. Зависят эти колебания от количества атмосферных осадков, температуры и влажности атмосферного воздуха,
дренажа или искусственного подтопления, колебания уровня вод в сопряжённых открытых водоёмах.
3. Артезианские воды залегают ниже грунтовых, между двумя водоупорными слоями. Они всегда имеют область питания, область напора и область разгрузки. Важной характеристикой режима артезианских вод является
пьезометрический уровень – высота, на которую может подниматься артезианская вода за счёт напора. Этот уровень называется положительным, если
расположен выше земной поверхности (вода в этом случае будет самопроизвольно изливаться из скважины или фонтанировать), или отрицательным.
Режим артезианских вод всегда стабилен при условии грамотной их эксплуатации (ограниченное число скважин и контроль за расходом воды, недопу-
118
щение прорывов больших масс воды и разрушения водоупорных слоёв). Поэтому артезианские воды имеют особую ценность для питьевого или хозяйственного водоснабжения
4. Трещинные воды заполняют трещины в горных породах. Они могут
быть как напорными, так и ненапорными. Режим их непостоянен. Размыв и
разрушение горных пород приводят к расширению трещин и увеличению
притока воды. Отложение коллоидов и замывание в трещины глинистого материала – напротив, к сужению вплоть до закупорки трещин и полного прекращения поступления воды.
5. Карстовые воды – развиты в пустотах, которые образуются в растворимых горных породах (соли, гипсы, карбонатные породы). Перемещения
подземных вод при карстовых процессах наиболее масштабны, сложны и изменчивы в зависимости от комплекса факторов. Отсюда – наибольшее непостоянство режима, присущее данному типу вод.
В процессе своей миграции подземные воды могут изливаться на поверхность Земли. Естественные выходы подземных вод на поверхность называются источниками. Располагаются они в местах выхода к поверхности
водоносных горизонтов. Источники подразделяются на нисходящие (безнапорные) и восходящие (по которым на поверхность изливаются напорные
воды) Первый тип пользуется преобладающим распространением. Источники
также подразделяются по температуре воды, химизму и источнику питания
(в соответствии с типами вод).
Геологическая деятельность подземных вод.
Геологическая деятельность подземных вод заключается главным образом в процессах растворения ими вещества минералов и горных пород, его
переноса в растворённой форме и переотложения. Кроме того, подземными
водами могут переноситься и мелкие взвешенные частицы (глинистые, алевритовые). Отложение минеральных веществ, переносимых в растворённой
форме, происходит преимущественно на геохимических барьерах (участках,
где резко изменяются химические, термодинамические или иные условия,
влияющие на растворимость тех или иных веществ). Такие барьеры могут
возникать и на путях движения подземных вод внутри земной коры, и в местах их выхода на поверхность. В последнем случае в местах функционирования источников может наблюдаться отложение известковых туфов и иных
минеральных образований. Но в целом при деятельности подземных вод
процессы растворения минеральных веществ существенно преобладают над
их осаждением.
Карстовые процессы.
Наиболее масштабные проявления геологической деятельности подземных вод связаны с карстовыми процессами. Карстом называется процесс
растворения подземными водами горных пород, приводящий к формированию крупных пустот в их толще.
Подвергаться практически полному растворению подземными водами
способны горные породы трёх классов: карбонатные, гипсовые и соляные.
119
Чаще всего карст проявляется в карбонатных породах, по причине их значительно более широкого распространения. Растворение и осаждение карбонатов определяются смещением равновесия между карбонатной и гидрокарбонатной формами карбоната кальция, в зависимости от содержания в воде растворённого в ней углекислого газа (СО2):
CaCO 3 ↔Ca(HCO 3)2
При высоких содержаниях СО2 осуществляется переход нерастворимой
карбонатной формы (CaCO3) в бикарбонатную и вещество карбонатной породы подвергается растворению. При снижении процесс идёт в обратном направлении. В результате начинается осаждение из водного раствора натёчного карбоната, образуются сталактиты и сталагмиты.
Начинается карстовый процесс с проникновения воды в поры и трещины, имеющиеся в горной породе. На поверхности образуются вначале небольшие углубления, затем промоины, далее – глубокие борозды (карры).
Скапливающаяся в них дождевая вода проникает на глубину, растворяет карбонаты, выносит растворённое вещество и мелкие частицы. Образуется целая
система подземных полостей. На поверхности с крупными подземными полостями связаны естественные колодцы и шахты, карстовые воронки, котловины. Крупнейшая известная шахта – на плато Карст в Хорватии – имеет
глубину 450 м.
В строении карстовых систем проявлена вертикальная зональность. В
них выделяются:
верхняя зона стока;
средняя зона периодического насыщения водой полостей и трещин;
нижняя зона постоянного заполнения полостей и трещин водой.
В пределах верхней зоны ориентировка подземных полостей преимущественно вертикальная или наклонная, что обусловлено нисходящим движением подземных вод. Формирование субгоризонтальных каналов стока характерно для нижних уровней.
Глубина развития карстовых процессов определяется уровнем вод в открытых водоёмах и водоносных горизонтах прилегающих долин. Ниже этого
уровня процесс распространяться не может. С течением времени положение
этого уровня может измениться в связи с тектоническими движениями. Если
он повысится, нижние горизонты карстовой системы будут затоплены подземными водами. Если понизится – развитее процесса продолжиться вглубь,
и будет формироваться многоярусная система пещер. Движение подземных
водотоков может также резко меняться в результате появления новых каналов при растворении горных пород.
С карстовые процессы порождают серьёзные экологические проблемы.
Образование и рост карстовых полостей под основаниями зданий и сооружений может привести к их разрушению. Известны случаи, когда различные
сооружения целиком проваливались в карстовые пустоты. Поэтому любое
строительство в областях развития карста требует самых тщательных предварительных инженерно-геологических изысканий. В некоторых городах
120
(например, в Уфе) имеются целые районы, где запрещено возведение домов
высокой этажности. Большие сложности могут возникать при решении вопросов водоснабжения в районах развития карста. Неустойчивость режима
карстовых вод может привести к исчезновению водоносных горизонтов, на
которых обустроены водозаборы – и, напротив, к появлению этих вод и развитию процессов подтопления на других участках. В 2005 году из-за изменения путей движения карстовых вод внезапно полностью ушла вода из одного
в Нижегородской области, и более не появилась. Шахтные разработки в карстовых районах всегда потенциально опасны и требуют особо тщательного
контроля за любыми изменениями режима подземных вод вблизи горнотехнических сооружений. Наибольшую потенциальную опасность в этом отношении представляет соляной карст. Соляные горные породы отличаются
наибольшей растворимостью, и в случае прорыва в соляную шахту подземных вод процесс может развиваться стремительно. В истории шахтных соляных разработок известно несколько крупных катастроф, произошедших по
этой причине.
Суффозионные процессы.
Суффозией называется вынос мелких минеральных частиц подземными
водами (при подчинённом значении растворения). Сходство суффозионных
процессов с карстовыми в том, что в обоих случаях происходит вынос вещества подземными водами. Но различий между ними больше. Во-первых,
суффозии подвергаются не скальные горные породы, а рыхлые отложения.
Наиболее широко распространена суффозия в лёссах и лёссовидных отложениях. Часто она проявляется в грунтах песчано-алевритового состава. Вовторых, в результате суффозии обычно не образуется подземных полостей,
так как рыхлый грунт сразу проседает. На поверхности этот процесс отражается в появлении и развитии суффозионных воронок и котловин - углублений, имеющих в плане характерную округлую форму. Возможность просадок
грунта из-за суффозионных процессов обязательно необходимо учитывать
при строительстве, во избежание разрушения зданий, сооружений и дорог. В
настоящее время в городах очень широкое распространение приобрела техногенная суффозия, развитие которой связано с утечками воды из подземных
городских коммуникаций.
В некоторых случаях (в тонкообломочных терригенных породах с карбонатным или гипсовым цементом) возможно развитие смешанных карстовосуффозионных процессов.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ОЗЕР И БОЛОТ
Озёра – это естественные водоёмы суши с замедленным водообменном.
Морфологически они представляют собой замкнутые впадины на поверхности суши, заполненные водой. Образование озера происходит при двух условиях. Во-первых, при наличии на поверхности суши естественной котловины, то есть замкнутого понижения. Во-вторых, возможности накопления в
121
нём воды, для чего суммарный приток воды должен превышать её потери на
сток и испарение.
Классификация озёр.
Озёра подразделяются по размеру, степени постоянства, происхождению озёрных котловин, характеру водообмена, минерализации вод, условиям
питания водных организмов и другим признакам.
По р а з м е р у озёра подразделяют на очень большие (площадью более
1000 км2), большие (100-1000 км2), средние (10-100 км2) и малые (менее
10 км2).
По с т е п е н и п о с т о я н с т в а выделяют озёра постоянные и временные (заполняемые водой лишь во влажное время года).
По п р о и с х о ж д е н и ю озёрные котловины подразделяются на:
1. Тектонические, формирование которых обусловлено опусканием
крупных блоков земной коры при тектонических движениях. Наиболее типичные озёрные котловины тектонического происхождения, приуроченные к
зонам рифтов – узких протяжённых расколов земной коры. Для них характерны большая глубина и удлинённая в плане форма.
2. Вулканические, приуроченные к кратерам потухших вулканов или
кальдерам (провалам, образовавшимся в результате крупных взрывных вулканических извержений).
3. Метеоритные, образовавшиеся в импактных кратерах, на месте падения крупных метеоритов.
4. Ледниковые, среди которых встречаются две разновидности: котловины выпахивания или впадины между аккумулятивными холмами ледникового происхождения – моренными холмами, камами (см. лекцию 10).
5. Эоловые, представляющие собой котловины выдувания (см. лекцию
11).
6. Карстовые и суффозионные котловины образуются в местах провалов и просадок, вызванных деятельностью подземных вод.
7. Термокарстовые – образуются в результате протаивания и просадок
многолетнемёрзлых грунтов (см. лекцию 10).
8. Водноэрозионные – образуются в результате деятельности рек. К
ним относятся старицы и небольшие замкнутые понижения на поймах.
9. Подпрудные озёра формируются в тех случаях, когда русло какоголибо постоянного водотока перегораживается обвалом, конусом выноса,
продуктами вулканической деятельности и т.д. Такие озёра обычно являются
проточными, представляя собой расширения в русле реки или ручья с очень
замедленным течением.
10. Органогенные или болотные котловины образуются в пределах болот в результате неравномерной аккумуляции органогенного материала на
различных участках болота.
По х а р а к т е р у в о д о о б м е н а озёра подразделяют на сточные
(сбрасывающие часть воды в вытекающую реку) и бессточные. Особой раз-
122
новидностью сточных озёр являются проточные, сформированные по течению одной реки.
М и н е р а л и з а ц и я озёрных вод изменяется в очень широком диапазоне. В зависимости от величины минерализации озёра подразделяются на
пресные (до 1 г/л, по некоторым классификациям – до 3 или даже 5 г/л), солоноватые (до 10 или до 25 г/л) и солёные. Пресные озёра типичны для зон
влажного климата, где обеспечивается приток больших объёмов слабо минерализованных вод за счёт атмосферных осадков. Повышенная минерализация
свойственна озёрам аридных (засушливых) областей и обычно обусловлена
преобладанием процессов испарения, что и приводит к повышению концентрации солей. Солёность озёрных вод дополнительно возрастает в тех случаях, когда озёрная котловина сформирована в области развития соляных горных пород (озеро Тус в Хакасии) или же в неё осуществляется приток ювенильных подземных вод с высокой минерализацией (Мёртвое Море на
Ближнем Востоке).
По анионному составу растворённых солей различаются озёра хлоридные (Cl-), сульфатные (SO42-) и гидрокарбонатные (НСО3-). Озёра разных
природных зон характеризуются различным солевым составом. Для тундровых и лесных озёр характерно преобладание гидрокарбонат-иона; для степной зоны наиболее типичны сульфатно-гидрокарбонатные озёра, а для самых
сухих степей и пустынь – хлоридные. Ведущими анионами озёрных вод, как
и в других водах суши, являются Ca, Mg и Na.
Кроме растворённых солей, озёрные воды могут содержать разнообразные вещества биогенного происхождения, а также газы. Биогенные вещества
поступают в озёра со стоком поверхностных и подземных вод, а также образуются непосредственно в них в результате жизнедеятельности водных организмов и их разложения. Из газов ведущим обычно является кислород, поступающий из атмосферы и являющийся продуктом фотосинтеза водных
растений. Он используется водными организмами для дыхания, а избыток его
может выделяться в атмосферу. Углекислый газ (СО 2) поступает в озёрные
воды как продукт жизнедеятельности водных организмов. В наибольшей мере его концентрация увеличивается зимой, когда поступление кислорода ограничено, а на глубине – в любые периоды, когда процессы вертикального
перемешивания не проявлены. Сероводород может формироваться в придонных частях озёр в результате разложения органических веществ серобактериями при отсутствии свободного кислорода. Обязательное условие для образования сероводорода – наличие источника серы, роль которого играют
сульфат-ионы, имеющиеся в составе озёрных вод. Поэтому развитие процессов сероводородного заражения наиболее типично для донных илов сульфатных или сульфатно-карбонатных озёр степной зоны.
Гидробиологические особенности озёр.
Подавляющее большинство озёр в той или иной мере заселены водными
организмами. Их биологическая деятельность и разложение их остатков существенно влияют как на состав озёрных вод, так и на ход геологических
123
процессов в озёрах. Поэтому учёт биогенных процессов необходим при изучении и гидрологии озёр, и их геологической деятельности.
Биологическая продуктивность озёр (ежегодное производство биомассы
на единицу объёма) определяется в первую очередь трофическими условиями (условиями питания). По этому признаку озёра подразделяются на несколько категорий:
1. Олиготрофные. Это озёра с малым количеством питательных веществ и, соответственно, с малой биологической продуктивностью. Большей
частью это глубоководные озёра (такие, как Байкал, Телецкое) и озёра, питающиеся талыми ледниковыми водами.
2. Мезотрофные – промежуточные по трофическим условиям между
олиготрофными и эвтрофными.
3. Эвтрофные. Это озёра, для которых характерно большое поступление питательных веществ, высокие содержания в водах растворённого и
взвешенного органического вещества. Его продуцирование приводит к пересыщению кислородом поверхностного слоя воды, а разложение – к дефициту
кислорода в глубинных частях водоёма.
4. Дистрофные – крайний случай перенасыщения органическими веществами до такой степени, что накопление продуктов его разложения создаёт неблагоприятные условия для жизни водных организмов.
В природных условиях озёра средних и малых размеров постепенно эволюционируют в сторону увеличения содержания в водах органического вещества, то есть по схеме: олиготрофные → мезотрофные → эвтрофные →
дистрофные. От степени эвтрофикации озёр зависит масштаб накопления в
них биогенных отложений. Дальнейшая эволюция дистрофных озёр приводит к их превращению в болота.
Процессы эвтрофирования озёр могут существенно ускоряться, если в
ход природных процессов вмешивается хозяйственная деятельность человека. В первую очередь – сброс сточных вод, содержащих повышенные количества азотных, фосфорных и других органических соединений. Очень характерны явления эвтрофирования для искусственных застойных водоёмов –
прудов, водохранилищ.
Геологическая деятельность озёр.
Геологическая деятельность озёр заключается в разрушении берегов,
транспортировке и обработке поступающего с берегов и приносимого реками
обломочного материала и в накоплении осадочного материала на дне озёрных котловин.
Абразия.
Абразией называется разрушение берегов водоёмов в результате волноприбойной деятельности. Абразия по берегам озёр проявляется в наибольшей
мере в начальный период их существования, в процессе заполнения озёрной
котловины. Наиболее активны эти процессы в озёрах подпрудного типа, так
как в них происходит очень быстрое заполнение озёрной котловины водой до
124
определённого уровня. Разрушительную работу при абразии производят волны, накатывающиеся на берег под действием ветра. В наибольшей мере абразии подвержены крутые берега без отмелей. При наличии прибрежного мелководья энергия волны гасится за счёт трения о поверхность дна, и для выполнения разрушительной работы её становится уже недостаточно.
В результате волноприбойной деятельности формируется абразионный
уступ, протягивающийся вдоль берега. Обращённая к озеру поверхность уступа при каждом волнении подвергается ударному воздействию волн и продолжает разрушаться. В результате уступ постепенно смещается в сторону
суши, а площадь озёрного водоёма увеличивается. При этом продукты разрушения берега накапливаются вдоль берега, преимущественно в его подводной части. В конечном счёте берег выполаживается, из накопившегося
обломочного материала формируется прибрежная отмель, и абразионный
процесс затухает.
Если сглаживания берега ещё на произошло, а уровень озера понизился,
абразионный уступ сохраняется в рельефе на некотором удалении от озера, а
ниже него остаётся площадка, полого наклонённая в сторону озера. Такие
площадки, разделяемые бывшими абразионныи уступами, называются озёрными террасами. По положению их уступов можно судить об уровне заполнения озёрной котловины в прошлом.
Обработка и сортировка обломочного материала.
Обломочный материал, поступающий в озеро в результате абразии и
приносимый впадающими в него водотоками, подвергается обработке и сортировке в прибрежной зоне озера. Агентом этих процессов является та же
волноприбойная деятельность. При волнении обломки у берега подвергаются
постоянному перекатыванию по дну: нагонная волна смещает их к берегу,
возвратный ток воды – обратно вглубь озера. Трение обломков друг о друга
приводит к их окатыванию и постепенному истиранию.
Одновременно происходит и сортировка обломков. Обратный (от берега) сток воды при волнении осуществляется в придонной части водоёма.
Энергия этого возвратного течения максимальна у берегов и постепенно
снижается по мере движения воды вглубь озера. В результате происходит
разделение обломков по размеру: более тонкий материал уносится вглубь
озера, а относительно грубый остаётся ближе к берегу.
Озёрная седиментация.
Озёра, за исключением проточных, играют роль наиболее значимых конечных водоёмов стока на континентах. Здесь аккумулируются большие объёмы материала, транспортируемого и осаждаемого различными способами. В
процессах озёрной седиментации в равной мере важную роль играют все три
известных механизма осадконакопления: терригенное, хемогенное и биогенное. Представлены и все соответствующие типы отложений.
Терригенные озёрные отложения представлены илами, песками, галечниками. В их распределении на дне озёрного водоёма обычно проявлена латеральная зональность, обусловленная волноприбойной сортировкой. У са-
125
мого берега остаётся наиболее крупный материал (галечный или гравийный),
далее по направлению вглубь озера отлагается грубый песок, потом – всё более и более мелкий материал. Наконец, в центральных частях озёрных котловин накапливаются, как правило, наиболее тонкие глинистые или алевритовые осадки. Частные отклонения от этой зональности возникают в результате
деятельности придонных течений. Типичными для терригенных озёрных отложений являются хорошая сортировка и окатанность, не уступающие
свойственным аллювию. Отличаются они от аллювия характерной тонкой
горизонтальной слоистостью. Сама слоистость обусловлена изменчивостью
режима поступления терригенного материала вглубь озера: во время волнения сюда доставляется больше взвешенного материала, причём несколько
более крупной размерности. Так как объём его обычно невелик, слоистость
будет тонкой. А поскольку осаждение протекает в спокойной обстановке –
горизонтальной. Слоистость прибрежных осадков может быть линзовидной
вследствие активной динамики движения воды.
Хемогенные отложения формируются в озёрах двумя путями. Первый, и
самый значимый – это осадконакопление в солёных озёрах, в результате которого накапливаются соляные отложения. Этот процесс проявляется в условиях очень сухого климата, когда процессы испарения резко доминируют
над притоком воды, и концентрация растворённых солей превышает предел
растворимости. В отдельных случаях озёра пересыхают полностью и превращаются в шоровые солончаки – котловины с ровной поверхностью, покрытой соляным осадком. В зависимости от состава растворённых солей различным будет и состав осадков. Наибольшим распространением пользуются
осадки хлоридные (преимущественно NaCl), сульфатные и карбонатные (содовые). Так как в озёрной воде всегда растворены различные соли, а условия
их осаждения различны, для таких осадков бывает характерна очень тонкая
горизонтальная слоистость (с разным соотношением солей в каждом слое).
Второй тип хемогенных отложений в озёрах – это железистые и марганцовистые осадки. Их накопление характерно для части озёр таёжной и
экваториальной зон – когда заметный вклад в их питание вносят болотные
воды. В восстановительной глеевой среде, свойственной болотам, железо и
марганец находятся в закисной форме и образуют растворимые химические
соединения. Когда содержащие их болотные воды проникают в озёрный водоём, вода которого содержит кислород, возникает геохимический барьер.
Железо и марганец окисляются и образуют нерастворимые гидрооксидные
соединения, которые осаждаются на дне водоёма.
Биогенные отложения формируются в озёрах при высоком содержании
органогенного вещества в донных осадках. Самое интенсивное накопление
таких отложений происходит в умеренном климате. В условиях холодного
климата в озёрах недостаточно биомассы, а в жарком климате слишком быстро идёт разложение органического вещества. Основной органический материал для накопления биогенных илов поступает за счёт разложения растительных остатков. В результате образуется сапропель – органический ил, переработанный микроорганизмами при слабом доступе кислорода. Интенсив-
126
ное накопление сапропелей характерно для озёр с большим количеством фитопланктона (особенно сине-зелёных водорослей). Разлагаясь, их останки насыщают воду аммиаком и сероводородом, создавая восстановительную среду. Источником материала также служат останки червей, личинок насекомых
и другого зоопланктона, крупных животных (рыб и др.). При минерализации,
в зависимости от различий в жизнедеятельности бактерий, образуются сапропели глинистые, известковистые, кремнезёмистые и др. Дальнейшее преобразование сапропелей приводит к образованию сапропелевых углей – наиболее богатых органическим веществом.
Кроме того, в озёрах могут накапливаться минеральные осадки биогенного происхождения – кремнистые и известковистые. Это возможно в том
случае, если водоём населяют микроорганизмы, имеющие минеральный скелет соответствующего состава (диатомовые водоросли, фораминиферы и
др.).
Болота и их геологическая деятельность.
Несмотря на кажущуюся простоту, термин «болото» понимается в науке
неоднозначно. Разные научные школы вкладывают в него разное понимание.
В широком толковании «болото» – это любой избыточно увлажнённый участок земной поверхности с застойным водным режимом, на котором происходит накопление органического вещества в виде неразложившихся остатков
растительности. В более узком смысле под болотами понимают только торфяные болота. Это избыточно увлажнённые территории, которые порыты
слоем торфа, толщиной не менее 30 см, и имеющие специфический состав
растительности. Типичные торфяные болота характерны для умеренного
климатического пояса. При таком подходе, территории, где данные условия
не соблюдаются, а избыточное увлажнение присутствует, называют заболоченными землями. Но к настоящим болотам их не относят.
Но даже при этом подходе генетическое единство заболоченных земель
и «настоящих» торфяных болот под сомнение не ставится. Потому, что на
любых заболоченных землях начальные стадии торфообразования фиксируются. Только в одних случаях развитие процесса торфообразования только
началось (и тогда в будущем на таком участке сформируется типичное торфяное болото), а в других – есть какие-то причины, по которым этот процесс
не может пойти дальше (при слишком холодном климате – недостаток прироста органического вещества, при излишне тёплом – высокая скорость его
разложения).
Происхождение болот.
Болота возникают двумя путями:
- заболачивание (избыточное увлажнение) суши (преобладающий вариант);
- зарастание водоёмов.
Заболачивание суши также может осуществляться двумя различными
способами – затоплением и подтоплением территории.
127
Возможными причинами затопления являются:
- преобладание осадков над испарением при отсутствии хорошего дренажа (основные причины заболачивания в тундре – очень малое испарение, и
во влажных тропических лесах – избыточные осадки);
- слабый отток вод с пологих водоразделов при неглубоком залегании
водоупорных горизонтов (механизм действует даже в условиях умеренного
увлажнения).
Подтопление связано или с высоким уровнем грунтовых вод (имеющим
естественное или техногенное происхождение), или же осуществляется за
счёт вод поверхностных водоёмов на низменных побережьях.
Процесс зарастания характерен для неглубоких водоёмов с застойным
гидродинамическим режимом (эвтрофных и дистрофных). Он идёт на начальных стадиях со дна (накопление сапропелевых илов) и с берегов, а далее
может развиваться и с поверхности путём формирования «ковра» из корневищ растений. В результате формируются «зыбучие болота» или «топи»,
имеющие покрытую растительностью внешнюю часть и перенасыщенную
водой – внутреннюю.
Типы болот.
По геоморфологическим признакам болота подразделяются на три типа
– верховые, низинные и переходные.
Верховые болота всегда имеют мощный слой торфа и выпуклую поверхность. Характерная черта их гидрологического режима – питание в основном за счёт атмосферных осадков. Заболачивание развивается в результате неглубокого залегания водоупорных горизонтов, приводящего к формированию застойного водного режима. Слабый доступ кислорода в таких условиях приводит к неполному разложению органических остатков, и, как следствие – к накоплению слоя торфа. Торф изолирует растительный слой от
подстилающих грунтов, и это ухудшает минеральное питание растений – что
приводит к формированию биоценозов исключительно из растений, приспособленных к условиям минерального голодания (главным образом мхов).
Низинные болота формируются в низменных участках, главным образом по берегам рек, озёр, водохранилищ. Для них характерна вогнутая или
плоская поверхность. Ведущую роль в их водном питании играют грунтовые
или поверхностные (инфильтрация из близлежащих водоёмов и водотоков)
воды, достаточно богатые органическими и минеральными веществами. Для
таких болот характерны эвтрофные растения, для питания которых требуются высокие содержания минеральных веществ.
Переходные болота формируются преимущественно на склонах в местах избыточного увлажнения, обусловленного притоком грунтовых вод.
Специфическими разновидностями болот являются плавни и прибрежно-морские болота. Плавни формируются в поймах и дельтах рек в результате накопления остатков отмерших водных растений. Их скопления могут
формировать целые плавучие острова, перемещающиеся по поверхности ре-
128
ки. Прибрежно-морские болота формируются на низменных побережьях,
подпитываемых морскими водами.
Геологическая деятельность болот.
Геологическая деятельность болот заключается, главным образом, в накоплении специфических болотных отложений – торфа. Торф представляет
собой продукт неполного разложения остатков болотных растений в условиях избыточной влажности и ограниченного доступа кислорода. Разложение
при этом идёт в результате деятельности анаэробных бактерий и грибков.
Важной спецификой такого способа разложения является то, что при нём неуклонно повышается доля химических соединений с высоким содержанием
углерода сравнительно с другими компонентами. Благодаря этому торф пригоден для использования в качестве топлива.
В дальнейшем торф может подвергнуться углефикации. Формирование
за счёт торфа углей – результат давления залегающих выше отложений. Рост
давления приводит к уплотнению торфа и потере им воды. При этом разлагаются гуминовые кислоты, происходит дальнейшее снижение содержания
кислорода и увеличение – углерода. Первоначально торф преобразуется в бурый уголь, который, на следующих стадиях углефикации, может быть преобразован в каменный уголь и антрацит.
Кроме того, в болотах могут накапливаться железистые и марганцовистые осадки. Механизм их формирования тот же, что и в озёрах. Там, где болотные воды проникают на поверхность, они начинают насыщаться кислородом. И, если в них содержались растворённые соединения железа и марганца,
они выпадают в осадок. Масштабы этих процессов невелики по сравнению с
аналогичным осадконакоплением в озёрах.
ЛЕДНИКИ И ИХ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ
Ледниками называют естественные скопления масс движущегося льда,
образующиеся на суше в результате накопления и преобразования твёрдых
атмосферных осадков. В настоящее время ледники занимают около 11%
площади суши. Они почти полностью покрывают целый континент – Антарктиду, а также Гренландию и многие другие острова Северного Ледовитого океана. Некоторые ледники Антарктиды и Гренландии спускаются в океан
и распространяются на значительные площади прилегающих акваторий. В
более низких широтах ледники распространены в высокогорных районах. В
прошлые геологические эпохи распространение ледников было различным.
Были эпохи, когда они покрывали значительно большие площади, и геологически длительные промежутки времени, на протяжении которых ледников не
было вообще. Процессы появления и распространения ледников в географической оболочке Земли называются оледенениями. В настоящее время продолжается очередное из нескольких известных в истории Земли оледенений,
но максимум распространения ледников остался в геологическом прошлом.
Ледники играют важную роль в водном балансе планеты и отдельных
регионов. Они представляют собой гигантские аккумуляторы природных
129
пресных вод. В условиях аридного (засушливого) климата ледниковое питание является ведущим для рек, имеющих истоки в горах.
Условия образования ледников.
Образуются и растут ледники при условии среднегодового превышения
объёма поступления твёрдых (снеговых) атмосферных осадков над их убылью. Область, в пределах которой возможно устойчивое существование нетающего снегового покрова (а, следовательно, и ледников), ограничена.
Нижняя снеговая граница определяется таким сочетанием климатических условий, при котором количество выпадающего за год снега точно соответствует его годовой убыли от таяния и испарения. Ниже этой линии снег,
выпадающий в холодное время года, за тёплый сезон успевает полностью
растаять. Существование верхней снеговой границы обусловлено тем, что на
больших высотах влажность воздуха становится очень низкой, и выпадение
осадков становится невозможным. В настоящее время верхняя снеговая граница отмечается на поверхности Земли только в Антарктиде и в Гренландии.
В целом обе границы занимают наиболее низкое положение в полярных районах, а по мере смещения в сторону экватора поднимаются всё выше.
Формирование ледника происходит в результате перекристаллизации
снежных масс в местах накопления больших объёмов снега. Сначала в нижних горизонтах больших снежных скоплений отдельные мелкие снежинки
смерзаются в более крупные кристаллы льда, которые продолжают разрастаться за счёт материала окружающих их снежинок. В результате образуется
масса зернистого снега, называемая фирном. Далее под действием давления
вышележащих снежных масс фирн преобразуется в фирновый лёд, представляющий собой сплошную ледяную массу, содержащую пузырьки воздуха. И,
наконец, продолжая уплотняться, фирновый лёд превращается в ледниковый,
отличающийся зернисто-кристаллическим строением. Формирование ледников возможно только выше фирновой линии – границы, выше которой возможно накопление достаточно больших объёмов снега и его преобразование
в фирн. Фирновая линия проходит недалеко от нижней снеговой границы, но
полностью с ней совпадает лишь в частных случаях.
Ледниковый лёд обладает пластичностью и способен медленно стекать
вниз по склону без разрыва сплошности. В результате массы льда могут
спускаться далеко за пределы области их формирования, ниже фирновой линии и нижней снеговой границы. В связи с этим в составе ледников могут
быть выделены область питания, в пределах которой ледник формируется, и
область стока, в пределах которой ледник перемещается вплоть до своего
разрушения.
Типы ледников.
По морфологии ледники подразделяются на три типа.
1. Покровные ледники покрывают обширные площади на суше. В настоящее время они развиты в Антарктида, Гренландии и на ряде других
крупных островов в Северном Ледовитом океане. На их долю сейчас приходится 99% объёма всего материкового льда. Покровные ледники имеют ха-
130
рактерную куполовидную форму, не зависящую от рельефа ложа. Это обусловлено постепенным равномерным растеканием ледникового покрова во
все стороны от центра его образования. Кроме того, для покровных ледников
типичны большие площадные размеры и отсутствие чёткой границы между
областями питания и стока.
2. Горные ледники развиты в высокогорных областях. Им свойственны
небольшие размеры, а также наличие чёткой границы между областями питания и стока. Форма этих ледников подчинена направлению движения и
морфологии рельефа.
3. Промежуточный (скандинавский) тип пользуется незначительным
распространением в некоторых горных районах. Для этого типа характерно
наличие маломощных покровов на плоских водоразделах, которые питают
спускающиеся с них долинные ледники.
Горные ледники подразделяются на:
каровые, заполняющие кары или ледниковые цирки – чашеобразные
выемки с крутыми скальными стенками в областях питания;
висячие, которые выполняют небольшие впадины на крутых склонах
и кончаются ледяными обрывами; такие ледники наиболее неустойчивы и
могут обрушаться;
долинные, имеющие в плане языковидную форму, всегда подчинённую форме долины, по которой ледник стекает.
Геологическая деятельность ледников.
Геологическая деятельность ледников сводится к ледниковой денудации, транспортировке и отложению перемещённого материала. Её основными результатами являются формирование характерных ледниковых отложений и форм рельефа.
Денудация.
Денудационная деятельность ледников называется экзарацией. Это процесс разрушения грунтов и скальных горных пород движущимся ледником.
Экзарация не ограничивается сносом рыхлого материала потому, что на породы ложа действует не только и не столько сам лёд, сколько многочисленные обломки горных пород, которые захватываются ледяными массами и
движутся вместе с ними. Результатом экзарации является сглаживание рельефа и возникновение характерных его форм, которые будут рассмотрены ниже.
Т р а н с п о р т и р о в к а обломочного материала при ледниковом переносе может осуществляться как в толще, так и на поверхности движущейся
ледяной массы. Переносится этот материал в составе морен.
Морены – скопления обломочного материала, переносимого и отлагаемого ледником. Они подразделяются на:
- движущиеся (находящиеся внутри или на поверхности движущейся
ледниковой массы);
- отложенные (оставшиеся после таяния ледника);
131
- стационарные (накапливаются у конца ледника в стационарную фазу,
когда он не продвигается и не отступает).
Движущиеся морены, в зависимости от того, в какой части ледника они
переносятся, подразделяются на донные, поверхностные и внутренние. Донная морена обычно самая большая по объёму. В её составе переносится основной объём материала, содранного ледником с поверхности ложа в процессе его экзарационной деятельности. Среди поверхностных морен встречаются боковые и срединные. Боковые морены типичны для ледников, спускающихся по долинам. Они формируются за счёт обломочного материала,
попадающего на поверхность ледника со склонов долины. Если два ледника,
спускаясь по смежным долинам, сливаются в один, их боковые морены с
двух сопредельных сторон сливаются в одну срединную. Внутренние морены
формируются из обломочного материала, скапливающего в трещинах, принизывающих толщу ледника.
Стационарная морена, накапливающаяся у переднего края ледника, называется конечной. Размеры её зависят не только от объёма транспортируемого материала, но и от продолжительности стационарной стадии развития
ледника.
Отложенные морены могут остаться в любом месте по пути следования
ледника после того, как он сам прекратит своё существования. Среди них могут быть представлены и донные морены, и боковые, и конечные.
Обработка и сортировка.
Процессы сортировки обломочного материала при ледниковой транспортировке не проявлены. Обломки любого размера переносятся внутри
толщи ледника или на его поверхности с одинаковой скоростью, и никакого
механизма, обеспечивавшего бы их разделение, здесь не существует. В то же
время внутри движущихся морен (особенно донных) происходит истирание
мелких обломков и сглаживание крупных. Такое сглаживание не вполне корректно называть окатыванием, так гак захваченные ледником глыбы не перекатываются, а переносятся волочением, находясь в одном и том же положении. В результате ледниковые валуны имеют специфическую «утюгообразную» форму, отличающую их от валунов речных. Такую форму обломки
приобретают из-за того, что их передний край подвергается при движении
более значительному механическому воздействию и стачивается намного
сильнее. Второй характерной особенностью валунов, транспортировавшихся
ледником, является наличие ледниковой штриховки - многочисленных параллельных борозд, образующихся в результате трения о другие обломки и о
ложе ледника в процессе движения.
Седиментация.
Накопление перенесённого ледником обломочного материала осуществляется в отложенных моренах. Характерными особенностями моренных отложений являются следующие:
132
1. Состав – так называемые «валунные суглинки», представляющие собой однородную массу песчано-глинистого состава, в которую заключены
щебень, галька разной степени окатанности и ледниковые валуны.
2. Отсутствие сортировки и слоистости.
3. Характерная форма ледниковых валунов и наличие на них ледниковой
штриховки.
Нередко после таяния ледника отложенные морены подвергаются Размыву. В результате обломочный материал мелкого и даже среднего размера
уносится водой, и на поверхности остаются лишь разрозненные валуны, чужеродные по отношению ко всем окружающим горным породам и рыхлым
отложениям. Такие валуны называются эрратическими.
Ледниковые формы рельефа.
Формы рельефа, имеющие ледниковое происхождение, подразделяются
на экзарационные и аккумулятивные. К э к з а р а ц и о н н ы м формам
рельефа, характерным для областей питания, относятся следующие:
- Кары, или ледниковые цирки – полукруглые выемки с крутыми стенками, формирующиеся в областях питания горных ледников.
- Карлинги – горы с крутыми склонами и остроугольными вершинами,
окружённые со всех сторон ледниковыми цирками.
Для областей стока характерны:
- Троговые долины формируются горными ледниками в области стока.
Образуются они в результате переработки движущимся ледником существовавших ранее речных долин. В результате такой переработки изменяется поперечный профиль долины: долина значительно расширяется и приобретает
округлую (корытообразную) форму. Ещё одно отличие троговых долин от
речных заключается в том, что все речные долины в одном районе бывают
разработаны на одну и ту же глубину, зависящую от базиса эрозии. На развитие троговых долин базис эрозии влияния не оказывает. Все они углублены в
различной степени, вне связи друг с другом (степень углубления определяется исключительно величиной массы движущегося по долине льда).
- Сквозные долины – представляют собой связующие «перемычки» между соседними троговыми. Формируются они в том случае, если объём льда
оказывается слишком большим, и его излишки «перетекают» в сопредельную
долину через какое-то понижение в борту материнской долины. В горных
районах к таким долинам обычно приурочены самые удобные перевалы.
- «Бараньи лбы» - невысокие сглаженные скалы, обработанные ледником в процессе его движения. Такие формы могут образоваться в результате
деятельности как горных, так и равнинных ледников – везде, где ледник
встречает при своём движении выходы прочных скальных пород. Характерной чертой «бараньих лбов» является то, что они бывают покрыты ледниковой штриховкой – такой же, как и на ледниковых валунах.
- Котловины выпахивания также могут формироваться и равнинными, и
горными ледниками. Причиной их образования является переуглубление на
участках развития относительно слабо устойчивых горных пород.
133
- Ригели – поперечные уступы, ограничивающие котловины выпахивания снизу по направлению движения ледника.
Аккумулятивные формы ледникового рельефа представлены, главным образом,
моренными холмами и грядами. Моренные холмы формируются в местах накопления отложенных морен. Целые группы ярко выраженных моренных
холмов обычно чётко фиксируют место, где располагалась стационарная морена. Состоящие из них гряды обычно остаются в местах длительной остановки покровных ледников перед их отступлением. Такие гряды могут протягиваться на многие сотни километров, фиксируя местоположение края
ледника в прошлом. Примером гряды подобного происхождения являются
Сибирские увалы, протягивающиеся по Западно-Сибирской равнине от Оби
до Енисея. В районах горных оледенений форму гряд имеют отложения боковых морен. Вытянуты они всегда вдоль бортов троговых долин, в соответствии с направлением движения долинных ледников.
Более редкой и своеобразной формой аккумулятивного рельефа являются друмлины – уплощённые, овальные в плане холмы, вытянутые по направлению движения ледника. В основании друмлинов находятся выходы прочных скальных пород, а сам холм сложен материалом донной морены. Формируются они в тех местах, где перемещение донной морены тормозилось
встретившимися на пути движения выходами относительно прочных горных
пород.
Водноледниковые процессы.
К этой категории относятся процессы, связанные с деятельностью талых
вод ледникового происхождения. Они всегда закономерно сопряжены в пространстве и во времени с собственно ледниковыми процессами. В стационарную фазу существования ледника талые воды, формирующиеся у его переднего края, перемывают и переотлагают материал конечных морен. Во время
отступления ледника процессы таяния усиливаются, и масштабы проявления
водноледниковой деятельности становятся ещё более значительными. В результате деятельности талых ледниковых вод формируются своеобразные
отложения и формы рельефа.
Отложения, сформированные в результате деятельности потоков талых
ледниковых вод, называются флювиогляциальными. Выделяется три типа
флювиогляциальных отложений и соответствующих им форм рельефа:
- Зандры – поля слившихся между собой пологих конусов выноса ниже
конечных морен. Зандры образуются в стационарную стадию развития ледника и имеют чисто песчаный состав. Более тонкообломочный материал при
формировании зандров уносится далее в реки, а для перенотложения из морен более крупных обломков энергии потоков талых вод недостаточно. На
удалении от ледника зандровые отложения постепенно переходят в обычный
аллювий.
- Озы – вытянутые (по направлению движения ледника) песчаногалечные гряды, сложенные переотложенным материалом внутренних (трещинных) морен, перемытых после остановки и таяния ледника.
134
- Камы – беспорядочно ориентированные холмы из песчано-гравийновалунного материала. Образуются на месте таяния скоплений «мёртвого
льда» - остаточных ледяных масс, оторванных от области питания ледника.
Формирование камов характерно при таянии покровных ледников.
Лимногляциальные отложения также являются продуктом геологической деятельности талых ледниковых вод, но вод стоячих. Они накапливаются в при ледниковых озёрах, образующихся в результате заполнения понижений рельефа талыми ледниковыми водами. Здесь формируются очень своеобразные песчано-глинистые или алеврито-глинистые осадки, получившие
название «ленточных» глин. Причиной их формирования является очень чётко выраженная сезонность осадконакопления в приледниковых озёрах. Основной объём слагающего их материала накапливается в летнее время, когда
идёт активное таяние ледника. Только в это время идёт отложение частиц
песчаной или алевритовой размерности. Зимой приток талых вод прекращается, нет и поступления обломочного материала. В это время подо льдом
продолжается медленное осаждение наиболее тонкой взвеси – частиц глинистой размерности. За один год формируется пара тонких слойков, связанных
между собой постепенным переходом: относительно светлый глинистоалевритовый или глинисто-песчаный – внизу, и чисто глинистый – выше.
Характерны горизонтальный характер слоистости (обусловленный осаждением в спокойной обстановке) и очень малые мощности слойков. Последнее
обусловлено очень малым объёмом обломочного материала, приносимого с
ледника талыми водами.
МЕРЗЛОТНЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
Криолитозона.
Роль льда в геологических процессах на суше не ограничена деятельностью ледников. Важное значение имеет также лёд, находящийся в толще
земной коры – в составе мёрзлых грунтов и горных пород. Мёрзлыми называются горные породы, характеризующиеся присутствием в них льда в порах
и трещинах. Промерзают горные породы и грунты в холодное время года;
процесс этот начинается с поверхности и распространяется на глубину. Процесс носит сезонный характер: с наступлением тёплого сезона промерзание
сменяется оттаиванием. Слой грунтов и горных пород, в котором сезонно чередуются процессы промерзания и оттаивания, называется деятельным слоем. Мощность его в разных районах не одинакова. Наибольшая глубина промерзания (до 2-3 м) отмечается в условиях преобладания отрицательных
температур на протяжении большей части года при маломощном снеговом
покрове.
Вместе с тем на обширных пространствах в северных частях Евразии
(особенно в Сибири) и Северной Америки ниже сезонно промерзающего слоя
развит значительно более мощный слой мёрзлых пород, никогда за лето не
оттаивающих. Эта мерзлота, называемая многолетней, носит реликтовый
135
характер: она сохранилась с прошлых геологических эпох, когда в этих регионах господствовал значительно более холодный климат. Многолетняя
мерзлота распространена преимущественно в тех районах, которые в четвертичном периоде не подвергались покровным оледенениям. При этом, очевидно, формирование этой мерзлоты и максимальное оледенение развивались синхронно. Максимальное промерзание происходило в тех регионах,
где выпадало мало осадков и не могло накопиться снежной массы, достаточной для формирования покровного ледника – то есть в районах с холодным,
но очень сухим климатом. В наибольшей мере такие условия были характерны для Восточной Сибири и Монголии.
Мёрзлая зона литосферы называется криолитозоной. Площадь распространения многолетнемёрзлых грунтов и горных пород составляет в настоящее время около 25% площади суши. Реликтовый характер современной
многолетней мерзлоты обуславливает общую тенденцию её к постепенному
таянию. Но тенденция эта не абсолютна, она носит прерывисто-возвратный
характер. Процессы таяния многолетней мерзлоты играют важную роль в
водном балансе соответствующих территорий. Этот процесс может вносить
заметный вклад в питание подземных вод, поверхностных водотоков и водоёмов соответствующих территорий. На некоторых реках Восточной Сибири
отмечается предосеннее половодье, обусловленное тем, что к концу лета
процессы таяния многолетней мерзлоты достигают своего максимума.
Характер распространения многолетнемёрзлых пород и грунтов на различных территориях не одинаков. В зависимости от него выделяются следующие зоны:
сплошного распространения мерзлоты;
развития мерзлоты с участками талых грунтов (таликов);
развития мерзлоты и таликов с преобладанием последних;
островного развития многолетней мерзлоты.
Типы подземных льдов и вод в криолитозоне.
Формы существования подземных льдов в криолитозоне разнообразны.
Основными типами являются:
- лёд-цемент, мелкие выделения которого развиты между частицами
грунта или горной породы; образуется при промерзании равномерно увлажнённых пород и грунтов;
- сегрегационные льды, слагающие небольшие гнёзда, линзочки, прослои
и прожилки среди вмещающей породы;
-повторно-жильные льды, приуроченные к морозодойным трещинам; их
возникновение будет рассмотрено далее;
- инъекционные льды образуются в результате внедрения по трещинам
напорных подмерзлотных вод;
- погребённые льды формируются на поверхности, после чего захороняются отложившимися сверху осадками;
- пещерные льды возникают в результате замерзания воды в подземных
полостях.
136
Подземные воды криолитозоны играют очень важную роль как в геологических процессах этой зоны, так и в гидрологическом режиме соответствующих районов. Согласно Н.Н. Романовскому, в криолитозоне выделяются
следующие типы подземных вод:
- надмерзлотные воды, приуроченные к талым, перекрывающим многолетнемёрзлые породы слоям (сезонно-промерзающему слою и несквозным
надмерзлотным таликам);
- воды сквозных таликов, которые бывают различны по происхождению:
инфильтрационные, поступающие сверху, в результате инфильтрации атмосферных осадков и из поверхностных водоёмов, и напорные, поступающие из
подмерзлотных горизонтов;
- подмерзлотные воды, залегающие ниже подошвы многолетнемёрзлого
слоя и различные по происхождению; они могут взаимодействовать с многолетнемёрзлым слоем, а при наличии напора – проникать вверх по таликам;
- межмерзлотные воды могут образовываться при промерзании несквозных таликов; они ограничены многолетнемёрзлыми породами как сверху, так и снизу, но сохраняют гидравлическую связь с водами других видов;
- внутримерзлотные воды слагают внутри многолетнемёрзлых пород
обособленные линзы, лишённые связи с водами других типов.
Криогенные геологические процессы.
Для криолитозоны характерно проявление специфических геологических процессов, называемых криогенными (мерзлотными). Важнейшую роль
в этих процессах играет сезонно оттаивающий деятельный слой криолитозоны. К числу криогенных геологических процессов относятся:
1. Образование морозобойных трещин. Трещины возникают в холодное
время года в результате сильного охлаждения мёрзлых горных пород и грунтов. Летом они заполняются талыми водами, которые затем замерзают в этих
трещинах (повторно-жильные льды), что способствует их дальнейшему расширению. В результате земная поверхность оказывается разбита густой сетью таких трещин, образующей в плане систему из многочисленных неправильных многоугольников.
2. Термокарстовые процессы связаны с таянием скоплений подземных
льдов. Результатом является развитие просадок грунта и формирование термокарстовых котловин. В результате их заполнения поверхностными водами
образуются термокарстовые озёра, очень характерные для равнинных тундр.
3. Образование бугров пучения. Причина этого процесса – в увеличении
объёма воды при её замерзании. Так как промерзание грунтов с наступлением зимы распространяется сверху вниз, на глубине в течение некоторого
времени могут оставаться массы воды в жидком состоянии, зажатые между
двумя мёрзлыми водоупорами (замёрзший грунт сверху и многолетнемёрзлые породы снизу). Движение этих вод может приводить к формированию их
скоплений под фронтом промерзания. Когда перенасыщенный водой грунт
промерзает, он увеличивается в объёме и приподнимает вышележащие слои:
137
возникает «бугор пучения». Размеры их могут достигать десятков метров в
высоту и первых сотен – в поперечнике.
4. Солифлюкция. Солифлюкцией называется медленное пластичное течение сильно увлажнённых грунтов на склонах. Процессы солифлюкции отмечаются не только в криолитозоне, но именно здесь они имеют особенно
широкое развитие. Это обусловлено практически повсеместным распространением избыточного переувлажнения грунтов, обеспечиваемым за счёт таяния подземных льдов в тёплое время года. Рыхлые песчано-глинистые грунты, перенасыщенные влагой, приобретают способность к оплыванию при совсем небольших углах склона, порядка 3-5º. В связи с широким развитием
процессов солифлюкции, термокарста и образования бугров пучения грунты
криолитозоны отличаются большой неустойчивостью, что создаёт большие
трудности при строительстве.
5. Образование каменных потоков (курумов) – один из типичных склоновых процессов в криолитозоне. Курумы – это обширные поля каменных
(глыбовых) развалов, медленно (до первых сантиметров за год) оползающие
по пологим склонам. Их образование и движение происходит по действием
нескольких факторов:
- морозного выветривания скальных горных пород, приводящего к образованию разрозненных глыб;
- выпучивания их на поверхность из подстилающей песчано-глинистощебнистой смеси в результате чередования процессов промерзания и оттаивания;
- вымывания мелких частиц из собственно курумового горизонта талыми водами;
- замерзания воды, скапливающейся в пустотах между глыбами («гольцовый лёд») и образование глыбово-ледяной смеси, способной к небольшим
подвижкам при подтаивании льда;
- переувлажнение, при таянии «гольцового льда», подстилающих песчано-глинисто-щебнистых слоёв и их пластичное оплывание.
Некоторые авторы рассматривают движение курумов как особую разновидность солифлюкционных процессов. Но этот процесс намного сложнее
обычных солифлюкционных, и, по-видимому, его правильнее выделять в качества самостоятельного типа криогенных процессов.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ НА СКЛОНАХ
Основным содержанием склоновых геологических процессов является
транспортировка материала вниз по склону под действием силы тяжести.
Способы транспортировки весьма разнообразны, и этим обусловлено соответственно большое число выделяемых типов с к л о н о в ы х о т л о ж е н и й (приводятся по классификации С.С. Воскресенского с уточнениями).
Делювий – продукт плоскостного смыва обломочного материала дождевыми и талыми водами. Возможность формирования данного типа отложений появляется при совпадении нескольких условий, поэтому делювий в чис-
138
том виде имеет довольно ограниченное распространение. Делювий может
накапливаться у подножья и в нижних частях пологих склонов, не содержащих ложбин (в этом случае процессы плоскостного стока сменятся пролювиальными) и не имеющих растительного покрова. В условиях умеренного
климата возможно сезонное накопление делювия, а именно весной – когда со
склонов, ещё не покрывшихся травянистой растительностью, стекают потоки
талых вод. Энергия потоков при плоскостном смыве невелика, поэтому состав делювия всегда целиком или почти целиком мелкообломочный.
Десерпций – результат перемещения обломков в осыпи. Десерпционный
перенос характерен для открытых (с редким растительным покровом или
полностью лишённых растительности) склонов, крутизна которых выше угла
естественного откоса (около 30º). Размерность обломков, транспортируемых
и накапливающихся в десерпционных процессах, весьма разнообразен. При
этом имеется в некоторой мере проявленная тенденция к сортировке, связанная с тем, что более крупные обломки могут скатываться ниже по склону.
Десерпций имеет широкое распространение на горных склонах, особенно в
условиях сухого климата.
Дерупций – обвальные отложения. Накапливаются у подножья крутых и
обрывистых склонов в результате их обрушения. Размерность обломков –
любая, никакой сортировки не проявлено. Основной фактор, влияющий на
возможность проявления дерупционных процессов – крутизна склона. Вероятность обрушения более высока, если склон сложен менее устойчивыми
горными породами. В наибольшей мере она возрастает после сильных дождей или таяния снега. В некоторых классификациях оба названных типа, дерупций и десерпций, объединяются под общим названием «коллювий».
Дефлюкций – продукт пластичного оползания рыхлых умеренно увлажнённых грунтов. Дефлюкционные процессы могут проявляться на склонах
умеренной крутизны (порядка 10-15º и более), сложенных грунтами с заметной глинистой составляющей (глинистыми, песчано-глинистыми, щебнистоглинистыми и т.п.). Наличие растительного покрова только благоприятствует
их развитию, так как, с одной стороны – способствует удержанию влаги, а с
другой – препятствует размыву таких грунтов с поверхности.
Солифлюкций – результат пластичного течения переувлажнённых грунтов. Выше отмечалось, что солифлюкционные процессы наиболее характерны для криолитозоны. Но локально они могут проявляться и в иных природных условиях – там, где избыточное увлажнение обусловлено притоком
грунтовых вод (при выходе на склон водоносного горизонта).
К числу ведущих факторов, от которых зависит проявление того или
иного склонового процесса, можно отнести:
1. Размерность обломочного материала на склоне.
2. Наличие растительного покрова. Десерпционные и делювиальные
процессы идут преимущественно при его отсутствии. Дефлюкционные и солифлюкционные – наоборот.
139
3. Степень увлажнения (необходима для проявления дефлюкционных
и солифлюкцонных процессов; при этом увеличение влажности ведёт к смене
дефлюкционного перемещения солифлюкционным).
4. Крутизна склона. Солифлюкционные процессы могут начаться при
углах склона в первые градусы, дефлюкционные – порядка 10º, десерпционные – 30º, дерупционные – 50º и более.
5. Вещественный состав грунтов и горных пород.
В целом склоновые отложения, несмотря на разнообразие механизмов
транспортировки, характеризуются некоторыми общими чертами:
- сортировка обломочного материала, как правило, незначительная или
отсутствует;
- обломочный материал не окатан (если только он не подвергся окатыванию ранее);
- слоистость незакономерная, изменчивая, обычно нечёткая; часто совершенно отсутствует;
- нередко (в первую очередь на пологих склонах) проявлена пространственная связь с материнскими породами, за счёт разрушения которых поступает обломочный материал.
В горных районах в условиях умеренного климата широким распространением пользуется специфический тип склонового переноса обломочного
материала – лавинная транспортировка. Лавинами называют потоки снежных масс, срывающиеся и сходящие вниз по горным склонам под действием
силы тяжести. В процессе своего перемещения лавины могут захватывать
большое количество обломков горных пород и с высокой скоростью переносить их к подножью склона. Специфического типа склоновых отложений при
этом не образуется, так как после таяния снега обломочный материал переносится и переотлагается далее – уже водными потоками. Лавинной транспортировкой обломочного материала обусловлено образование характерных
форм денудационного рельефа – лавинных лотков. Их характерная особенность – полукруглое поперечное сечение, в отличие от V-образного для сухих логов. Это различие обусловлено разным характером распределения механического воздействие на ложе в водном и в снеговом потоке.
Специфической формой склоновой транспортировки в мерзлотных районах являются курумы, рассмотренные выше.
Оползневые процессы.
Особый тип склоновой транспортировки, осуществляемой без нарушения целостности грунтов и горных пород, представляют собой оползневые
процессы. В этих процессах цельные блоки, в сложении которых могут принимать участие разнообразные скальные породы и рыхлые отложения, медленно сползают вниз по склонам, перемещаясь вдоль поверхностей скольжения – дугообразных сколов, выполаживающихся книзу. Формирование
оползней возможно на склонах различной крутизны и при различном составе
пород, которыми они сложены. Основной фактор, обуславливающий их возникновение и развитие – постоянный приток подземных вод.
140
Образование оползней происходит при следующих условиях:
сильное насыщение грунтов и горных пород подземными водами,
приводящее к ослаблению связи между твёрдыми частицами;
смачивание водой поверхностей скольжения, образующихся в наиболее водопроницаемых зонах (трещинах отрыва);
гидродинамическое давление подземных вод в направлении движения оползня.
Нередко возникают целые системы сопряжённых между собой поверхностей скольжения, вдоль которых приходит в движение один блок за другим. Совокупность горнопородных блоков, перемещённых в результате
оползневых процессов и скопившихся у основания склона, составляет особый тип склоновых отложений – деляпсий.
Экологическая опасность оползневых процессов в том, что движение
оползней хоть и медленное, но неотвратимое. Предотвратить разрушение
объектов, оказавшихся на пути движущегося оползня, как правило, невозможно. Закреплению поддаются только оползни очень небольших размеров.
Более эффективно выявление потенциально опасных участков склонов и
принятие мер по предотвращению возникновения оползневых явлений. Предотвратить формирование оползней возможно, изменив соответствующим
образом режим деятельности грунтовых вод на соответствующем участке. В
числе таких методов применяются:
устройство поверхностного и подземного дренажа;
перехват вод нагорными канавами;
осушение подземными галереями;
цементация водопроницаемых зон или их замораживание.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ВОД МИРОВОГО ОКЕАНА
Мировой океан занимает более 70% поверхности Земли. Его общая
площадь – 361 млн. кв. км. Поэтому океан играет огромную роль и в водном
режиме географической оболочки нашей планеты, и в протекающих в ней экзогенных геологических процессах. Важнейшими факторами, определяющими характер геологической деятельности океанических вод, являются их
состав, физические параметры и динамика.
Состав океанических вод.
Одной из важнейших особенностей вод мирового океана является их повсеместно повышенная солёность (более 3 г/л). Общепринятая единица измерения солёности морских вод – промилле (одна десятая процента). Средняя
величина солёности океанических вод – 35 промилле. При этом в отдельных
районах она повышается вплоть до 47 промилле. Подобное повышение солёности характерно для обособленных, слабо связанных с остальной частью
океана морей или заливов, при одном из двух дополнительных условий.
Здесь либо должно идти активное испарение воды с поверхности (Персидский залив), либо – активный приток высокоминерализованных вод из глу-
141
бинных источников (Красное море). В устьях крупных рек солёность, напротив, может существенно снижаться.
Среди растворённых в морской воде солей резко преобладает NaCl
(78,3%), далее следуют MgCl2 (9,4%), MgSO 4 (6,4%), CaSO 4 (3,9%), KCl
(1,6%), CaCO3 (0,04%).
Следует подчеркнуть, что морская вода представляет собой истинный,
ионный раствор в чистом виде. Коллоидных частиц (мицелл) здесь не содержится. Причина в том, что истинный раствор с высокой концентрацией ионов
действует, как электролит, и это вызывает коагуляцию коллоидов. Поэтому
коллоидные частицы, попадая в морскую воду, быстро осаждаются.
Кроме солей, океанические воды содержат и растворённые газы. Среди
них ведущую роль играют кислород и углекислый газ; иногда важное значение приобретает аммиак. В котловинах с ограниченным водообменном могут
формироваться восстановительные условия, и в таких случаях ведущую роль
среди растворённых газов приобретает сероводород (это характерно для глубинной части Чёрного моря).
Вопрос об источнике солей в морской воде многие годы оставался (и
отчасти остаётся до сих пор) предметом дискуссий. Первоначально предполагали, что накопление солей в океане целиком связано с их поступлением в
составе речного стока. Но расчеты показали, что процентное соотношение
солей в морской воде сильно отличается от соотношения в речных водах, и
объяснить такое изменение соотношений не удаётся. Ответ на вопрос удалось найти, когда на дне океана были обнаружены многочисленные глубинные высокоминерализованные термальные источники, поставляющие большое количество различных растворённых солей. По современным оценкам,
вклад поверхностного стока и этих источников в дело «засоления» океанических вод является сопоставимым. В некоторых случаях роль глубинных источников высокоминерализованных вод может быть ведущей.
Не подлежит сомнению, что химизм вод мирового океана не всегда был
одинаковым, а каким-то образом эволюционировал. Это следует из того, что
состав океанических донных осадков хемогенного происхождения менялся с
течением геологического времени. Наиболее показателен факт очень широкого распространения железистых осадков в глубоководных океанических
отложениях, сформировавшихся на протяжении архея и, в особенности, раннего протерозоя (более полутора миллиардов лет назад). В настоящее время
перенос соединений железа морскими водами невозможен. В них содержится
растворённый кислород, а железо в окислительной среде является трёхвалентным, и его соединения практически нерастворимы. Очевидно, что на
ранних этапах геологический истории, когда атмосфера Земли была бескислородной, окислительно-восстановительные условия в океане были также
иными – и, соответственно, другим был состав растворённых в нём веществ.
Физические параметры океанических вод.
К числу важных параметров, характеризующих состояние океанических
вод, относится их температура. Она определяется балансом между величиной
142
солнечной радиации, расходом энергии на испарение воды с поверхности
океана и теплообменом между водой и атмосферой. Температура поверхностного слоя колеблется от +28º С в экваториальной зоне до -1,8º С в приполярных областях (температура замерзания морской воды). На больших глубинах температура воды не превышает +2-3º С, а в полярных районах -0,7º С.
Важная особенность энергетического баланса между океаном и атмосферой
состоит в том, что при увеличении при притока солнечной энергии всё возрастающая её доля расходуется не на повышение температуры морских вод, а
на испарение. Благодаря этому даже в условиях очень жаркого климата температура океанических вод не превышает указанных значений.
Плотность морской воды в целом несколько возрастает с глубиной. Выделяются 4 зоны: поверхностная (глубины до 200-250 м), промежуточная (до
1400 м), глубинная (до 1200-3000 м) и придонная. Это не связано с расслоением по составу – в целом вся толща вод мирового океана, хоть и медленно,
но перемешивается (такое перемешивание обеспечивает доставку растворённого кислорода даже в глубинные зоны). Расслоение по плотности связано,
главным образом, с увеличением давления – на больших глубинах вода оказывается в большей степени «сжатой». Хотя сжимаемость воды относительно
невелика, подсчитано, что без влияния этого фактора уровень воды в мировом океане был бы на 30 метров выше.
Динамика вод Мирового океана.
Ход природных процессов в Мировом океане в очень большой мере определяется динамикой морских вод. В целом все океанические воды находятся в непрерывном движении, которое вызывается рядом различных причин:
- действием ветра;
- пререпадами температур и давлений;
- приливным воздействием Луны и Солнца;
- действием сил, связанных с вращением Земли (центробежная сила и
сила Кориолиса);
- сейсмическими колебаниями и т.д.
Различают следующие типы движения морских вод: морские течения,
вертикальная циркуляция, волнение. В особый тип следует выделить также
такое специфическое явление, как суспензионные (мутьевые) потоки.
Морские течения.
Течениями называются перемещения природных вод в естественных и
искусственных водоёмах по латерали (в горизонтальном направлении). Наибольшие масштабы – и, соответственно, значение – приобретает деятельность течений в Мировом океане. Здесь различаются течения поверхностные,
глубинные, придонные и прибрежные. Поверхностные течения связаны,
главным образом, с ветрами постоянных направлений. В тропических зонах
направление течений связано с пассатами, дующими с востока на запад. В
умеренных широтах господствуют ветры противоположного направления,
дующие с запада на восток. В зоне действия муссонных ветров, меняющих
своё направление в зависимости от сезона, могут возникать соответствующие
143
течения, также меняющие направление. Существенное влияние на общую
картину конфигурации поверхностных течений в Мировом океане оказывает
расположение континентов. По причине их разного расположения конфигурация морских течений в северном и южном полушариях оказывается различной. Так, муссонные течения играют ведущую роль только в северной
части Индийского океана (потому, он не протягивается в умеренные широты
– и, соответственно, здесь нет пояса господства западных ветров). В умеренных широтах северных частей Атлантического и Тихого океанов западные
течения (Гольфстрим, Куросио) «упираются» в берега материков и меняют
своё направление. А в южном полушарии аналогичное по происхождению
течение замыкается в кольцо, беспрепятственно переносящее одни и те же
водные массы вокруг Антарктиды. Скорость всех поверхностных течений с
глубиной уменьшается, и на интервале 100-200 м даже самые мощные их них
затухают.
Течения вод в более глубоких зонах Мирового океана пока остаются недостаточно изученными, и закономерности, от которых зависит их распределение, пока недостаточно ясны. Их возникновение может быть связано с
процессами вертикальной циркуляции океанических вод, влиянием вращения
Земли, а также приливным воздействиями Луны и Солнца.
Вертикальная циркуляция.
Этот тип движений вод Мирового океана обеспечивает их перемешивание по вертикали. Осуществляется он, главным образом, в процессе вихревых круговоротов. Для возникновения процессов вертикальной циркуляции
необходимо, чтобы температура воды на глубине превышала температуру
поверхностных вод. Поэтому наиболее масштабна вертикальная циркуляция
в высоких широтах, где поверхностные воды являются более холодными.
Волнение.
В океане выделяют три типа волн различного происхождения: приливно-отливные, ветровые и сейсмические. Приливно-отливные волны наиболее
масштабны, так как распространяются на всю массу воды Мирового океана в
виде периодических колебаний. При этом в открытом океане высота приливной волны не превышает 1 м, но у берегов, в зависимости от их очертаний,
она может быть значительно выше. В областях, где перемещение приливных
волн не встречает препятствий, возникают постоянно действующие приливные течения. Скорость приливно-отливных течений различна на разной глубине. В мелководных (шельфовых) морях она максимальна на глубинах в несколько десятков метров, в открытом океане – первые сотни. Но даже в придонных частях глубоководных областей океана скорость движения вод, связанного с приливно-отливными процессами, составляет около 10 см/с.
Ветровые волны возникают при скоростях ветра, превышающих 1,1 м/с.
Морфология волн различна в зависимости от скорости ветра. Кинетическая
энергия волн с увеличением скорости ветра возрастает. Когда ветер стихает,
энергия волн расходуется на преодоление трения, и волнение постепенно
прекращается. Только самые крупные волны могут ещё долго сохраняться
даже при полном штиле, образуя так называемую мёртвую зыбь.
144
С приближением к берегу на участках с пологим дном энергия волн постепенно затухает и происходит их разрушение. При крутом уклоне дна этого
не происходит. Напротив, амплитуда волны с приближением к берегу возрастает, и тогда кинетическая энергия прибойных волн вызывает разрушение
берегов, нередко очень значительные. Наглядное представление о возможных величинах энергии прибойных волн можно составить по наблюдавшимся случаям, когда такие волны забрасывали обломки скал, весом более 10
тонн, на высоту до 20 метров. Но если берег совершенно отвесный и дно сразу уходит на большую глубину, то здесь разрушения волн может совсем не
происходить. В таком случае образуются отражённые от берега волны, которые накладываются на нагонные, и в результате интерференции образуется
зона стоячих волн.
Приток нагонных прибойных волн в сторону берега компенсируется
возвратным придонным течением. Такие течения тоже могут иметь высокую
кинетическую энергию и производить большую работу по транспортировке
материала в направлении от берега.
Самый редкий, но при этом самый разрушительный вид волн – это волны сейсмического происхождения – цунами. Их возникновение связано со
смещениями морского дна, которые происходят при землетрясениях. Огромная энергия такой волны реализуется в прибрежных зонах, где такая волна
производит гигантские разрушения. Расчеты показывают, что такие волны
могут возникать и в случае падения в океан очень крупных метеоритов.
Суспензионные потоки.
В качестве специфического типа придонных морских течений можно
рассматривать суспензионные (мутьевые) потоки. В таких потоках перемещается не просто вода, а суспензия – смесь воды и взвешенных в ней мелких
твёрдых частиц. Условия для возникновения таких потоков присутствуют на
любом подводном склоне, где идёт отложение донных осадков. Когда сила
сцепления между частицами становится недостаточной, чтобы удержать накопившуюся массу отложений на склоне, эта масса срывается и «взмучивается» в придонном слое воды. Образуется суспензия, которая имеет в целом
более высокую плотность, чем плотность окружающей чистой воды. Под
действием силы тяжести эта суспензионная масс быстро скатывается вниз по
подводному склону, вовлекая в этот процесс новые массы донных осадков по
пути своего следования. Суспензионные потоки производят значительную
геологическую работу, содержание которой будет рассмотрено далее. Некоторые геологи рассматривают деятельность суспензионных потоков как особый тип склоновых геологических процессов, характерный для подводных
обстановок.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В БЕРЕГОВОЙ ЗОНЕ МОРЯ
Зоны морских берегов относятся к числу природных обстановок, характеризующихся наиболее активной динамикой экзогенных геологических
145
процессов. Взаимодействие между сушей и омывающими её водами Мирового океана проявляется в разрушении берегов, обработке и переотложении
продуктов разрушения, а также разнообразного материала, поставляемого
сюда текучими водами из внутренних частей континентов.
Разрушение морских берегов.
Разрушение морских берегов, как и озёрных, происходит в процессе абразии, осуществляемой в результате волноприбойной деятельности. Основное отличие морской абразии от озёрной – многократно большие масштабы
её проявления, что обусловлено более высокой кинетической энергией ветровых волн на море. Разрушение берега происходит благодаря суммарному
действию нескольких факторов:
- гидравлического удара волн;
- ударного воздействия обломков горных пород, перемещаемых прибоем;
- химического взаимодействия морской воды с минеральным веществом
горных пород.
Наиболее активно абразионные процессы протекают у крутых берегов,
вблизи которых нет прибрежных отмелей, которые гасили бы энергию волн.
Скорость абразии зависит также от механической устойчивости пород, слагающих берег. Наиболее быстро разрушаются берега, сложенные рыхлыми
отложениями или сильно трещиноватыми горными породами.
Первоначально процессы абразии распространяются на высоту, которой
достигают прибойные волны. В результате в основании берега образуется
вытянутое вдоль него углубление соответствующей высоты – волноприбойная ниша. Скальные горные породы нависают над ней в виде карниза. Углубление ниши приводит к обрушению скального «козырька», и берег приобретает форму отвесного обрыва, после чего ниша начинает формироваться
снова. В результате береговой обрыв неуклонно смещается вглубь суши. А у
его подножья остаётся выровненная площадка, полого наклонённая в сторону
моря – абразионная терраса, обычно имеющая надводную и подводную
части. На поверхности её начинается накопление продуктов разрушения берега. По мере расширения подводной части абразионной террасы энергия
ветровых волн, достигающих берега, всё более и более снижается. Абразионная деятельность затухает, и ведущую роль приобретают процессы сортировки и аккумуляции обломочного материала.
Обработка, транспортировка и аккумуляция обломочного материала.
Обломочный материал, поступающий в море в результате абразии, подвергается обработке и сортировке в результате той же самой волноприбойной
деятельности. Обломки горных пород, постоянно перемещаемые волнами,
трутся друг о друга, и в результате – дробятся, окатываются, истираются.
Продуктами этой обработки являются песок, гравий и галька. Первоначально
они накапливаются у подножья берегового обрыва, покрывая надводную
часть абразионной террасы. Здесь образуется пляж. Часть материала уносит-
146
ся прибоем от берега и накапливается на небольшой глубине, формируя подводную аккумулятивную террасу. Она надстраивает абразионную террасу,
продолжая её вглубь моря.
Но перемещение обломочного материала под действием прибойных
волн может осуществляться не только в направлении, поперечном к берегу.
Этим дело ограничивается лишь тогда, когда прибойная волна накатывается
на берег строго перпендикулярно. Но обычно волны подходят к берегу косо,
под непрямым углом. Под соответствующим углом переносятся в сторону
берега и обломочные частицы. Обратный ток воды возвращает каждую обломочную частицу уже не на исходное место, а в точку, находящуюся на некотором расстоянии от него по направлению вдоль берега. Там эта частица
подхватывается следующей волной, и уносится ещё дальше. Суммарным результатом таких многократных смещений является вдольбереговой перенос
рыхлых наносов. По экспериментальным данным, скорость вдольберегового
перемещения галечного материала при умеренном волнении может составлять десятки метров в час. Наибольшие скорости наблюдаются там, где волна
подходит к берегу под углом 45º.
С о р т и р о в к а обломочного материала также происходит благодаря
ритмичному чередованию ветрового нагона прибойной волны и возвратного
стока воды. Энергия нагонной волны выше, и она смещает в сторону берега
обломки различного размера. Обратным стоком уносится песок и более мелкие частицы, а галька (тем более валуны, смещаемые лишь при самых сильных штормах) остаётся на месте. Энергия возвратного течения по мере удаления от берега снижается, и это обеспечивает дальнейшую сортировку материала: по мере удаления от береговой линии вглубь моря отлагается всё
более мелкообломочный материал.
Процессы а к к у м у л я ц и и доминируют на отлогих побережьях, где
абразионная деятельность ослаблена. В результате накопления окатанного и
отсортированного терригенного материала формируются специфические
прибрежно-морские формы аккумулятивного рельефа – бары и косы. Бар –
это подводная песчаная отмель, протягивающаяся параллельно берегу на некотором расстоянии от него. Образование баров является результатом ослабления влияния волноприбойной деятельности на глубинах около 5 м, в результате чего именно здесь происходит осаждение наибольшего объёма песчаного материала.
Если в результате накопления осадков верхняя часть бара выступает над
уровнем моря, на его месте возникает коса. В результате участок моря может
оказаться полностью или почти целиком отделённым от него. Такие обособленные прибрежные участки морского мелководья называются лагунами.
Процессы седиментации в лагунных бассейнах отличаются от типично морских и сходны с озёрными. Основной объём терригенного материала заносится в лагуну лишь сильными штормами и представлен наиболее тонкой
взвесью. После прекращения шторма эта взвесь медленно оседает в спокойной обстановке, в результате чего формируются алеврито-глинистые отложения с горизонтальной слоистостью. При формировании застойной обстанов-
147
ки и, как следствие – восстановительных условий, на дне лагуны могут накапливаться органогенные отложения. В условиях сухого и жаркого климата в
лагунах доминируют процессы хемогенной испарительной седиментации и
накапливаются соляные осадки.
Косы на морских побережьях могут формироваться не только в результате развития баров. Интенсивное накопление песчаного осадка возможно в
результате резких изменений скорости вдольбереговых течений на участках
резких изгибов береговой линии. Косы такого происхождения обычно под
углом отходят от берега в сторону моря, и в результате их формирования образуются только заливы, а не лагуны.
Устья рек и их типизация.
В общем количестве материала, поступающего с суши в Мировой океан,
доля продуктов абразионной деятельности моря невелика, несмотря на масштабы морской абразии. Многократно больший объём вещества – и в обломочной, и в растворённой форме – выносится в океан реками. Отсюда вытекает особая значимость таких приуроченных к береговой зоне объектов, как
устья рек.
Выделяется три типа устьев рек, различающихся основными особенностями своей морфологии: дельты, эстуарии и лиманы.
Дельты представляют собой наиболее распространённый тип устьев.
Причина формирования дельт в том, что при впадении реки в приёмный водоём скорость течения резко падает, и основной объём транспортируемого
обломочного материала выпадает в осадок. В результате – так же, как в устьях периодически действующих временных водотоков – формируется конус
выноса, размеры которого зависят от объёма переносимого рекой материала.
Для дельт наиболее типична субтреугольная в плане форма, сходная с формой одноимённой буквы греческого алфавита (отчего они и получили своё
название). Такая форма обусловлена ветвлением реки на множество рукавов.
Оно происходит из-за того, что отложение большого количества обломочного материала создаёт препятствия для стока воды, и она постоянно создаёт
для себя всё новые русла.
В составе дельт выделяются надводная и подводная части. По мере накопления обломочного материала дельта постепенно продвигается в сторону
моря; при этом площадь её наземной части всё время увеличивается за счёт
подводной. Обычная скорость смещения береговой линии дельт в сторону
моря – первые метры в год. Но при больших объёмах поступающего терригенного материала скорость роста дельты может быть намного выше. Так,
отдельные рукава дельты р. Миссисипи ежегодно удлиняются на 75 км в сторону моря.
Эстуарии – это устья рек, открывающиеся в сторону моря. Эстуарий
можно рассматривать как форму, в пределах которой расширяющееся русло
реки постепенно переходит в морской залив. Формирование эстуариев возможно в двух случаях. Или в условиях свободного проникновения в устье
реки приливно-отливных течений, транспортирующих принесённый рекой
148
материал вглубь моря (и дельта, в таком случае, сформироваться не может).
Или же по причине затопления приустьевой части речной долины морскими
водами в результате тектонического опускания участка земной коры. В некоторых случаях действие этих причин проявляется совместно.
Лиманы – наиболее редкий тип. Нередко они рассматриваются как разновидность эстуариев, полностью находящиеся вне зоны влияния приливноотливных течений. Для лиманов характерно развитие песчаных кос, которые
создают препятствия на пути стока речных вод в море. Поэтому лиманы иногда также рассматриваются как разновидность подпрудных озёр.
Седиментация в устьях рек.
Большая часть материала, выносимого с континента реками как в обломочной, так и в растворённой форме, осаждается в устьях рек. Наибольший
масштаб процессов терригенной седиментации характерен для дельт. Для
терригенных дельтовых отложений характерны следующие черты:
- существенно песчаный или глинисто-алеврито-песчаный состав, иногда с прослоями и линзами гравийно-галечного материала;
- невыдержанная слоистость;
- большая суммарная мощность осадков;
- первично-наклонное залегание (наклон в сторону моря в подводной
части дельты может достигать 10-15º).
Процессы осадконакопления в устьях рек не ограничиваются отложением принёсённых рекой обломочных частиц. Столь же характерны для этих
природных объектов явления хемогенной и биогенной седиментации.
Масштабная хемогенная седиментация обусловлена здесь смешением
слабоминерализованных речных вод с солёными водами Мирового океана.
Значительный объём вещества транспортируется реками в форме коллоидных растворов. В ходе речного переноса осаждения коллоидов не происходит, и весь их объём выносится в океан. Солёные морские воды действуют на
коллоидные растворы как электролит, вызывая их коагуляцию. При этом
процессе коллоидные частички (мицеллы) слипаются и оседают на дно. В результате практически весь объём веществ, переносившихся рекой в коллоидной форме, осаждается в её устье.
Масштабы биогенной седиментации в устьях рек обусловлены активной
деятельностью фитопланктона. Благоприятная обстановка для его бурного
расцвета возникает здесь за счёт выноса речными водами большого количества питательных веществ – как органических, так и минеральных. Развитие
фитопланктона создаёт условия для распространения питающегося им зоопланктона, а также более крупных организмов. В результате устья рек характеризуются очень высокой биологической продуктивностью. Она здесь в 20
раз превышает продуктивность внутренних областей океана, и в 10 - продуктивность других прибрежных зон. Поглощая растворённые вещества и осаждая их в результате своей гибели на дно, планктонные организмы вносят свой
весьма существенный вклад в очистку природных вод, стекающих с суши в
Мировой океан.
149
В общей сложности на границе река – море осаждается 93% взвешенных
веществ речного стока и 40% растворённых. Вследствие этого устья рек играют в биосфере нашей планеты важнейшую экологическую роль. Они выполняют функцию маргинальных (краевых) фильтров, очищающих природные воды и предохраняющих Мировой океан от загрязнения.
В строении устьевых фильтрующих систем выделяются три части, в которых процессы седиментации качественно различны:
1. Область гравитационного осаждения – первая при переходе от суши
к морю. Здесь осаждается основной объём взвешенных частиц. Только часть
наиболее тонкой глинистой взвеси уносится далее в сторону океана.
2. Коллоидно-дисперсная область – следующая по направлению движения стекающих в океан речных вод. Эта область возникает там, где происходит смешение речных вод с морскими и идёт коагуляция коллоидов. Здесь же
осаждается часть веществ, растворённых в ионной форме. Механизм их осаждения – сорбционный: погружающиеся на дно коллоидные частицы сорбируют из воды другие растворённые вещества и увлекают их с собой на дно.
3. Область биогенной фильтрации. Располагается следом за коллоиднодисперсной. Причина в том, что именно здесь вода, прошедшая две предшествующих стадии очистки, становится значительно более прозрачной. А следовательно, более проницаемой для солнечного света, что очень важно для
развития фитопланктона. Как сказано выше, планктон поглощает растворённые в воде вещества. В результате своей жизнедеятельности, организмыфильтраторы связывают как органические вещества, так и остатки минеральных взвесей в крупные комки, которые быстро осаждаются на дно.
К сожалению, полностью защитить океанические воды от техногенного
загрязнения фильтрующие системы устьев рек неспособны. Тем более, что
значительная часть загрязнителей поступает в океан на других участках побережий, а также из атмосферы или непосредственно сбрасывается человеком в море. Но без их деятельности степень загрязнения Мирового океана
была бы многократно выше.
ЭКЗОГЕННЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ ВО ВНУТРЕННИХ
ОБЛАСТЯХ МИРОВОГО ОКЕАНА
Морфология океанического дна.
Дно Мирового океана неоднородно в геоморфологическом отношении.
Здесь выделяются разнообразные формы рельефа, большей частью не имеющие аналогов в рельефе поверхности суши. Наиболее крупными элементами
рельефа океанического дна являются:
1. Подводные окраины континентов. Фактически представляют собой
краевые части материков, залитые морскими водами. В составе подводных
окраин различаются:
- Шельф – непосредственно примыкающее к суше морское мелководье с
глубинами от 100 до 500 м (в среднем до 200 м) и уклоном дна около 1º по
направлению от побережья.
150
- Континентальный склон – сравнительно узкий уступ, обращённый в
сторону внутренних частей океана. Уклоны в его пределах колеблются примерно в диапазоне от 5 до 25º. Место сочленения между шельфом и континентальным склоном, где отмечается перегиб в рельефе, называется бровкой
шельфа. Подножье континентального склона находится на глубинах порядка
2000-3000 м.
2. Океаническое ложе занимает основную часть площади Мирового
океана (около 50%). Глубины в его пределах составляют 3500-6000 м. В составе ложа выделяются океанические котловины (абиссальные равнины) и
разделяющие их поднятия и хребты вулканического происхождения. Наиболее высокие из них выступают над поверхностью океана в виде островов.
3. Срединно-океанические хребты – наиболее своеобразный элемент
рельефа океанического дна. Это крупные протяжённые поднятия шириной до
2000 км, возвышающиеся над ложем океана на высоту до 3-4 км. Название их
связано с тем, что в большинстве океанов (Атлантическом, Индийском и Северном Ледовитом) хребты занимают строго срединное положение, на равном удалении от противолежащих континентальных окраин. Только в пределах Тихого океана такой хребет приближен к его восточной окраине. Все
срединно-океанические хребты составляют единую мировую систему, являются прямым продолжением друг друга. К осевым частям хребтов приурочены узкие продольные впадины – рифтовые долины. Их ширина составляет
25-50 км, а глубина относительно окружающих участков дна - порядка 2 км.
Все эти элементы океанического дна различаются не только по рельефу,
но и по геологическому строению, а также характеру протекающих в их пределах геологических процессов.
Биогенное осадконакопление в Мировом океане.
Как мы уже видели, основная часть материала, поступающего с суши в
обломочной форме, осаждается в устьях рек. Результатом этого является господство в океанической воде не взвешенных частиц, а растворённых веществ. Эти вещества извлекаются из морской воды живыми организмами в
процессе их жизнедеятельности, а затем осаждаются на дно в результате биогенных процессов. Во внутренних районах океана растворённые вещества
перерабатываются планктоном в биогенную взвесь. Содержание в океанической воде такого биогенного вещества в 50-100 раз выше, чем терригенной
взвеси. Поэтому в океане мы имеем дело с иными, чем на континентах, закономерностями транспортировки и осадконакопления. И самая важная особенность – безусловное господство во внутренних частях океана биогенных
процессов осадконакопления.
В связи с ведущей ролью биогенных процессов, важно учитывать неравномерность распределения живых организмов в Мировом океане. Здесь можно выделить несколько зон, различающихся биогеографическими условиями:
1. Неритовая область в целом совпадает с шельфом. Эта область характеризуется наиболее широким распространением бентосных (донных) организмов. В пределах неритовой зоны выделяют три области:
151
- литоральную (приливно-отливную, периодически затопляемую и
осушаемую в результате чередования приливов и отливов);
- сублиторальную, которая выделяется глубже литорали как зона распространения на дне высших водорослей;
- эпибатиальную – внешнюю периферию шельфа, глубже зоны распространения высших водорослей.
2. Батиальная область приурочена к континентальному склону. Эта область значительно беднее бентосной фауной, чем неритовая. Кроме того, для
неё характерен иной видовой состав организмов.
3. Абиссальная область – самая глубоководная и бедная жизнью зона
Мирового океана. Скудность органического мира обусловлена тем, что солнечный свет – основной источник энергии для биологических процессов – на
такие глубины совершенно не проникает. Отдельные «оазисы» жизни существуют на таких глубинах лишь в областях действия термальных источников,
преимущественно в осевых частях срединно-океанических хребтов. Здесь
формируются очень специфические биоценозы, для которых энергия этих
источников (то есть глубинная энергия Земли) заменяет солнечную.
4. Пелагическая область – толща вод Мирового океана, населённая нектонными (активно плавающими) и планктонными (пассивно переносимыми
водой) организмами.
Основной объём биогенного материала, накапливающегося на океаническом дне – это остатки планктонных организмов (радиолярий, фораминифер,
известковых и диатомовых водорослей и т.д.). Их остатки могут иметь либо
кремнистый (радиолярии, диатомовые), либо известковый состав. Соответственно, на дне океана могут накапливаться либо кремнистые, либо карбонатные илы. Их распределение подчинено влиянию двух факторов: климатического и глубинности осадконакопления. Диатомовые илы кремнистого состава накапливаются исключительно в холодных водах приполярных районов
обоих полушарий. В более тёплых водах умеренных и, в особенности, тропических широт характерно накопление карбонатных илов.
Роль фактора глубинности обусловлена тем, что с увеличением глубины,
в результате роста парциального давления СО2, растёт растворимость карбонатных солей. Увеличение их растворимости отмечается начиная с глубин
4000 м, а после 4500 м этот процесс становится очень активным. Поэтому
данная глубина рассматривается как критическая глубина карбонатонакопления. Глубже этого уровня карбонатные скелетные остатки растворяются, и
могут накапливаться илы только кремнистого состава.
На шельфе существенный вклад в биогенное осадконакопление вносят,
наряду с планктоном, остатки бентосных организмов, в том числе многоклеточных – моллюсков, иглокожих, брахиопод и др. Здесь могут накапливаться
не только карбонатные илы, но и обломочные осадки известкового состава
(сложенные обломками раковин и других известковых скелетных образований). Наиболее специфическими образованиями, характерными для мелководий тёплых морей, являются карбонатные органогенные постройки – рифовые массивы. Ведущими организмами-рифостроителями в современных мо-
152
рях являются коралловые полипы. Кораллы являются морскими бентосными
организмами, ведущими прикреплённый образ жизни. Многие из них извлекают из морской воды растворённую в ней известь и используют её для
строительства внешнего скелета – известковых ячеек, внутри которых и живут сами полипы. Так как большинство коралловых полипов – организмы колониальные, они формируют на морском дне крупные сообщества. Продуктом жизнедеятельности их и становятся крупные органогенные массивы карбонатного состава, которые могут достигать огромных размеров. Крупнейший из современных рифовых массивов – Большой Барьерный риф у восточных берегов Австралии – вытянут на 2000 км при ширине около 150 км и
мощности рифовых образований до 150 м. Коралловые рифы являются зонами самой высокой биологической продуктивности и максимального видового
разнообразия в Мировом океане. Поэтому существенный вклад в формирование рифов вносит накопление скелетных остатков других обитающих здесь
животных – моллюсков, мшанок, иглокожих и др.
В геологическом прошлом роль ведущих организмов-рифостроителей
играли не только кораллы. В начале кембрийского периода (около 530 миллионов лет назад), ещё до появления кораллов, эту функцию выполняли примитивные низшие многоклеточные – археоциаты, ныне полностью вымершие. Известняковые рифовые массивы, построенные ими на дне кембрийского моря, широко распространены по всему югу Красноярского края. Один из
таких массивов целиком слагает в настоящее время Торгашинский хребет на
окраине г. Красноярска. Изредка на роль ведущих рифостроителей выдвигались также некоторые виды мшанок или моллюсков.
Специфическим видом морского карбонатонакопления является образование строматолитов – слоистых карбонатных осадков, формирующихся в
результате жизнедеятельности цианобионтов (сине-зелёных водорослей).
Механизм формирования этих осадков не является чисто биогенным – его,
скорее, следует рассматривать как биогенно-хемогенный. Сине-зелёные водоросли, в результате своей жизнедеятельности, насыщают морскую воду
кислородом. В результате растворимость карбонатных солей вокруг их колоний резко снижается, и они выпадают в осадок. В настоящее время этот процесс имеет очень ограниченное распространение. Его проявления наблюдаются в некоторых мелководных заливах тропических морей. Но в отдалённом геологическом прошлом, а именно в протерозойское время (более 600
миллионов лет назад), накопление строматолитовых отложений было очень
масштабным. Благоприятные условия для этого существовали, видимо, в связи с более высоким содержанием карбонатных солей в водах Мирового океана.
Транспортировка и седиментация терригенного материала в океане.
Ведущим агентом транспортировки обломочного материала, поступающего с континента, вглубь океана, являются суспензионные потоки. Они переносят материал глинистой, алевритовой и песчаной размерности, иногда с
примесью гравия и мелкой гальки. Большая часть суспензионных потоков
153
берёт своё начало вблизи устьев рек, где скапливаются большие объёмы вынесенного с суши материала. Отсюда излишки дельтовых осадков периодически уносятся через весь шельф и область континентального склона к его
подножью. Проходя постоянно одними и теми же путями, суспензионные
потоки выполняют на дне большую эрозионную работу. Её результатом является формирование глубоких подводных каньонов, прорезающих континентальный склон сверху донизу.
Основной объём материала, транспортируемого суспензионными потоками, отлагается у континентального подножья. Здесь, в устьях подводных
каньонов, формируются конуса выноса, морфологически сходные с конусами
выноса в устьях оврагов и сухих логов. Часто эти конуса сливаются в протяжённые шлейфы, покрывающие обширные пространства абиссальных равнин
вдоль подножья континентального склона. Отложения суспензионных потоков – турбидиты – характеризуются специфической градационной слоистостью. Её возникновение обусловлено тем, что после прекращения движения суспензионного потока вначале оседают на дно частицы наиболее
крупного размера, а выше постепенно отлагается всё более мелкий материал.
В результате формируется ритмично-слоистая толща, сложенная однообразно построенными пакетами осадков. В основании каждого пакета (элементарного ритма) залегает наиболее грубый материал (крупный песок, иногда –
гравий и галька); выше он постепенно сменяется мелким песком, далее –
алевритов и, в самом верху – глиной. Слой глинистого осадка всегда с резко
выраженной границей перекрывается грубообломочным основанием следующего элементарного ритма.
На наиболее крутых участках континентального склона возможен подводно-оползневой перенос обломочного материала. В результате схода подводных оползней накапливаются отложения, представляющие собой хаотичную смесь обломочного материала разной размерности. Подводнооползневые образования, содержащие в своём составе обломки крупных размеров – олистолиты, называются олистостромами. Размеры наиболее
крупных олистолитов могут достигать сотен метров и даже километров в поперечнике. Это гигантские цельные блоки, отколовшиеся от подводного
склона, сползшие по нему под действием силы тяжести и захороненные среди более молодых осадков.
Часть наиболее тонкого взвешенного материала может осаждаться на
некотором удалении от непосредственной зоны деятельности суспензионных
потоков и подводных оползней. В результате формируются алевритоглинистые илы, пользующиеся распространением в глубокой части шельфа и
на континентальном склоне. Нередко алеврито-глинистая смесь осаждается
совместно с биогенным материалом, и тогда формируются илы смешанного
состава.
Другие механизмы поступления терригенного материала во внутренние
области океана – ледниковый и эоловый. Ледовые массы покровных ледников
могут достигать края суши и спускаться непосредственно в океан, формируя
шельфовые ледники. Вместе с ледовыми сюда массами поступает и разнооб-
154
разный по размерности обломочный материал внутренних морен. По мере
таяния края и основания шельфового ледника этот материал высвобождается
и отлагается на морском дне. В результате накапливаются осадки смешанного ледниково-морского происхождения. В современном Мировом океане такие осадки развиты широкими полосами вокруг Антарктиды и Гренландии.
Основной их объём отлагается в пределах шельфа, но часть распространяется
также на площади континентального склона и прилегающих абиссальных
равнин. Некоторая часть обломочного материала морен может поставляться
одиночными айсбергами далеко от берегов, в том числе в умеренные широты. После таяния айсберга обломки попадают на дно океана, оказываясь в
самых разных его областях, где образуют чужеродную примесь в донных
осадках. Терригенные продукты эоловой транспортировки представлены пылью, которая может выноситься с суши на расстояние до нескольких тысяч
километров от берега. Перемещённые таким путём частицы входят составной
частью в океанические осадки полигенного (смешанного) происхождения.
Хемогенная седиментация в океане.
Процессы хемогенного осадконакопления проявлены в Мировом океане
локально. Но для некоторых участков они достаточно характерны, и их проявления могут служить индикаторами определённых обстановок.
Карбонатная хемогенная седиментация возможна в некоторых участках
шельфа, а именно на дне тёплых мелководных морей и заливов. Этот процесс
может совмещаться с биогенным карбонатонакоплением. Поэтому нередко
можно встретить карбонатные илы смешанного, биохемогенного происхождения.
Хемогенные фосфориты (осадки фосфатного состава) могут накапливаться на внешней окраине шельфа на участках апвеллинга – восходящих течений, приносящих глубинные воды, обогащённые растворённым фосфатным веществом. Здесь, в результате снижения содержания СО 2, растворимость его падает, и формируются фосфатные осадки.
Специфические по составу металлоносные осадки накапливаются в
рифтовых долинах срединно-океанических хребтов. Это хемогенные отложения, значительно обогащённые железом, медью, марганцем и рядом других
химических элементов. Их накопление – результат деятельности многочисленных термальных источников, выносящих в придонную часть океана высокоминерализованные растворы. Минерализация этих растворов может достигать 500 мг/л. Струи такой высокоминерализованной воды, в сравнении с
окружающей их обычной морской водой, практически не пропускают света.
Поэтому данные подводные источники получили название «чёрных курильщиков». Для выносимых ими растворов характерны высокие содержания химических элементов, растворимых в восстановительной среде. Попадая в
морские воды, содержащие свободный кислород, они теряют свою подвижность и выпадают в осадок (действие окислительного геохимического барьера). Нередко осаждающиеся в этом процессе вещества формируют целые
рудные постройки вокруг выходов источников.
155
Накопление вулканогенно-обломочного материала на дне океана.
Ещё один компонент, который может играть важную роль в составе
донных океанических осадков – это пирокластический (вулканогеннообломочный) материал. Он представлен вулканическим пеплом и другими
продуктами эксплозивных (взрывных) извержений надводных или подводных вулканов. Вблизи от центров вулканических извержений пирокластический материал может слагать основную часть объёма донных осадков. На
удалении он в различных пропорциях смешивается с осадочным материалом
иного происхождения.
Полигенные глубоководные отложения.
Полигенными называются отложения, которые сложены материалом,
поступившим из различных источников и осаждённым разными способами.
Для глубоководных, наиболее удалённых от побережий частей Мирового
океана, характерен специфический тип полигенных отложений - глубоководные красные глины. Это красновато-коричневые илы преимущественно глинистого состава. 70-90% их объёма сложено частицами глинистой размерности. В их сложении принимают участие глинистые частицы, принесённые с
суши, эоловая пыль, вулканический пепел, частицы «космической пыли»
(мельчайшие метеорные шарики никелево-железистого состава), остатки
планктонных микроорганизмов. В качестве примеси могут присутствовать
костные остатки позвоночных (зубы акул и т.д.), а также материал, принесённый айсбергами. Существенная доля «космической пыли», масштабы поступления которой в атмосферу Земли ничтожны, свидетельствуют о чрезвычайно низких скоростях накопления «красных глин». По оценкам она составляет около 1 мм за тысячу лет.
Зональность осадконакопления в океанах.
Распределение разнообразных седиментационных процессов на дне Мирового океана имеет зональный характер. При этом проявлено несколько типов зональности, обусловленных влиянием различных природных факторов.
1. Климатическая зональность имеет широтный характер. Распределение её элементов соответствует климатической зональности земной атмосферы. Этому типу зональности подчинено распределение в океане значительной части биогенных осадков: диатомовых илов, карбонатных осадков на
шельфах и т.д., а также органогенных (рифовых) построек. От климатического фактора зависит и распределение ледниково-морских отложений.
2. Вертикальная зональность в наибольшей мере проявлена в распределении биогенных осадков. Ей подчинено распределение биогенных и кремнистых илов в зависимости от глубинности осадконакопления. Рамками определённых глубин ограничены процессы рифообразования, а также накопление биогенных отложений, сформированных остатками определённых видов бентосной фауны.
3. Циркумконтинентальная зональность обуславливает закономерную
смену типов донных осадков в океане по мере удаления от береговой линии.
Она определяется различиями в количестве материала, поступающего в оке-
156
ан с суши, а также в механизме его транспортировки и седиментации. Своими специфическими комплексами осадков характеризуются прибрежные зоны, область шельфа, континентальный склон и абиссальные равнины.
4. Тектоническая зональность обусловлена приуроченностью некоторых седиментационных процессов к конкретным тектоническим структурам
в пределах океана. Ею контролируется размещение металлоносных осадков в
рифтах срединно-океанических хребтов, а также накопление вулканогеннообломочного материала.
ДИАГЕНЕЗ
Под диагенезом понимается сложный комплекса геологических процессов, приводящих в конечном счёте к литификации рыхлого осадка – его преобразованию в прочную горную породу. Свой вклад в осуществление процессов диагенеза вносят:
- статическая нагрузка перекрывающих отложений;
- циркуляция водных растворов;
- деятельность микроорганизмов;
- химические реакции, протекающие в результате изменения окислительно-восстановительных условий и других параметров среды.
В числе диагенетических процессов можно назвать следующие:
1. Уплотнение осадка.
2. Потеря воды (частичная или полная).
3. Цементация – скрепление разрозненных частиц осадка каким-либо
связующим веществом. Основной способ цементации – гидрохимический,
являющийся результатом осаждения тех или иных веществ из циркулирующих в осадке водных растворов. Осаждение может осуществляться в результате тех или иных химических взаимодействий, либо вследствие испарения
воды. В зависимости от конкретных условий может формироваться цемент
различного вещественного состава. Наиболее распространёнными типами
цемента являются
- глинистый, когда связующее вещество представлено плотной массой
мельчайших частиц глинистых минералов;
- железистый (или марганцовисто-железистый), представленный гидрооксидными соединениями этих металлов;
- кремнистый – аморфный кремнезём (опал), в дальнейшем постепенно
теряющий воду и превращающийся в халцедон;
- известковистый.
4. Перекристаллизация – при диагенезе сравнительно редкий процесс
и проявлен, как правило, весьма слабо (может доходить до формирования
микрозернистых структур в осадках хемогенного происхождения). В относительно большей мере диагенетической перекристаллизации подвержены соляные осадки.
157
5. Разложение органического вещества. Конечными продуктами распада органических углеводородных соединений являются, главным образом,
вода и углекислый газ. Промежуточными – различные органические кислоты
и другие соединения. Важную роль в процессах разложения органического
вещества играет деятельность микроорганизмов. Характер их существенно
зависит от наличия или отсутствия доступа свободного кислорода. Химическая активность продуктов разложения органического вещества играет важную роль в изменениях химических параметров среды при диагенезе, обуславливает протекание при диагенезе разнообразных химических реакций.
6. Образование новых минералов и перераспределение минерального
вещества. Процессы диагенетического минералообразования протекают в результате различных по направленности (в зависимости от конкретных местных условий) изменений параметров среды и отличаются большим разнообразием.
158
Тема 1.9. ГЛАВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ТЕКТОНОСФЕРЫ
Основные глобальные структуры Земли
Поверхность Земли разделяется на континенты и океаны. Возвышенное
положение континентов и погруженное - заполненных водой океанических
впадин обусловлено тем, что строение и состав земной коры под океанами и
континентами различны. Соответственно, выделяются два типа земной коры:
океаническая и континентальная.
О к е а н и ч е с к а я к о р а является более тонкой и относительно проста по строению. Она имеет мощность 5-8 км и состоит из двух основных
слоев. Основной ее объем сложен базальтами и другими близкими к ним по
составу магматическими породами (базальтовый слой), на поверхности которого залегает тонкий слой горизонтально залегающих донных океанических осадков (осадочный слой). На границе между ними можно также выделить переходный слой, в котором переслаиваются базальты и осадочные породы.
К о н т и н е н т а л ь н а я к о р а имеет значительно большую мощность
(в среднем около 35 км, а местами до 60-70 км). Ее верхний осадочный слой
развит не повсеместно, резко изменчив по мощности, а залегание слагающих
его осадочных пород, в отличие от океанической коры, очень разнообразно.
Основную часть объема континентальной коры слагает располагающийся
ниже гранитно-метаморфический слой (в основном сложенный гранитами и
близкими к ним по составу магматическими и метаморфическими породами).
Нижнюю часть континентальной коры занимает слой, по физическим свойствам (и, вероятно, по составу) близкий к базальтовому слою океанов. Но, в
отличие от океанической коры, он залегает на большой глубине, прямому наблюдению недоступен, а потому называется «базальтовым» с большой долей
условности. Некоторая часть геологов считает его полным аналогом базальтового слоя океанов, но есть и другие точки зрения относительно его состава
и строения.
Пограничные области между океанами и континентами часто сложены
корой переходного типа, занимающей по составу и строению промежуточное
положение между двумя основными типами.
Важнейшие различия между обоими типами земной коры заключаются в
значительно большей мощности и одновременно меньшей плотности континентальной коры, что обусловлено ведущей ролью в ее составе гранитнометаморфического слоя, не имеющего аналогов в земной коре океанов.
Общие сведения о тектоническом строении и развитии материков
Исторически сложилось так, что геологическое строение континентов
стало изучаться значительно раньше, чем геология дна океанов (просто потому, что последнее долго оставалось мало доступным для геологов). В результате первые тектонические закономерности были выявлены и наиболее
детально разработаны на основе изучения геологии континентов. На этих же
159
материалах базировались и первые тектонические теории. Поэтому и мы,
следуя за ходом исторического развития научной мысли, первоначально рассмотрим закономерности строения и развития земной коры континентального типа.
Геологическое строение континентов резко неоднородно в различных их
частях. В одних областях породы самого верхнего (осадочного) слоя земной
коры залегают почти или совсем горизонтально, а в других они смяты в разнообразные, в том числе очень сложные складки, разбиты многочисленными
разломами. К первым обычно приурочены равнины и плоскогорья, для вторых характерен горный рельеф. Первые были названы платформами, вторые
– складчатыми областями.
Было установлено, что складчатые области сложены главным образом
мощными толщами осадочных и вулканогенных образований морского происхождения. На этом основании американский геолог второй половины XIX
в. Дж. Дэна высказал предположение, что накопление их должно было происходить в пределах узких и протяжённых участков земной коры, имевших
на протяжении десятков миллионов лет тенденцию к устойчивому опусканию. Такие гипотетические прогибы он назвал геосинклиналями.
Учение о геосинклиналях сыграло очень важную роль в развитии представлений о формировании земной коры. Изучая складчатые области в разных районах земли, геологи установили, что в них всегда закономерно повторяются одни и те же особенности возрастных и структурных взаимоотношений горных пород различного состава и происхождения. В результате было сформировано представление, что, любая геосинклиналь проходит в своем
развитии определенные стадии, каждая из которых характеризуется свойственными только для нее особенностями процессов осадконакопления, магматизма, метаморфизма, а также формирования складчатых и разрывных структур.
Начальная стадия характеризуется накоплением большого объема вулканогенных пород базальтоидного состава, большей частью зеленокаменно
измененных, а также кремнистых пород, глинистых сланцев и реже – известняков (в основном слагающих рифовые постройки). С нею же связано формирование крупных тел плутонических пород ультраосновного и основного
состава, которые слагают в структуре складчатых областей протяженные
пояса, названные офиолитовыми.
Вторая стадия развития геосинклинали называется также инверсионной,
так как в это время происходит частичное обращение (инверсия) тектонического режима: на фоне прогиба начинают формироваться отдельные поднятия. Формируются эти поднятия, главным образом, в результате активной
вулканической деятельности. Однако состав вулканических пород отличается
в сравнении с первой стадией большей кислотностью и отвечает преимущественно андезитовому. Вокруг поднятий идёт накопление очень своеобразных мощных толщ терригенных пород, которые отличаются характерной
ритмичной (однообразно повторяемой) слоистостью. В основании каждого
ритма залегают грубозернистые породы (грубозернистые песчаники, граве-
160
литы, иногда конгломераты), а вверх по напластованию наблюдается постепенный переход к более тонкозернистым породам, вплоть до глинистых,
иногда до карбонатных. Сверху такой ритм опять перекрывается грубозернистой подошвой следующего, причём с очень резкой границей, и такая картина многократно повторяется по разрезу всей толщи. Слоистость такого типа
получила название градационной. В других частях геосинклинали одновременно может происходить накопление мощных толщ карбонатных пород, в
том числе рифовых известняков. С этой же стадией связано внедрение разнообразных сложных по составу интрузий (габбро-плагиогранитных, диоритгранодиоритовых, габбро-сиенитовых). На данной стадии отмечается частичная складчатая деформация осадочных и вулканогенных пород, во время
которой они могут быть слабо метаморфизованы.
В дальнейшем наступает третья стадия развития геосинклинали, характеризующаяся общей инверсией (поднятием всей территории) и общей
складчатостью, в результате чего и образуется складчатая область. Этот процесс сопровождается глубоким метаморфизмом значительной части осадочных и магматических пород, накопившихся на предшествующих стадиях.
Там, где при этом повышение температуры оказывается достаточно значительным, начинается частичное плавление метаморфизованных пород, то
есть метаморфический процесс переходит в ультраметаморфический. В результате выплавляются большие объёмы гранитной магмы, которая внедряется в вышележащие слои и формирует многочисленные гранитные интрузии. В результате складчатости земная кора на соответствующем участке
резко утолщается, а в результате метаморфизма и образования гранитных
расплавов формируется гранитно-метаморфический слой.
Заключительная стадия геосинклинального развития, иногда выделяемая
в самостоятельный – орогенный (горообразовательный) – этап отличается
нарастающими восходящими тектоническими движениями, в результате которых формируются горные поднятия и разделяющие их прогибы. В прогибах и по периферии складчатой области в целом накапливаются мощные
континентальные (в меньшей мере лагунные и прибрежно-морские) толщи
грубообломочных терригенных пород, образованных из продуктов разрушения горных поднятий.
Установление стадийности геосинклинального развития позволило геологам сделать важный вывод: формирование складчатой области начинается
в океанических условиях на коре океанического типа, и лишь затем, в результате сложного многостадийного процесса на её территории формируется
континентальная кора и она становится частью континента. Это говорит о
направленном, эволюционном характере развития земной коры, сопровождающемся усложнением ее строения (континентальная кора в целом устроена
сложнее океанической). Правда, некоторые геологи из числа сторонников
геосинклинальной теории, выдвигали идею о возможности обратного процесса – превращения континентальной коры в океаническую. Но какимилибо достаточно достоверными геологическими наблюдениями эта идея не
161
подкрепляется, да и с физико-химической точки зрения возможность такого
процесса оспаривается специалистами.
Платформы отличаются от складчатых областей не только залеганием
пород в верхних частях их разреза, но и глубинным строением, в котором
выделяются два структурных этажа. Верхний этаж – чехол – образован горизонтально или полого залегающими осадочными породами (редко с участием
вулканических). Нижний – фундамент – породами, находящимися в складчатом залегании, обычно метаморфизованными. Из этого можно сделать вывод,
что платформы образовались на месте бывших складчатых областей. Представить этот процесс можно следующим образом. После завершения орогенной стадии развития складчатой области наступает тектоническая стабилизация. Образовавшиеся горы разрушаются, на их месте формируется равнина.
При этом многокилометровые толщи смятых в складки осадочных и магматических пород эродируются, и на поверхность могут быть выведены породы, залегавшие первоначально на большой глубине и подвергшиеся значительному метаморфизму. Так образуется поверхность платформенного фундамента. Далее на ней начинают накапливаться сносимые с сопредельных
более возвышенных территорий внутриконтинентальные осадки. Периодически образовавшаяся платформа может частично заливаться водами мелкого
эпиконтинентального моря, где также идут процессы осадконакопления. В
результате формируется полого залегающий на складчатом и метаморфизованном основании осадочный чехол. Такая преемственность в развитии
складчатых областей и платформ подтверждается наблюдающимися случаями прямого перехода структур складчатых областей в структуры чехла сопредельных более молодых платформ. Так, палеозойские складчатые структуры Алтае-Саянской области на своем северо-западном продолжении погружаются под более молодой (мезозойско-кайнозойский) чехол ЗападноСибирской молодой платформы.
Часть платформы может остаться не перекрытой осадочным чехлом, или
же он оказывается размыт в более поздние эпохи. Такие участки платформ,
где фундамент непосредственно выходит на поверхность, называются щитами.
Как складчатые области, так и платформы могут подвергаться повторной тектонической активизации. Так как мощная и жесткая континентальная кора уже не способна подвергаться значительным пластическим деформациям, то обычно такая активизация выражается в глыбовых поднятиях отдельных территорий по системам субвертикальных разломов. В результате
формируются активизированные или «возрожденные» глыбовые горы – такие, как современные горные системы Центральной Азии. Этот процесс так
же, как и первичный орогенез в складчатых областях, сопровождается накоплением больших объёмов грубообломочных продуктов разрушения поднимающихся гор. К числу вторичных структур, которые могут накладываться и
на платформы, и на складчатые области, относятся рифты. Это узкие протяженные зоны растяжения, ограниченные глубокими (уходящими в мантию)
разломами. В платформенном чехле такие структуры обычно выражаются в
162
виде сложно построенных грабенов, центральные части которых испытывают
погружение и заполняются большими (в сравнении с окружающими территориями) объемами осадочного материала. По уходящим в мантию разломам в
толщу земной коры и на поверхность проникают магматические расплавы
мантийного происхождения – основные, ультраосновные, а также совсем экзотические (карбонатитовые, фосфатные и другие). Если подъем глубинных
магм сопровождается взрывными процессами, образуются трубки взрыва –
залегающие в осадочном чехле и уходящие на большую глубину трубообразные тела, сложенные обломками пород глубинного происхождения.
Систематическое изучение земной коры различных частей континентов
позволило установить периодическую повторяемость комплекса тектонических процессов, которыми обусловлено развитие геосинклиналей и платформ. Описанный выше цикл геосинклинального развития, завершившись на
одной территории, в дальнейшем повторяется на сопредельной. Это наилучшим образом выражается в периодичности проявлений общей складчатости.
К тому же, эта стадия имеет особо важное значение, так как она фиксирует
завершение процесса формирования складчатой области и перехода слагающей ее земной коры в качественно новое состояние – кору континентального
типа. Наиболее полно изучена периодичность проявления процессов складчатости в фанерозое, где выделяются следующие эпохи складчатости: байкальская (завершение к концу протерозоя – началу фанерозоя), каледонская
(конец силура – начало девона), герцинская (конец палеозоя), мезозойская
или киммерийская (конец мезозоя) и альпийская (кайнозой, остается незавершенной). Каждая эпоха подразделяется на фазы. Еще в середине XX в.
подавляющее большинство тектонистов было убеждено, что как эпохи, так и
фазы складчатости проявлялись по всей Земле одновременно. Но теперь в
отношении фаз складчатости это мнение не является столь однозначным –
возможно, что время их проявления в пределах каждой складчатой области
было индивидуальным. Но это не ставит под сомнение саму периодическую
повторяемость процесса.
Таким образом, формирование земной коры континентального типа
осуществляется за счет вещества океанической коры в результате продолжительного процесса, в котором выделяются определенные, закономерно сменяющие друг друга стадии. В разных частях современных материков этот
процесс протекал не одновременно, а путем последовательного наращивания
континентальной коры от более древних эпох складчатости к более молодым.
В результате площади континентов и общий объем континентальной коры, а
соответственно и сложность ее геологического строения, должны были на
протяжении геологической истории неуклонно увеличиваться. Установление
этих закономерностей имеет важнейшее научное значение, и это является огромной и непреходящей исторической заслугой геосинклинальной теории и
ученых, которые ее создали и развивали.
Однако имелся ряд объективных факторов, обусловивших неизбежную
ограниченность самой этой теории рамками определенного этапа в развитии
научного познания. И главным образом это связано с тем, что теория созда-
163
валась только на базе данных, полученных в результате изучения геологии
континентов. Знания о строении океанической коры к тому времени были
еще слишком незначительными и отрывочными, чтобы на них можно было
всерьез опираться при разработке какой-либо тектонической теории. Видимо,
именно поэтому все закономерности, установленные в рамках геосинклинальной теории, остались чисто эмпирическими, то есть выведенными из
обобщения совокупности множества наблюденных фактов. Лучшие ученые
эпохи понимали, что этого недостаточно, и нужно дать выявленным закономерностям теоретическое объяснение, вскрыть механизм и движущие силы
тектонических процессов. Но дать удовлетворительное объяснение причин
направленного развития геосинклиналей так никому из них и не удалось.
По этой же причине при создании геосинклинальной теории не был и не
мог быть в должной мере использован основной метод геологической науки метод актуализма, заключающегося в опоре на сравнение процессов геологического прошлого с современными. Если геологическая история любой
складчатой области на континенте уходит своими корнями в геологию океана, значит именно на дне океана надо искать современные аналоги обстановок, отвечающих ранним стадиям развития геосинклинали. И только отыскав, можно их изучить и понять, действительно ли все протекает в соответствии с изложенным в теории или какие-то факты истолкованы не вполне
правильно. А главное – попытаться найти новые данные, проливающие свет
на причины закономерного хода процесса. Но вплоть до второй половины
XX в. эти области океана оставались недоступны для изучения.
Забегая вперед, отметим, что современные аналоги обстановок, отвечающих различным стадиям развития складчатых областей, к настоящему
времени найдены. Но закономерности их размещения на поверхности Земли
оказались совсем не соответствующими представлениям о гипотетических
«узких и протяженных прогибах» И поэтому сейчас большинство геологов в
мире отказалось от использования термина «геосинклиналь», хотя все основные достижения геосинклинальной теории сохраняют свое значение. Только
переосмыслены они уже по-новому.
Общие сведения о тектоническом строении дна Мирового океана
Дно мирового океана в тектоническом отношении построено проще континентов. Но оно также в структурном и морфологическом отношении не
вполне однородно. Крупнейшей геологической структурой в пределах океана
является мировая система с р е д и н н о - о к е а н и ч е с к и х х р е б т о в .
Это крупные протяженные поднятия, шириной 800-2000 км и возвышающиеся над дном окружающих океанических котловин на 3,5-4 км. В большинстве
океанов они действительно занимают серединное положение, на равных расстояниях между противолежащими континентами, и лишь в Тихом океане
такой хребет расположен значительно ближе к берегам одного из материков
– Южной Америки. Вдоль осей срединно-океанических хребтов развиты
рифтовые долины – глубокие ущелья, ограниченные крутыми подводными
164
уступами. Там, где эти хребты подходят к континентам, рифтовые структуры
продолжаются на материках. Так, Срединно-Индоокеанский хребет заканчивается в Аденском заливе, от которого далее в различные стороны расходятся
два продолжения: рифт Красного моря и Восточно-Африканский рифт (к которому приурочены Великие Африканские озера). Для срединноокеанических хребтов характерна высокая сейсмическая активность и интенсивный базальтовый вулканизм. Он сопровождается выходом из глубин земной коры на дно океана многочисленных высокоминерализованных горячих
источников, обогащающих осадки осевой зоны хребтов различными металлами.
По обе стороны от срединных хребтов располагаются о к е а н и ч е с к и е к о т л о в и н ы – относительно глубокие (порядка 4-5 км ниже уровня океана) участки океанического ложа с преимущественно равнинным рельефом (абиссальные равнины), осложняемым отдельными поднятиями вулканического происхождения. Некоторые тектонисты называют их океаническими платформами, по аналогии с одноименными структурами на континентах: для них так же характерно наличие верхнего слоя горизонтально залегающих осадков и относительная слабость проявлений тектонической активности. Но есть важное отличие: в основании океанических «платформ»
нет складчатого фундамента, они не сформировались на месте бывших
складчатых областей – то есть, это структуры совсем иного происхождения.
И вряд ли стоит называть эти столь разные тектонические структуры аналогичными названиями. Отложения осадочного слоя океанических котловин
представлены большей частью органогенными (карбонатными и кремнистыми) илами. Ниже залегают магматические породы базальтового слоя океанической коры, а они, в свою очередь, подстилаются ультраосновными породами верхней мантии.
Особое тектоническое строение имеют области перехода между океанами и континентами. Выделяются два типа таких областей, которые называют
пассивными и активными континентальными окраинами.
П а с с и в н ы е континентальные окраины характеризуются отсутствием
проявлений сейсмической активности и имеют относительно простое строение. Здесь в направлении от континента вглубь океана выделяется шельф,
сложенный корой континентального типа (в геологическом отношении это
просто краевая часть континента, залитая океаническими водами), который
далее ограничивается континентальным склоном. В пределах последнего на
протяжении около 200 км мощность земной коры уменьшается с 30-40 до 1012 км. Мощность океанической коры вблизи от подножья континентального
склона несколько увеличена за счет накопления больших объемов осадочного (преимущественно терригенного) материала, сносимого с прилегающего
континента. Далее следует ложе Мирового океана.
А к т и в н ы е окраины более сложны и разнообразны. В большинстве
случаев для них характерны системы сопряженных глубоководных желобов
и островных дуг вулканического происхождения (Японская, Курильская, Антильская и др.). Краевые части таких дуг, сопрягаясь с континентом, могут
165
образовывать вулканические полуострова (такие, как Камчатка). Островные
дуги ограничивают отделяемые ими от основной части океана окраинные
моря. Иногда встречаются системы из пары островных дуг, между которыми
заключен междуговой морской бассейн. Для описываемых окраин характерна очень высокая сейсмическая активность и интенсивный вулканизм, сосредоточенный в островных дугах. На склонах островных дуг и в окраинных
морях накапливаются большие объемы осадочных отложений. В результате
здесь сформирована земная кора переходного типа. От океанической коры
она отличается резко увеличенной мощностью (в результате накопления
больших объемов вулканических и осадочных пород). А в отличие от коры
континентальной в ней нет полностью сформированного гранитнометаморфического слоя. Дно котловин окраинных морей тектонически неоднородно. Обычно внутренняя часть такой котловины сложена корой океанического типа; для части, прилегающей к материку, характерно наличие погруженных блоков континентальной коры, а противоположная сторона является склоном вулканического поднятия островной дуги.
Иногда в зоне активной континентальной окраины вулканическая дуга и
окраинное море не образуются. В таком случае глубоководный желоб непосредственно примыкает к подножью континента, на окраине которого формируется крупное горное сооружение. Сейсмическая активность здесь также
высока, но вулканизм менее интенсивен и проявляется локально.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1.
Авсюк Ю.Н. Эволюция системы Земля – Луна и ее место среди
проблем нелинейной геодинамики // Геотектоника, 1993, №1, с.13-22
2.
Аллисон А., Палмер Д., Геология. М.: Мир, 1984. – 568 с.
3.
Браун Д., МассетА. Недоступная Земля. М.: Мир, 1984. – 264 с.
4.
Витязев А.В., Печерникова Г.В., Сафронов В.С. Планеты земной
группы.
5.
Войткович Г.В. Геологическая хронология Земли. М., 1984. – 142
с.
6.
Зейболд Е., Бергер В. Дно океана. М.: Мир, 1984. - 190 с.
7.
Кеннет Дж.П. Морская геология. В 2-х томах. М., Мир, 1987. 397
и 384 с.
8.
Клиге Р.К., Данилов И.Д., Конищев В.Н. История гидросферы.
М., Научный мир, 1988, 368 с.
9.
Короновский Н.В. Геология: учебник / Н.В.Короновский,
Н.А.Ясаманов. - 3-е изд., стер. - М. : ACADEMIA, 2006. - 448 с.
10.
Короновский Н.В., Якушова А.Ф. Основы геологии. М.:
Высш.шк., 1991. – 421 с.
11.
Лисицын А.П. Литология литосферных плит// Геология и геофизика. 2001, т.42, с.522- 559
12.
Макдональд Г. Вулканы. М.: Мир, 1975. – 431 с.
166
13.
Никонов А.А. Современные движения земной коры. М.: 1979. 184 с.
14.
Природные опасности России. Сейсмические опасности /Под ред.
В.И.Осипова, С.К.Шойгу. М., «Крук», 2000
15.
Происхождение и ранняя эволюция. М.: Наука, 1990. – 296 с.
16.
Раст Х. Вулканы и вулканизм. М.: Мир, 1982. – 344 с.
17.
Хаин В.Е. Основные проблемы современной геологии (геология
на пороге ХХI века). М., Наука, 1994. - 188 с.
18.
Хаин В.Е., Короновский Н.В., Ясаманов Н.А. Историческая геология. М., МГУ, 447 с.
19.
Якушова А.Ф. Геология с элементами геоморфологии. Изд-во
Моск. ун-та, 1983. – 124 с.
20.
Якушова А.Ф., Хаин В.Е., Славин В.И. Общая геология. М.: Издво Моск. ун-та, 1988. – 448 с.