Общая геология в курсах наук об окружающей среде

В.В. Озерянская, Б.Ч. Месхи,
С.Н. Свирская, Р.Р. Лазуренко
ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ
В КУРСАХ НАУК ОБ ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЕ
Ростов-на-Дону
2012
МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ
УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ
«ДОНСКОЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ТЕХНИЧЕСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ»
В.В. Озерянская, Б.Ч. Месхи,
С.Н. Свирская, Р.Р. Лазуренко
ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ
В КУРСАХ НАУК ОБ ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЕ
Учебное пособие
Ростов-на-Дону
2012
Глава 1. ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЗЕМЛИ И ЖИЗНИ НА НЕЙ
1.1. Происхождение Вселенной и Солнечной системы
Откуда на Земле такое разнообразие химических элементов и
форм жизни? Невозможно понять процесс образования, состав и развитие нашей планеты, не зная её истории. Вселенная – вот колыбель
всех элементов, образующих Землю.
Вселенная – это весь существующий материальный мир, безграничный во времени и пространстве и бесконечно разнообразный
по формам, которые принимает материя в процессе своего развития.
Часть Вселенной, охваченная астрономическими наблюдениями, называется Метагалактикой, или нашей Вселенной (место
вселения человека). Размеры Метагалактики очень велики: радиус
космологического горизонта составляет 15-20 млрд световых лет.
Строение и эволюция Вселенной изучаются космологией.
Происхождение Вселенной. На протяжении многих веков
происхождение Земли и Вселенной оставалось одной из величайших
загадок для лучших умов человечества.
Во II в. до н.э. александрийский философ и астроном Клавдий Птолемей, обобщив существовавшие до него представления,
сформировал учение о совершенной и неизменяемой Вселенной,
центром которой является Земля. Эта идея просуществовала вплоть
до середины XVI века.
В 1543 г. польский учёный Николай Коперник опроверг её1, и
теперь, благодаря ему, а также двум другим знаменитым астрономам
– итальянцу Галилео Галилею и немцу Иоганну Кеплеру, мы знаем,
что Земля – часть планетарной системы с Солнцем в центре, которая
входит в состав галактики Млечный Путь.
В том же XVI веке великий итальянский учёный Джордано
Бруно создал учение о бесконечности Вселенной и множественности
миров: он предположил, что звёзды, подобно Солнцу, окружены свитой планет, и эти миры непрерывно рождаются, развиваются и умирают.
Немецкий философ Иммануил Кант был первым человеком,
выдвинувшим теорию образования Солнца и планет из туманности
1
По сути, он возродил непринятую современниками гелиоцентрическую гипотезу
греческого астронома Аристарха Самосского (III в. до н.э.).
3
вследствие конденсации материи в космосе (1755 г.). Такие гипотезы
называют небулярными или туманностными (от лат. nebula – туман,
облако, дымка). Одна из небулярных гипотез в наше время является
общепринятой.
Французский философ и математик Пьер Симон Лаплас, не
будучи знаком с трудами Канта, развил его теорию и выдвинул гипотезу образования планет из газовых колец, разбросанных по вращающемуся газопылевому облаку (1796 г.).
В 1920-х гг. американский астроном Эдвин Пауэлл Хаббл,
наблюдая звёзды и туманности за пределами Млечного Пути, доказал, что галактики движутся с возрастающей скоростью, т.е. наша
Вселенная непрестанно расширяется. Он также установил, что чем
дальше друг от друга находятся галактики, тем с большей скоростью
они «разбегаются».
Впервые идея расширяющейся Вселенной была предложена
в 1927 г. бельгийским астрономом Жоржем Леметром. Позже, в
1946 г., он сформулировал гипотезу первичного атома, согласно которой Вселенная представляла собой шар радиусом в 30 раз больше
радиуса Солнца и заключала в себе всю материю, присутствующую в
нынешней Вселенной. Приблизительно 20-60 млрд лет назад этот
шар взорвался.
В 1930-х гг. сформировалась теория Большого взрыва, согласно которой весь существующий материальный мир (Вселенная)
возник миллиарды лет назад в результате одного колоссального
взрыва.
Теория Большого взрыва. В начале своего существования
Вселенная состояла из чистой энергии и представляла собой невероятно горячую и плотную сферу, сконцентрированную в одной точке2.
Этот сверхмассивный атом около 15-20 млрд лет назад взорвался
(рис.1.1).
Почти сразу после возникновения Вселенной её температура
составляла 1 трлн градусов по шкале Кельвина.
Со временем температура Вселенной стала постепенно снижаться и появилась возможность образования элементарных частиц.
2
Чрезвычайно плотное (плотность 1093 г/см3 при объёме 10–33 см3) и горячее
(1027 К) состояние Вселенной в момент её образования называется космологической сингулярностью.
4
Рис.1.1. Модель Большого взрыва и расширения Вселенной
Через минуту после взрыва температура Вселенной снизилась до 10 млрд градусов Кельвина. С этого момента протоны и нейтроны, двигавшиеся с колоссальной скоростью, близкой к скорости
света, начали объединяться, образуя ядра атомов водорода и гелия.
С течением времени температура понизилась ещё больше, и стали
появляться ядра других элементов.
Через 300 тыс. лет, когда температура достигла 3000 К, к
атомным ядрам присоединились электроны. Спустя ещё некоторое
время (примерно 200 млн лет) Вселенная стала разреженной и прозрачной, в ней образовались облака холодного газа. Началось формирование галактик, которые сегодня наполняют Вселенную миллиардами звёзд.
Согласно теории Большого взрыва, изначально вся Вселенная
была сконцентрирована в одной точке и состояла из чистой энергии.
После взрыва и дальнейшего постепенного остывания она изменила
свою сущность, превратившись в вещество. Таким образом, вещество
и энергия имеют одну и ту же природу и могут переходить друг в
друга. Взаимосвязь вещества и энергии отражает так называемая
формула Эйнштейна:
E = mc2,
где E – энергия; m – масса; c – скорость света.
Это говорит о том, что количество энергии, заключённой в
веществе, поистине огромно.
5
Вещество Вселенной. Из каких элементов состоит вещество нашей Вселенной? 75% массы вещества приходится на водород,
24% – на гелий, доля остальных элементов не превышает 1%. Однако астрофизики предполагают существование огромного количества
вещества пока ещё неизвестного типа, получившего название «тёмного».
Будущее Вселенной. В науке существует множество предположений о будущем нашей Вселенной. Наибольшее распространение получили две теории: открытой Вселенной и Большого сжатия.
Теория открытой Вселенной предрекает бесконечное расширение Вселенной, сопровождающееся разрежением и понижением
температуры, что приведёт к остановке её развития и так называемой холодной смерти.
Теория Большого сжатия предполагает, что процесс расширения Вселенной в какой-то момент достигнет критической точки,
начиная с которой Вселенная будет снова сжиматься. Галактики изменят своё движение, приблизятся друг к другу и сольются в единое
необычайно плотное и горячее образование, в котором вся материя
будет уничтожена в ходе Большого сжатия. Далее может последовать
возникновение новой Вселенной в результате нового Большого взрыва.
Типы галактик. Во Вселенной существуют миллиарды галактик различных форм: спиральные, эллиптические, неправильные.
Спиральные галактики имеют центральное сгущение и несколько спиральных ветвей (рукавов), они делятся на нормальные
(обычные) и пересечённые. У нормальных спиральных галактик рукава отходят от центра, у пересечённых – от перемычки, пересекающей
центральное сгущение. В ядре спиральных галактик расположены
старые звёзды, в рукавах – самые молодые, здесь сконцентрировано
большое количество материи в виде газа и пыли.
Млечный Путь (наша галактика) является нормальной спиральной галактикой, её образуют около 21012 звёзд. В профиль галактика похожа на линзу с плоскими концами и сияющим ядром
овальной формы. Сверху она имеет вид спирали с рукавами, заворачивающимися вокруг ядра. Солнце – молодая звезда, Солнечная система уместилась на краю рукава Ориона (рис.1.2) на расстоянии
30 тыс. световых лет от центра галактики. Солнцу необходимо
220 млн лет, чтобы совершить полный оборот вокруг центра галактики (скорость вращения – 250 км/с).
6
Рис.1.2. Расположение Солнечной системы в галактике Млечный Путь
Эллиптические галактики – самые крупные во Вселенной.
Они имеют разную степень сжатости и могут быть в 20 раз крупнее
Млечного Пути.
Неправильные галактики – самые маленькие. Неправильными
они называются из-за своей неопределённой формы.
Образование Солнечной системы. Единой научной версии возникновения Солнечной системы до сих пор не существует. Согласно общепринятой в настоящее время гипотезе, рождение Солнца
и планет Солнечной системы произошло около 4,7 млрд лет назад в
результате гравитационного коллапса (сжатия) небольшой части гигантского межзвёздного газопылевого облака – плоской туманности,
вращавшейся вокруг своей оси.
Спусковым механизмом гравитационного коллапса послужило
небольшое (спонтанное) уплотнение вещества газопылевого облака,
причиной которого, вероятнее всего, стал взрыв так называемой
сверхновой звезды. Под действием ударной волны, вызванной взрывом, облака космической пыли и газа начали конденсироваться и ускоренно вращаться. Взаимодействие центробежных сил и сил гравитации привело к концентрированию и расслоению первичного межзвёздного вещества3. Значительная его масса сосредоточилась в гравитационном центре коллапса с образованием протозвезды. Остав3
С увеличением скорости вращения увеличивается и центробежная сила, действующая на вращающиеся тела в противоположную от центра сторону. Именно она
не позволяет веществу упасть на формирующуюся звезду, заставляя некоторую
его часть собираться вокруг центрального светила.
7
шееся вещество, не попавшее в центр, сформировало вращающийся
вокруг центра протопланетный диск.
В центре протозвезды в условиях плотного сжатия и высоких
температур (миллионы градусов Кельвина) началась термоядерная
реакция горения водорода, сопровождающаяся излучением огромного количества энергии в виде радиационного и всего спектра электромагнитных излучений. Протозвезда превратилась в обычную
звезду главной последовательности – Солнце.
Внешние области протопланетного диска оставались относительно холодными. За счёт гидродинамических неустойчивостей в
них стали развиваться отдельные уплотнения, сгустки космической
пыли (так называемые планетезимали), ставшие локальными гравитационными центрами формирования планет. Другими словами, вещество протопланетного диска разделилось на несколько газопылевых облаков, вращающихся вокруг центрального светила, которые в
процессе гравитационного сжатия и слипания частиц космической
пыли сконцентрировались с образованием современных планет, расположенных примерно в одной плоскости и в одном направлении, но
на разном удалении от Солнца.
Следует отметить, что общепринятую в настоящее время гипотезу об образовании планет Солнечной и любой другой подобной
системы из холодных твёрдых локальных агрегаций – планетезималей в результате процессов конденсации и аккреции4 межзвёздного
вещества впервые выдвинул советский учёный, академик Отто Юльевич Шмидт в 1944 г.
Планеты Солнечной системы. Солнечная система состоит
из единственной звезды – Солнца и девяти планет: Меркурий, Венера, Земля, Марс, Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон. С 2006 г. из
этого списка нередко исключают Плутон как карликовую планету.
Кроме Плутона к карликовым планетам Солнечной системы относятся
также Церера, Хаумеа, Макемаке и Эрида.
В зависимости от расстояния от Солнца химический состав
планет различен, что служит основанием для их разделения на две
группы.
4
Аккреция – процесс, при котором маленькие частицы вещества присоединяются
к большим массам (или поглощаются ими) под действием взаимной гравитации
или при случайных столкновениях, в результате чего постепенно образуются
большие небесные тела.
8
Планеты земной группы – Меркурий, Венера, Земля, Марс –
обладают относительно малыми размерами и массами, большой
плотностью (в 4-5 раз выше плотности воды), имеют твёрдую каменистую поверхность, сложены преимущественно из таких элементов,
как железо, кремний, кальций, магний, кислород, углерод и т.д.
Газовые планеты-гиганты – Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун.
У них нет твёрдой поверхности, они намного больше и массивнее планет земной группы, но плотность их значительно ниже –
в 3-7 раз; они составлены преимущественно лёгкими элементами,
среди которых преобладают водород и гелий.
Такие различия между планетами обусловлены тем, что в период их образования самые компактные и тяжёлые элементы находились на ближних к Солнцу орбитах, а более лёгкие относились
солнечным ветром к окраинам Солнечной системы, в область действия более низких температур.
В табл.1.1 приведён ряд характеристик планет Солнечной
системы. Различия между планетами двух групп хорошо просматриваются в составах их атмосфер.
Таблица 1.1
Основные характеристики планет Солнечной системы
Планета
Расстояние
Масса
от Солнца,
(Земля=1
млн км
(5,981024кг))
Меркурий
57,9
0,06
Экваториальный
радиус,
км
2439
Венера
108,1
0,82
6051,5
480
Земля
149,6
1,00
6378
18
Марс
227,8
0,11
3394
–120/20
Юпитер
Сатурн
Уран
Нептун
Плутон
777,8
1426,1
2869,1
4495,7
5899,1
318
95,1
14,6
17,2
0,002–0,004
71398
60330
25400
24750
1500
–120
–170
–215/200
–220
–230
9
Температура
поверхности:
средняя,
min/max, C
–180/430
Основные
компоненты
атмосферы,
об. %
–
CO2 (95), N2 (3–5),
Ar (0,01),
H2O (0,01–0,1)
N2 (78), O2 (21),
Ar (0,93), CO2 (0,03),
H2O (0,1–1)
CO2 (95), N2 (2–3),
Ar (1–2),
H2O (0,001–0,1)
H2, CH4, NH3, He
H2, He
H2, He, CH4, NH3
H2, He, H2 S, CH 4
CH4
Сведения о Солнце. Диаметр Солнца составляет 1392 тыс.
км, масса равна 1,9891.1030 кг, средняя плотность – 1,41 г/см3, абсолютная звёздная величина составляет 4,83.
Солнце, как и все звёзды, не имеет твёрдой или жидкой поверхности, а представляет собой раскалённый газовый шар. Поверхностные слои газа разрежены, при приближении к ядру они уплотняются, что связано с возрастанием давления вышележащих слоёв.
В структуре Солнца выделяют несколько слоёв с разными
физическими характеристиками:
1. Ядро. Его диаметр около 300-350 тыс. км, температура
достигает 15 млн градусов Кельвина. Плотность вещества ядра в
20 раз выше, чем у железа. Здесь постоянно идут реакции термоядерного синтеза.
2. Радиационная зона (зона лучистого переноса). Простирается от центра Солнца на 450 тыс. км, температура изменяется от
7 до 2 млн градусов Кельвина. Поглощает энергию, излучаемую
ядром (гамма-лучи с очень малой длиной волны) и переизлучает её в
виде лучей с меньшей энергией (например, в виде рентгеновского
излучения). В результате многократного поглощения и переизлучения исходное излучение преобразуется в поток электромагнитных
волн самой разной длины.
3. Конвективная зона. Её толщина 250 тыс. км, температура
падает от 2 млн до 6 тыс. К. В этой зоне не только температура, но и
давление, и плотность газа стремительно снижаются. Энергия здесь
переносится не излучением, а перемещением потоков вещества.
4. Атмосфера. Этот слой образует поверхностную, видимую
часть Солнца. В зависимости от состояния образующего её газа в атмосфере Солнца выделяют три слоя:
- фотосфера – поверхность Солнца толщиной 100-400 км,
имеет неравномерную температуру около 6000 К и испытывает
сильные возмущения – солнечные бури;
- хромосфера – внутренний слой атмосферы толщиной около
2000 км с температурой от 6000 до 20000 К;
- солнечная корона – самая внешняя, самая разреженная и
самая горячая (в среднем 1-2 млн градусов Кельвина) часть солнечной атмосферы толщиной сотни тысяч километров, которая рассеивается в космическом пространстве, порождая солнечный ветер – поток ионизированных частиц (плазмы).
10
Наиболее стабильные образования на поверхности Солнца –
это солнечные пятна и протуберанцы. Солнечные пятна – это участки поверхности Солнца с пониженной температурой (около
3500 К). Протуберанцы – гигантские языки ионизированного газа,
поднимающиеся на высоту до 100 тыс. км и более.
Эволюция Солнца и будущее Земли. Как и все остальные
звёзды Вселенной, Солнце не будет существовать вечно. Когда запасы водородного топлива в ядре Солнца исчерпаются, начнётся процесс горения водорода в окружающей ядро оболочке. Это повлечёт
за собой сильное расширение внешних слоёв звезды, и Солнце перейдёт в состояние красного гиганта. Когда весь водород в ядре превратится в гелий, масса гелиевого ядра станет настолько значительной, что оно не выдержит собственного веса, внутреннее давление
ослабнет, и вещество звезды начнёт быстро сжиматься под действием собственной гравитации. С увеличением плотности ядра его температура станет такой высокой, что произойдёт гелиевая вспышка и
начнётся процесс синтеза гелия в углерод. Когда все запасы гелия
будут исчерпаны и процесс ядерного синтеза станет невозможным,
Солнце сожмётся и превратится в белого карлика – суперплотное
космическое тело, которое начнёт постепенно остывать, перестанет
излучать свет и станет чёрным карликом – холодным, невидимым телом, блуждающим в космическом пространстве.
По мере сжигания Солнцем запасов водородного топлива оно
будет становиться всё горячее, и, как следствие, будет расходовать
остатки водорода всё быстрее. В результате этого Солнце будет увеличивать светимость на 10% каждые 1,1 млрд лет. Из-за увеличения
солнечного излучения поверхность Земли разогреется так сильно,
что на ней станет невозможным присутствие воды в жидком состоянии. Испарение воды с поверхности океанов создаст парниковый эффект, что приведёт к ещё более интенсивному нагреву Земли, и
жизнь на земной поверхности исчезнет.
1.2. Биосфера как результат химической эволюции
Жизнедеятельность любого живого организма есть, прежде
всего, совокупность различных взаимосвязанных химических процессов. Возникновение Земли и жизни на ней представляло собой единый взаимосвязанный процесс как результат химической эволюции
вещества Солнечной системы.
11
Молодая Земля. Земля приобрела размеры, близкие к современным, около 4,6 млрд лет назад. Этот возраст принято считать
возрастом планеты. Образование Земли, как и других планет, явилось результатом взаимодействия процессов конденсации первичного
газопылевого вещества и аккреции находящихся вблизи планеты
космических тел и осколков, приводящей к её увеличению в размерах на периферии.
Столкновение с Землёй космического материала, гравитационное сжатие (контракция) формирующейся Земли и распад радиоактивных элементов, содержавшихся в её теле в больших количествах,
привели к разогреву молодой планеты. Температура поверхности
Земли достигла 1500-1600 С, вследствие чего произошло расплавление вещества планеты и его дифференциация (расслоение) на ядро,
мантию и кору. Ядро образовали расплавленные железо и никель, за
счёт своей высокой плотности погрузившиеся в центр планеты. Остальное вещество образовало мантию.
Первичная атмосфера Земли состояла из водорода и гелия.
Она не могла удерживать тепло планеты, и Земля стала охлаждаться.
Около 4 млрд лет назад внутренняя температура планеты стабилизировалась около её современного уровня (вблизи 2000-3000 С), а
температура поверхности снизилась до 100 С и менее. При этом под
действием солнечного ветра была потеряна первичная атмосфера и
произошло образование земной коры, вторичной атмосферы и гидросферы – за счёт выделения газов и водяного пара из мантии. Дегазация земных недр проходила главным образом в результате активной
вулканической деятельности.
Возникновение жизни на Земле. Для возникновения и
начала развития жизни на Земле необходимы были следующие условия: наличие определённых химических веществ, источник энергии,
отсутствие газообразного кислорода и неограниченно длительное
время.
Вторичная атмосфера Земли состояла преимущественно из
CO2, CO, паров воды, NH3, CH4, SO2, H2S и др., содержала пары соляной и фтороводородной кислот. Она обладала восстановительными
свойствами и не содержала свободного кислорода, условия для накопления которого отсутствовали. Постепенное увеличение слоя вторичной атмосферы и накопление в ней CO2 и паров воды привело к
нарастанию «парникового эффекта» и конденсации водяного пара с
образованием Мирового океана.
12
Вторичная атмосфера Земли и Мировой океан представляли
собой гигантский газожидкостный химический реактор, в котором под
влиянием солнечной и космической радиации, мощных электрических
разрядов (грозы, коронные разряды) и локального разогрева планеты
(вулканическая деятельность, радиоактивный распад) протекал активный химический (абиотический) синтез: простые газы вторичной
атмосферы превращались в различные химические вещества, в том
числе органические, образовывая всё более и более сложные молекулярные структуры5.
Вслед за углеводородами, альдегидами, кетонами, карбоновыми кислотами появились аминокислоты, азотистые основания, липиды, сахара. Мономеры этих соединений превращались в полимеры
типа белков и нуклеиновых кислот – протобиополимеры. Мировой
океан постепенно стал представлять собой раствор самых разных химических веществ – возник так называемый «первичный бульон».
Высокая концентрация органических соединений в «первичном бульоне» способствовала объединению образовавшихся протобиополимеров в макромолекулярные системы: согласно гипотезе А.И. Опарина,
в «первичном бульоне» длинные молекулы белков сворачивались в
шарики, «склеивались» и притягивали к себе молекулы воды и жиров, оседавшие на поверхности белков и обволакивающие их слоем –
происходил процесс коацервации6.
Последующая эволюция таких систем (коацерватов) проходила на основе предбиологического (абиотического) естественного
отбора. Его сущность состояла в усложнении структур коацерватов и
накоплении тех из них, которые оказывались наиболее устойчивыми
к внешним воздействиям – ультрафиолетовому излучению, высоким
температурам и др. Это привело к возникновению сначала пробионтов (предшественников живых организмов), а затем эобионтов (первых примитивных форм жизни), что произошло около 3,8-4 млрд лет
назад. Возникновение жизни на Земле положило начало эволюции
биосферы.
5
Впервые предположение о возникновении органических соединений из простых
веществ вторичной атмосферы было высказано в 1923 г. советским учёным, академиком Александром Ивановичем Опариным. Гипотеза А.И. Опарина была экспериментально подтверждена американским исследователем Стэнли Ллойдом Миллером в 1953 г.
6
От лат. coacervus – сгусток, куча, накопление.
13
По мере течения химических процессов в Мировом океане
образовалась третичная атмосфера, содержащая большие количества
N2 (из разрушающегося NH3), CO2 (из вулканических газов и CH4) и
паров воды.
Эволюция биосферы. Первыми живыми организмами на
Земле были гетеротрофные, нефотосинтезирующие бактерии, получавшие энергию из окружающей среды путём переработки «готового» органического вещества, образовавшегося в ходе абиотического
синтеза.
Около 3,5 млрд лет назад появились первые автотрофные
фотосинтезирующие микроорганизмы – сине-зелёные водоросли
(цианобактерии). Они стали использовать внешний источник энергии
(солнечную радиацию) для синтеза всех необходимых для жизни органических веществ из CO2, H2O и простых минеральных соединений,
выделяя при этом во внешнюю среду молекулярный кислород:
CO2 + H2O  HCHO + O2
Кислород начал окислять вещества восстановительной природы, содержащиеся в воде (в первую очередь, Fe2+) и воздухе. Наступил момент, когда были окислены все запасы таких веществ. Скорость поступления кислорода в атмосферу начала превышать скорость его потребления и кислород стал постепенно накапливаться.
Накопление в атмосфере свободного кислорода способствовало началу формирования современной, четвертичной атмосферы.
Восстановительная (анаэробная) атмосфера Земли постепенно превращалась в окислительную (аэробную).
Около 2-1,9 млрд лет назад появились эукариоты – первые
фотоавтотрофные организмы, клетки которых уже содержали ядро.
Появление эукариот положило начало зарождению многоклеточных
растений и животных, которое произошло 1,4-1,3 млрд лет назад.
Увеличение содержания O2 в атмосфере и его участие в фотохимических реакциях привело к образованию озонового слоя (O3),
защитившего поверхность Земли от жёсткого ультрафиолетового излучения Солнца. Это позволило живым организмам около 400 млн
лет назад выйти на сушу.
Появление наземной растительности ускорило процесс фотосинтеза, в результате чего состав атмосферы достиг определённого
(современного) уровня. Такой состав атмосферы, благодаря жизнедеятельности живых организмов, оставался постоянным на протяжении многих миллионов лет. Это является свидетельством того, что
14
в ходе эволюции на Земле возникла саморегулирующаяся, динамически устойчивая планетарная химико-биологическая система – гомеостаз, способная поддерживать благоприятные для существования
жизни условия внешней среды.
1.3. Свойства и функции живого вещества биосферы
Понятие живого вещества. Согласно учению В.И. Вернадского о биосфере, живое вещество – это совокупность всех живых
организмов, населяющих Землю. Оно характеризуется массой, химическим составом, энергией.
Живое вещество составляет крайне незначительную часть
биосферы Земли: если живое вещество выделить в чистом виде и
распределить равномерно по поверхности планеты, то оно образует
слой толщиной всего около 2 см. Масса живого вещества биосферы
составляет около 2,41012 т., что соответствует примерно одной двухтысячной (1/2000) массы атмосферы – самой лёгкой оболочки Земного шара. Объём живого вещества составляет приблизительно одну
полуторамиллионную (1/1500000) объёма всей биосферы.
Тем не менее, по сравнению с другими веществами биосферы
(косным, биокосным, биогенным и др.), живое вещество играет определяющую роль в процессах, протекающих в биосфере, выполняя по
отношению к ней целый ряд важнейших функций, основными из которых являются энергетическая и средообразующая.
Энергетическая функция живого вещества. Она заключается в связывании и запасании живыми организмами солнечной
энергии в процессе фотосинтеза, передаче её по пищевым цепям и
рассеивании в виде тепла.
Чтобы биосфера могла существовать и развиваться, ей необходима энергия, собственных источников которой она не имеет. Она
может потреблять энергию только от внешних источников, главным
из которых является Солнце. Почти 99% рассеянной лучистой энергии электромагнитной природы, поступившей в биосферу, поглощается атмосферой, гидросферой и литосферой и расходуется на протекание физических и химических процессов (движение воздуха и
воды, поглощение и выделение газов, испарение и др.). И только
около 1% солнечной энергии накапливается в первичном звене поглощения и в концентрированном виде передаётся потребителям.
15
Первичным звеном поглощения солнечной энергии являются
зелёные растения и некоторые виды бактерий, которые в процессе
фотосинтеза преобразуют её в энергию химических связей (энергию
пищи). Процесс фотосинтеза представляет собой превращение зелёными растениями и фотосинтезирующими микроорганизмами при
участии энергии света и поглощающих свет пигментов (хлорофилл и
др.) простейших неорганических соединений (воды, углекислого газа,
минеральных элементов) в сложные органические вещества, необходимые для жизнедеятельности всех организмов. Реакция фотосинтеза с использованием углекислого газа в общем виде выражается
уравнением
хлорофилл
6CO2 + 6H2O + 2821,9 кДж  C6H12O6 + 6O2
Ежегодно фотосинтезирующие организмы суши и океана связывают около 31018 кДж солнечной энергии, при этом образуется более 100 млрд т. органических веществ. Синтезированные органические вещества (сахара, белки и др.) последовательно переходят от
одних живых организмов к другим в процессе их питания и переносят
заключённую в них энергию: растения поедаются травоядными животными, которые в свою очередь становятся жертвами хищников, и
т.д. В процессе жизнедеятельности живых организмов энергия рассеивается в виде тепла. Часть энергии, запасённой живыми организмами и не израсходованная в биосфере, с их отмиранием складируется в виде залежей полезных ископаемых (углей, торфа, горючих
сланцев и др.) и может быть использована в дальнейшем.
Свойства живого вещества. Сконцентрированные в живом
веществе большие запасы энергии обуславливают наличие у него
целого ряда уникальных свойств:
1. Чрезвычайно высокая скорость протекания химических реакций – на несколько порядков (в сотни, тысячи раз) выше, чем в
неживом веществе. Она обусловлена наличием внутри живых организмов мощных биологических катализаторов белковой природы –
ферментов. Об этом свойстве можно судить по скорости переработки
вещества организмами в процессе жизнедеятельности. Например,
количество пищи, ежедневно потребляемое гусеницами некоторых
видов насекомых, в 100–200 раз превышает их собственный вес, а
дождевые черви за 150–200 лет пропускают через свои организмы
весь однометровый слой почвы. Практически все осадочные породы
на 95–99% переработаны живыми организмами.
16
2. Способность быстро занимать (осваивать) всё свободное
пространство – «всюдность» жизни (В.И. Вернадский). Она обусловлена быстрым размножением и способностью живых организмов интенсивно увеличивать поверхность собственного тела или образуемых ими сообществ. Например, площадь листьев растений, занимающих территорию в 1 га, может составлять до 10 га и более. Некоторые простейшие формы организмов могли бы освоить весь Земной
шар за несколько часов или дней, если бы не было факторов, сдерживающих их потенциальные возможности размножения.
3. Способность как к пассивному, так и к активному движению. Под пассивным движением понимается движение под действием
внешних сил (например, силы тяжести), под активным – движение
против силы тяжести, против течения воды, против воздушных потоков и т.п.
4. Высокая приспособительная способность (адаптация) к
различным условиям внешней среды – к жизни в воде, воздухе, почве, внутри живых организмов, а также в крайне трудных по физикохимическим параметрам условиях. Например, некоторые организмы
переносят очень низкие (до –273 С) или очень высокие (до +180 С)
температуры, способны жить в бескислородной среде, в ледовых
панцирях и т.п.
5. Устойчивость при жизни и быстрое разложение после
смерти – включение в круговорот веществ при сохранении высокой
физико-химической активности.
6. Высокая скорость обновления живого вещества. В среднем
для биосферы цикл полного обновления живого вещества составляет
8 лет, при этом для суши – 14 лет, а для океана, где преобладают организмы с коротким периодом жизни, – 33 дня. В результате высокой
скорости обновления за всю историю существования жизни общая
масса живого вещества, прошедшего через биосферу, примерно в
12 раз превышает массу Земли.
Средообразующая функция живого вещества. Обладание перечисленными свойствами позволяет живому веществу выполнять по отношению к биосфере особую, средообразующую функцию
(роль). Средообразующая функция живого вещества заключается в
его воздействии на окружающую среду, преобразующем её физикохимические параметры.
Средообразующая функция живого вещества в биосфере
имеет (по В.И. Вернадскому) химическое содержание и выражается
17
в участии живых организмов в химических процессах изменения вещественного состава биосферы. В.И. Вернадский писал: «На земной
поверхности нет химической силы более постоянно действующей, а
потому и более могущественной по своим конечным последствиям,
чем живые организмы, взятые в целом».
Средообразующая функция живого вещества является суммарной, т.е. складывается в результате совместного действия нескольких биогеохимических функций:
1. Газовая – заключается в способности живых организмов
изменять и поддерживать определённый газовый состав среды обитания и атмосферы в целом. Прежде всего, это относится к накоплению в атмосфере её основных газовых компонентов: кислорода – за
счёт выделения зелёными растениями в результате процесса фотосинтеза, азота – за счёт выделения бактериями в процессе разложения органического вещества, а также поддержанию баланса O2 и CO2
(углекислый газ выделяется живыми организмами при дыхании и зелёными растениями ночью).
Вследствие выполнения живым веществом газовой функции
сложился современный химический состав атмосферы с уникально
высоким содержанием кислорода (21%) и низким содержанием углекислого газа (0,03%), а также умеренные температурные условия
(+15 С).
С газовой функцией связаны два переломных периода (точки) в эволюции биосферы. Первый из них относится ко времени, когда содержание кислорода в атмосфере достигло примерно 1% от
современного уровня (первая точка Пастера), что обусловило появление первых аэробных (способных жить только в среде, содержащей кислород) организмов. Это произошло около 1,2 млрд лет назад,
и с тех пор восстановительные процессы в биосфере стали дополняться окислительными. Второй переломный период относится ко
времени, когда концентрация кислорода в атмосфере достигла примерно 10% от современного уровня (вторая точка Пастера), создав
тем самым условия для образования озона в результате фотодиссоциации кислорода и формирования в верхних слоях атмосферы защитного озонового экрана, что обусловило возможность выхода живых организмов на сушу (до этого функцию защиты организмов от
губительного действия жёсткого ультрафиолетового излучения выполняла вода).
18
2. Концентрационная – заключается в способности организмов концентрировать в своём теле рассеянные химические элементы
(углерод, водород, азот, кальций, магний, йод, фосфор, кремний и
многие др.), повышая их содержание по сравнению с окружающей
средой на несколько порядков. Отмирание живых организмов приводит к накоплению этих элементов в литосфере вплоть до образования залежей полезных ископаемых – углей, нефти, торфа, известняков, различных руд и т.д.
3. Окислительно-восстановительная – заключается в интенсификации под влиянием живого вещества природных процессов
окисления (благодаря обогащению среды кислородом и деятельности
аэробных бактерий) и восстановления (прежде всего, благодаря разложению органических веществ при дефиците кислорода анаэробными бактериями). Результатом окислительных процессов является, например, образование болотных железных руд, результатом восстановительных – выделение метана, сероводорода.
4. Деструктивная – заключается в разрушении живыми организмами и продуктами их жизнедеятельности как остатков органического вещества, так и косных веществ. Основной механизм этой
функции связан с круговоротом веществ, главную роль в ней играют
организмы-редуценты (бактерии, грибы и др.).
5. Транспортная – заключается в переносе вещества и энергии в результате активного движения живого вещества. Эта функция
связана с размножением, ростом и перемещением в пространстве
(миграцией, кочёвкой и т.п.) живых организмов.
6. Рассеивающая – противоположна концентрационной. Она
проявляется через пищевые цепи и транспортную функцию живого
вещества: например, рассеивание вещества происходит при выделении экскрементов, гибели организмов при перемещении в пространстве и т.д. Железо гемоглобина крови рассеивается, например, кровососущими насекомыми.
7. Информационная – заключается в накоплении живыми организмами и их сообществами определённой информации, закреплении её в наследственных структурах и передаче последующим поколениям.
Роль живого вещества в биосфере. Выполняя биогеохимические функции, живое вещество адаптируется к окружающей
среде и приспосабливает её к своим биологическим потребностям.
Как писал В.И. Вернадский, «организм имеет дело со средой, к кото19
рой он не только приспособлен, но которая приспособлена и к нему».
Живое вещество и среда его обитания развиваются как единое целое, при этом, благодаря непрерывному обмену веществом и энергией, живые организмы осуществляют контроль за состоянием окружающей среды.
Таким образом, вся природная среда является результатом
средообразующей функции живого вещества. Она создана живыми
организмами и они поддерживают в ней условия, благоприятные для
их существования. Все структурные части биосферы образованы живым веществом – благодаря прошлой или настоящей деятельности
живых организмов. Признание живого вещества самой мощной геологической силой планеты составляет сущность учения В.И. Вернадского о биосфере. Грандиозный геологический эффект деятельности
живых организмов обусловлен тем, что их количество бесконечно
велико и действуют они в течение бесконечно большого промежутка
времени.
В обобщающем виде роль живого вещества в биосфере была
сформулирована геохимиком А.Н. Перельманом на основании учения
В.И. Вернадского как закон биогенной миграции атомов: «Миграция
химических элементов на земной поверхности и в биосфере в целом
осуществляется или при непосредственном участии живого вещества,
или же она протекает в среде, геохимические особенности которой
обусловлены живым веществом».
Таким образом, состав биосферы является результатом совокупной химической активности живых организмов в настоящем и в
прошлом. Многообразие форм жизни и их многофункциональность
обеспечивают наличие у биосферы гомеостаза благодаря действию
сложных механизмов круговорота веществ и энергии.
20
Глава 2. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ЗЕМЛЕ
2.1. Форма и параметры Земли
Форма Земли. Первые представления о форме и размерах
Земли появились ещё в глубокой древности. Античные мыслители
(Пифагор – V в. до н.э., Аристотель – III в. до н.э. и др.) предполагали, что наша планета имеет форму шара (сферы). В действительности Земля вовсе не является идеальной сферой.
Английский математик, механик, астроном и физик Исаак
Ньютон на рубеже XVII и XVIII веков впервые теоретически обосновал положение о том, что под действием центробежных сил, возникающих в результате вращения Земли (другими словами, под действием силы тяжести), она слегка сжата в направлении оси вращения,
т.е. сплюснута с полюсов, и её форма представляет собой эллипсоид
вращения (сфероид).
Последующими детальными измерениями, особенно новыми
методами исследования с искусственных спутников, было установлено, что Земля не только сплюснута с полюсов, но и выпукла по экватору (рис.2.1).
Кроме того, в связи с расчленением рельефа – наличием высоких гор и глубоких впадин – действительная форма Земли является
ещё более сложной.
Самая высокая точка на Земле, гора Джомолунгма (Эверест)
в Гималаях, достигает высоты 8848 м. Самая большая глубина обнаружена в Марианской впадине Тихого океана и составляет 11034 м.
Таким образом, наибольшая амплитуда рельефа земной поверхности
составляет около 20 км. Учитывая эти особенности, немецкий физик
и математик Иоганн Бенедикт Листинг в 1873 г. назвал фигуру Земли
геоидом. Буквальный перевод термина геоид с греческого языка означает «имеющий форму Земли, землеподобный».
Геоид – некоторая воображаемая (эквипотенциальная) уровневая поверхность, направление силы тяжести к которой всюду перпендикулярно. Эта поверхность совпадает с уровнем воды в Мировом
океане, который мысленно проводится под континентами. Это та поверхность, от которой производится отсчёт высот рельефа.
21
Рис.2.1. Наиболее значимые отличия
формы Земли от формы идеальной сферы
Параметры Земли. Современные данные о физических параметрах Земли представлены в табл.2.1.
Таблица 2.1
Основные параметры Земли
Физические характеристики Земли
Экваториальный радиус
Полярный радиус
Средний радиус
Объём
Масса
Средняя плотность
Ускорение силы тяжести:
на полюсах
на экваторе
Площадь поверхности Земли:
Мировой океан
суша
Значение
6378,245 км
6356,863 км
6371,0 км
1,0831012 км3
5,981024 кг
5,5153 г/см³
9,83 м/с2
9,78 м/с2
около 510,2 млн км2
361,1 млн км2 (70,8%)
149,1 млн км2 (29,2%)
2.2. Методы изучения строения Земли
Всем известно, как выглядит поверхность Земли, поскольку
мы часто видим карты, фотографии, рисунки нашей планеты. Но как
выглядит Земля внутри?
22
Никто не может совершить путешествие к центру планеты,
чтобы познакомиться с её строением. Методы изучения внутреннего
строения Земли делятся на две основные группы:
- прямые (геологические) – опираются на непосредственное
изучение толщ горных пород в обнажениях, горных выработках (шахтах, штольнях и пр.) и скважинах; такими методами можно изучить
лишь верхнюю часть Земли;
- косвенные (геофизические) – сейсмический, гравиметрический, магнитометрический и др. – основаны на изучении преимущественно физических параметров пород и толщ с помощью приборов;
такими методами изучается глубинное строение Земли.
Скважины. Начиная с 1960-х гг. по всему миру были пробурены сотни глубоких скважин – как на континентах, так и в океанах.
Рекорд глубины бурения при исследовании земной коры принадлежит бывшему Советскому Союзу – Кольской сверхглубокой скважине7
глубиной 12262 м. Бурение было начато в 1970 г. на Кольском полуострове с целью пробурить скважину глубиной 15 км – до границы
Мохоровичича (см. разд.2.3). В 1989 г., после ряда крупных аварий,
бурение было прекращено. В 1995 г. Кольская скважина была переведена в режим геологической лаборатории, в 2008 г. – закрыта и
демонтирована, а в 2010 г. – ликвидирована.
Сейсмический метод. Он основан на изучении естественных землетрясений и искусственных землетрясений, вызываемых
взрывами или ударными вибрационными воздействиями на земную
кору («сейсмос» по-гречески «трясение»).
Сейсмические толчки, или землетрясения, представляют собой колебания земной коры. Природа землетрясений объясняется
теорией литосферных (тектонических) плит и дрейфа континентов
(см. разд.4.2): когда какая-нибудь плита смещается, в толще горных
пород возникают разрывы и выделяется большое количество энергии; эта энергия в виде сейсмических колебаний распространяется
волнами от места разрыва до самых удалённых областей земного шара.
Точка в глубине Земли, где рождаются сейсмические волны,
называется гипоцентром (очагом) землетрясения. Вертикально над
7
В 1989 г. Кольская сверхглубокая скважина была занесена в Книгу рекордов
Гиннеса как самое глубокое отверстие в земной коре.
23
ним на поверхности Земли находится эпицентр – точка, из которой
распространяются поверхностные сейсмические колебания и вблизи
которой разрушительная мощь землетрясения максимальна. Гипоцентры располагаются на различных глубинах – от приповерхностных (около 10 км) до самых глубоких (до 700 км).
Возникающие в очаге сейсмические волны распространяются
через толщу Земли. Их путь искривляется из-за различных характеристик внутренних слоёв Земли. Сейсмические волны как бы просвечивают Землю и дают представление о той среде, через которую они
проходят.
Регистрация прихода сейсмических волн производится на
специальных сейсмических станциях, оборудованных записывающими
приборами – сейсмографами, расположенными на разных расстояниях от очага землетрясения. Такое расположение сейсмостанций позволяет судить о скорости распространения колебаний на разных
глубинах, поскольку к более отдалённым станциям приходят волны,
прошедшие через более глубокие слои Земли. Запись сейсмографом
прихода волн называется сейсмограммой.
Первый в мире сейсмограф был придуман в 130-х гг. в Китае
астрономом Чжаном Хэнгом. Переворот в сейсмометрии произвёл
электродинамический сейсмограф, изобретённый в начале XX века
российским сейсмологом Борисом Борисовичем Голицыным. Во второй половине XX века наступила эра электронных сейсмографов.
Записав волны с помощью сейсмографов, можно изучать их и
на основе этого составлять картину внутреннего строения Земли.
Сейсмические волны бывают следующих типов (рис.2.2):
1. Объёмные волны, распространяющиеся в недрах планеты:
- Продольные Р-волны (т.е. первичные – primary) – самые
быстрые. Скорость распространения: 5,6 км/с – в континентальной
коре, 6,5 км/с – в океанической коре, 8,1 км/с – в верхнем слое мантии (до глубины 100 км), 7,1 км/с – на глубинах ниже 100 км.
Распространение Р-волн приводит к смещению частиц упругой среды вдоль направления движения волны, при этом горные породы испытывают деформации сжатия и растяжения. Р-волны распространяются в твёрдых, жидких и газообразных средах.
24
Рис.2.2. Типы сейсмических волн
25
- Поперечные S-волны (т.е. вторичные – secondary) – более
медленные. Скорость распространения 4,4 км/с.
Поперечные S-волны распространяются только в твёрдых телах и с их распространением связаны колебания частиц упругой среды перпендикулярно направлению распространения волны, при этом
горные породы подвергаются деформациям сдвига и кручения.
2. Поверхностные L-волны (т.е. длинные – long), отличающиеся сложными синусоидальными колебаниями вдоль или около
земной поверхности и затухающие с увеличением глубины:
- Волна Лява (Lq) – волна сдвига, более быстрая, названа так
в честь физика, который разработал её теоретическую концепцию;
ещё она известна как G-волна – по имени сейсмолога Гутенберга, который обнаружил и исследовал наличие этой волны на сейсмограммах. Движение частиц упругой среды поперечно направлению распространения волны и происходит только в горизонтальной плоскости. В этой волне нет вертикальной составляющей. Скорость распространения волны Лява – 3,3 км/с.
- Волна Рэлея (Lr), названная так в честь физика, который
разработал теоретическую концепцию этой волны. Она прибывает
вскоре после поверхностной волны сдвига, так как её скорость составляет 0,92 от скорости волны сдвига. В волне Рэлея частицы упругой среды совершают возвратное движение по эллиптической орбите
в вертикальной плоскости вдоль направления распространения волны.
Распространяясь внутри Земли, сейсмические волны испытывают преломление, отражение и затухание. Реальные скорости сейсмических волн зависят от упругих свойств и плотности горных пород,
через которые они проходят. Изменения (особенно скачкообразные)
скоростей распространения сейсмических волн отчётливо указывают
на неоднородность и расслоенность тела Земли. О существовании
земных слоёв и различном состоянии веществ, их слагающих, свидетельствуют и волны, преломленные и отражённые от граничных поверхностей внутренних оболочек Земли.
Другие методы. Существуют и другие исследования, дополняющие сейсмический метод.
Гравиметрические исследования позволяют вычислять плотность горных пород на основании измерений гравитационного поля
26
(ускорения силы тяжести) Земли в различных точках и выявления
его аномалий.
Магнитометрические методы основаны на изучении изменений магнитного поля Земли на различных участках, при этом учитывается тип исследуемых горных пород, поскольку некоторые из них
отличаются повышенной магнитностью (из-за высокого содержания
железа), а у других она крайне мала или отсутствует.
На основании этих исследований, а также с учётом геологических данных, получаемых в ходе изучения горных пород на поверхности Земли, лабораторных экспериментов с породами при высоких давлениях и некоторых астрономических наблюдений, мы хорошо
представляем себе условия в толще Земли, её слоистую структуру,
химический состав, физические характеристики слоёв и др.
2.3. Внутреннее строение Земли
Сейсмическая модель. На основании данных о скоростях
распространения сейсмических волн английский сейсмолог и геолог
Ричард Диксон Олдхем в 1906 г. доказал, что Земля имеет центральное ядро. В 1914 г. американский геофизик Бено Гутенберг определил, что верхняя граница ядра находится на расстоянии 2896 км от
поверхности Земли. Датский сейсмолог Инга Леманн в 1936 г. обнаружила существование твёрдого внутреннего ядра Земли.
Эти и другие сейсмические исследования позволили австралийскому сейсмологу Кейту Эдварду Буллену в 1960-х гг. построить
реальную модель внутреннего строения планеты. Земля была разделена на зоны, которым были даны буквенные обозначения в определённых усреднённых интервалах глубин (табл.2.2, рис.2.3).
Согласно модели Буллена, выделяют три основных слоя (геосферы) Земли.
1. Земная кора (слой А). Это верхняя оболочка, глубина которой варьируется от 6-7 км под океанскими впадинами, до 35-40 км
под равнинными территориями континентов, до 50-75 км под горными массивами (максимум под Гималаями и Андами). В среднем для
всей планеты толщина земной коры принята равной 33 км, среднее
значение плотности – 2,67 г/см3. Она состоит из твёрдых горных пород.
27
Таблица 2.2
Границы и скорости распространения
сейсмических волн внутри Земли
Слой
Обозначение
A
B
C
D
E
F
G
Название
Земная кора
Верхняя мантия
(силикаты)
Переходная зона
(фазовые переходы)
Нижняя мантия
Внешнее ядро
Переходная оболочка
Внутреннее ядро
Глубина,
км
Скорость волн, км/с
P
S
0–33
33–400
6,5–7,0
ср. 8,4
3,7–3,8
ср. 4,5
400–900
9,0–11,4
5,1–6,4
900–2900
2900–4980
4980–5120
11,4–13,6
8,1–10,0
10,3
6,4–7,3
0
0
5120–6371
11,3
3,6
Рис.2.3. Сейсмическая модель Земли
2. Мантия. Этот слой в основном твёрдый и простирается от
основания земной коры на глубину 2900 км, плотность увеличивается
с 3,2 до 5,6 г/см3. В пределах мантии выделяются:
28
- верхняя мантия (слой В) глубиной до 400 км;
- переходная зона (слой C, слой Голицына) глубиной до
800-1000 км;
- нижняя мантия (слой D) глубиной до 2700 км с переходным
слоем (D) от 2700 до 2900 км.
В верхней мантии скорости волн сначала увеличиваются, а
затем, на глубинах от 50 до 250 км, уменьшаются: P-волн – с 8,5 до
7,8, S-волн – с 4,7 до 4,3 км/с. На глубинах от 300-400 до 700 км следует резкое увеличение скорости сейсмических волн (рис.2.3).
В нижней мантии скорости волн Р и S увеличиваются медленнее по
мере увеличения глубины.
3. Ядро, в котором выделяются следующие слои:
- внешнее ядро (слой E), расположенное на глубинах
2900-4980 км. Оно ведёт себя как жидкое тело, поэтому S-волны не
проходят через эту зону. Плотность внешнего ядра составляет
9,5-12,3 г/см3;
- переходная оболочка (слой F) глубиной до 5120 км;
- внутреннее ядро (субядро, слой G) глубиной до 6371 км,
радиусом около 1300 км. Оно считается твёрдым. В нём скорости
сейсмических волн возрастают. Через внутреннее ядро проходят как
волны Р, так и S. Плотность внутреннего ядра составляет примерно
13,5-14,4 г/см3.
Сейсмические разделы. Земная кора отделяется от верхней мантии достаточно резкой граничной скоростью. В 1909 г. хорватский геофизик и сейсмолог Андрей Мохоровичич впервые установил наличие этого раздела, носящего теперь его имя и принятого за
нижнюю границу земной коры. Эту границу называют сейсмическим
разделом Мохоровичича или сокращённо границей Мохо, границей М
(см. рис.2.3).
Второй резкий раздел совпадает с переходом от нижней мантии к внешнему ядру, где наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн с 13,6 до 8,1 км/с, а поперечные волны гасятся. Внезапное резкое снижение скорости продольных волн и исчезновение поперечных волн во внешнем ядре свидетельствуют о необычайном состоянии вещества, отличающемся от твёрдой мантии.
Эту границу называют границей Гутенберга (см. рис.2.3).
Третий резкий раздел совпадает с основанием слоя F и внутренним ядром Земли (слой G).
29
Динамическая модель. Модель Буллена, разделяющая
твёрдое тело Земли на земную кору, мантию и ядро, опирается на
различия в скоростях распространения сейсмических волн. Существует и другой подход к описанию внутреннего строения Земли, основанный на различии в прочности и вязкости вещества, слагающего
Землю – так называемая динамическая модель. Согласно этому подходу можно выделить четыре концентрических слоя (оболочки) в
твёрдом теле планеты:
1. Литосфера. Она представляет собой самую верхнюю оболочку Земли, толщина которой колеблется от 4 км (под дном океанов) до 300 км (под континентами). Литосфера включает земную кору и верхнюю мантию. Литосфера достаточно холодная и поэтому
прочная. Она отличается способностью выдерживать большие поверхностные нагрузки без прогибания. Породы, слагающие литосферу, являются твёрдыми (литос по-гречески камень), они склонны к
разломам, в результате чего образуются литосферные (тектонические) плиты. В строении литосферы выделяют подвижные области
(складчатые пояса) и относительно стабильные платформы (см.
разд.3.4). Литосфера делится на континентальную и океаническую.
Граница между ними носит название границы Конрада в честь австрийского геофизика В. Конрада, установившего её наличие в 1925 г.
2. Астеносфера. Она располагается под литосферой до глубины примерно 700 км. Температура астеносферы высока, что вызвано распадом радиоактивных веществ. Часть пород в астеносфере
находится в расплавленном, размягчённом состоянии (греч. астеес –
слабый), поэтому она пластична и со временем деформируется под
воздействием прилагаемых сил.
Толщина астеносферного слоя непостоянна. Он наиболее
чётко выражен и приподнят под самыми подвижными зонами земной
коры и, напротив, слабо выражен и опущен под наиболее спокойными участками континентов. Понижение скоростей сейсмических волн
и повышение электропроводности в астеносфере связаны с частичным расплавлением вещества мантии.
3. Мезосфера. Она образована твёрдыми породами, которые
находятся под очень высоким давлением и вследствие этого очень
пластичны. Мезосфера более прочная, чем астеносфера, но более
вязкая, чем литосфера. Мезосфера простирается между астеносферой и ядром (до глубины 2900 км) и включает нижнюю часть мантии.
30
4. Эндосфера. Границы эндосферы совпадают с границами
ядра. Образована она двумя слоями:
- внешняя эндосфера, расположенная на глубине от 2900 до
5100 км. Она находится в вязком состоянии, поскольку значения
температуры и давления поддерживают её вещество в расплавленном состоянии;
- внутренняя эндосфера, расположенная на глубине от
5100 км до центра Земли. Несмотря на очень высокую температуру,
она находится в твёрдом состоянии за счёт испытываемого высочайшего давления.
Согласно динамической модели, литосфера разбита на плиты
и как бы плавает по астеносфере (см. разд.4.2). Литосферные (тектонические) плиты представляют собой жёсткие сегменты, которые
двигаются относительно друг друга. Существует три типа взаимного
перемещения тектонических плит: конвергенция (схождение), дивергенция (расхождение) и сдвиговые перемещения по трансформным
разломам. На разломах между тектоническими плитами могут наблюдаться землетрясения, вулканическая активность, горообразование,
образование океанических впадин.
Список крупнейших тектонических плит с размерами приведён в табл.2.3. Среди плит меньших размеров следует отметить Индостанскую, Арабскую, Карибскую плиты, плиту Наска и плиту Скотия. Австралийская плита фактически слилась с Индостанской около
50-55 млн лет назад. Наибольшей скоростью перемещения обладают
океанские плиты. Так, плита Кокос движется со скоростью 75 мм в
год, а Тихоокеанская плита – со скоростью 52-69 мм в год. Самая
низкая скорость у Евразийской плиты – 21 мм в год.
Таблица 2.3
Крупнейшие тектонические плиты
Площадь 106 км2
61,3
60,9
47,2
67,8
75,9
Зона покрытия
Африка
Антарктика
Австралия
Азия и Европа
Северная Америка
и северо-восточная Сибирь
Южно-Американская
43,6
Южная Америка
Тихоокеанская
103,3
Тихий океан
Название плиты
Африканская
Антарктическая
Австралийская
Евразийская
Северо-Американская
31
2.4. Термодинамические условия
и химический состав Земли
Плотность. Средняя плотность Земли составляет около
5,52 г/см3 (см. табл.2.1).
Горные породы, слагающие земную кору, отличаются малой
плотностью. В осадочных породах плотность около 2,4-2,5 г/см3,
в гранитах и большинстве метаморфических пород – 2,7-2,8 г/см3,
в основных магматических породах – 2,9-3,1 г/см3. Средняя плотность
земной коры принимается около 2,8 г/см3. Сопоставление средней
плотности земной коры с плотностью Земли указывает на то, что во
внутренних оболочках – мантии и ядре – плотность должна быть значительно выше.
В верхней мантии (ниже границы Мохо) плотность пород составляет 3,3-3,4 г/см3, у нижней границы нижней мантии – примерно
5,5-5,7 г/см3, у верхней границы внешнего ядра (ниже границы Гутенберга) – около 10 г/см3, затем повышается до 12-12,3 г/см3, увеличиваясь во внутреннем ядре до 13,5-14,4 г/см3 (рис.2.4).
Рис.2.4. Изменение плотности Земли с глубиной
Давление. Данные о значениях давлений на различных глубинах внутри Земли представлены в табл.2.4 и на рис.2.5.
32
Таблица 2.4
Давление в глубинах Земли
Глубина, км
Давление, ГПа
40
1
100
3,1
400
14
1000
35
2900
135
5120
340
6371
361
Рис.2.5. Изменение давления внутри Земли с глубиной
Ускорение силы тяжести. Увеличение силы тяжести обычно связано с присутствием более плотного вещества, уменьшение
указывает на меньшую плотность.
Величина ускорения силы тяжести различна. На поверхности
Земли оно в среднем составляет 9,81 м/с2 (при 9,83 м/с2 – на полюсах
и 9,78 м/с2 – на экваторе), с глубиной сначала увеличивается, затем
быстро падает. Максимальное значение ускорения силы тяжести достигается в основании нижней мантии у границы с внешним ядром (на
глубине 2900 км) – 10,67 м/с2. В пределах ядра Земли ускорение силы тяжести начинает значительно уменьшаться, доходя до 4,9 м/с2 на
глубине 5120 км, до 1,55 м/с2 – на глубине 6000 км и в центре – до
нуля.
Магнетизм. Подобно Солнцу и многим планетам, Земля тоже генерирует магнитное поле – магнитосферу, т.е. действует как гигантский магнит с силовым полем вокруг.
Магнитные полюса Земли не совпадают с географическими
полюсами, так как магнитная ось Земли отклонена от оси её вращения. Между магнитным и географическим полюсами образуется некоторый угол (около 11,5), называемый магнитным склонением. Разли33
чают также магнитное наклонение, определяемое как угол между
магнитными силовыми линиями и горизонтальной плоскостью.
Происхождение постоянного магнитного поля Земли связано
с действием сложной системы электрических токов, возникающих при
вращении Земли и сопровождающих турбулентную конвекцию (перемещение) в жидком внешнем ядре. Таким образом, Земля работает
как динамомашина, в которой механическая энергия конвекционной
системы генерирует электрические токи и связанный с ними магнетизм.
Научные исследования показали, что за время существования
Земли её магнитное поле несколько раз претерпевало инверсию –
изменение направления, при котором магнитные полюса менялись
местами: северный полюс занимал место южного, и наоборот, с примерной частотой 5 раз в 1 млн лет. Нынешняя магнитная эпоха длится уже 700 тыс. лет, поэтому можно ожидать, что скоро произойдёт
следующая инверсия.
Магнитное поле Земли оказывает влияние на ориентировку в
горных породах ферромагнитных минералов – гематита, магнетита,
ильменита и др. Особенно это проявляется в магматических горных
породах – базальтах, габбро, перидотитах и др. Ферромагнитные минералы в процессе застывания магмы принимают ориентировку существующего в это время направления магнитного поля. После того
как горные породы полностью застывают, ориентировка ферромагнитных минералов сохраняется. Определённая ориентировка ферромагнитных минералов происходит и в осадочных породах во время
осаждения железистых минеральных частиц.
Тепловой режим Земли. Он определяется излучением
Солнца и теплом, выделяемым внутриземными источниками.
Самое большое количество энергии Земля получает от Солнца (5,261015 МДж в год), но значительная её часть отражается обратно в космическое пространство. Количество получаемого и отражённого Землёй солнечного тепла неодинаково для различных широт. Среднегодовая температура отдельных участков определяется
климатическими условиями местности и снижается от экватора к полюсам.
Ниже поверхности Земли влияние солнечного тепла уменьшается, в результате чего на небольшой глубине находится пояс постоянных температур, равных среднегодовой температуре данной ме34
стности. Глубина расположения пояса постоянных температур в различных районах колеблется от первых метров до 20-30 м.
Ниже пояса постоянных температур определяющее значение
приобретает внутренняя тепловая энергия Земли. Здесь происходит
постоянное увеличение температуры с глубиной, связанное с тепловым потоком из внутренних частей Земли. Средняя величина теплового потока принята равной 1,4-1,5 мккал/см2с. Однако исследования, проведённые как на континентах, так и в океанах, показали значительную изменчивость теплового потока в различных структурных
зонах, что связано, по-видимому, с неоднородными тектономагматическими процессами в различных зонах Земли.
Внутренняя тепловая энергия Земли обусловлена несколькими источниками. Одним из них является радиогенное тепло, связанное с распадом радиоактивных долгоживущих изотопов U-238, U-235,
Th-232, K-40, Rb-87. Периоды полураспада этих изотопов соизмеримы
с возрастом Земли, поэтому до сих пор они остаются важным источником тепловой энергии.
Вторым источником внутриземной теплоты является гравитационная дифференциация вещества, зарождающаяся после некоторого разогрева на уровне ядра и, возможно, в верхней мантии (слое
В).
Дополнительным источником внутреннего тепла служит приливное трение, возникающее при замедлении вращения Земли
из-за приливного взаимодействия с Луной и, в меньшей степени,
с Солнцем. Доля этого источника в общем тепловом балансе невелика – 1-2%.
Температура внутри Земли. Нарастание температуры в
градусах Цельсия на единицу глубины называют геотермическим
градиентом, а глубину в метрах, на протяжении которой температура
увеличивается на 10 С – геотермической ступенью. Геотермический
градиент и, соответственно, геотермическая ступень изменяются от
места к месту в зависимости от геологических условий, эндогенной
активности и неоднородной теплопроводности горных пород. При
этом пределы колебаний отличаются более чем в 25 раз. Примером
являются два резко отличающихся градиента: 1) 150 С на 1 км в
штате Орегон (США); 2) 6 С на 1 км в Южной Африке. Соответственно этим геотермическим градиентам изменяется и геотермическая
ступень – от 6,67 м в первом случае и до 167 м во втором. Наиболее
распространённые колебания градиента лежат в пределах 20-50 С,
35
геотермической ступени – 15-45 м. Средний геотермический градиент
принимается равным 30 С на 1 км, средняя геотермическая ступень
составляет 33 м. Средний геотермический градиент прослеживается
лишь до некоторой относительно небольшой глубины (20-30 км от
поверхности), дальше изменение температуры с глубиной происходит
неравномерно.
Если говорить о температуре в более глубоких слоях Земли,
то более или менее достоверные данные получены о температуре основания слоя В (верхней мантии) – около 1600 С. Вопрос о распределении температур в мантии ниже слоя В и ядре Земли окончательно не решён, высказываются различные представления. Предполагают, что температура с глубиной возрастает при значительном
уменьшении геотермического градиента и увеличении геотермической ступени (рис.2.6). Считается, что температура в ядре Земли находится в пределах 4000-5000 С.
Рис.2.6. Изменение температуры внутри Земли с глубиной
Средний химический состав Земли. Для суждения о химическом составе Земли привлекаются данные о метеоритах, представляющих собой наиболее вероятные образцы протопланетного
материала, из которого сформировались планеты земной группы.
По составу выделяют три типа метеоритов:
- железные, состоящие главным образом из никелистого железа (90-91% Fe) с небольшой примесью фосфора и кобальта;
- железокаменные (сидеролиты), состоящие из железа, никеля и силикатных минералов;
36
каменные (аэролиты), состоящие из железистомагнезиальных силикатов и включений никелистого железа.
Наибольшее распространение имеют каменные метеориты –
около 92,7% всех находок, железокаменные – 1,3% и железные –
5,6%. Каменные метеориты подразделяют на две группы: хондриты с
мелкими сферическими образованиями преимущественно силикатного состава – хондрами (90%); ахондриты, не содержащие хондр. В
составе каменных метеоритов около 12% железоникелевой фазы.
На основании анализа химического состава различных метеоритов, а также полученных экспериментальных геохимических и
геофизических данных, рядом исследователей даётся современная
оценка валового элементарного состава Земли, представленная в
табл.2.5.
Таблица 2.5
Средний химический состав Земли
Элементы
по
А.Ферсману,
1932
O
Na
Mg
Al
Si
P
S
K
Ca
Тi
Cr
Mn
Fe
Ni
28,50
0,52
11,03
1,22
14,47
0,12
1,44
0,15
1,38
–
0,26
0,18
37,04
2,96
Массовое содержание элементов, %
по
по
по
В.Рамамурти, Р.Ганапати, Дж.Смитту,
Р.Холлу,
Э.Андерсу,
1979
1970
1974
30,75
28,50
31,30
0,30
0,158
0,085
15,70
19,21
13,70
1,29
1,77
1,83
14,73
14,34
15,10
–
0,215
0,18
4,65
1,84
2,91
–
0,017
0,013
1,54
1,93
2,28
–
0,10
0,093
–
0,478
0,416
–
0,059
0,047
29,30
35,87
31,70
1,65
2,04
1,72
по
Дж.Моргану,
Э.Андерсу,
1980
30,13
0,12
13,90
1,41
15,12
0,19
2,92
0,023
1,34
0,08
0,41
0,075
32,07
1,82
Как видно из данных таблицы, наибольшее распространение
имеют четыре элемента: О, Mg, Si, Fe. Их доля составляет свыше
91%. В группу менее распространённых элементов входят Ni, S, Ca,
A1. Остальные элементы в глобальных масштабах по общему распространению имеют второстепенное значение.
37
Глава 3. СОСТАВ И СТРУКТУРА ОСНОВНЫХ ГЕОСФЕР
3.1. Химический состав земной коры
Средний химический состав земной коры определялся многими зарубежными (Ф. Кларк, Г.С. Вашингтон, В.М. Гольдшмидт,
Ф. Тейлор и др.) и российскими (В.И. Вернадский, А.Е. Ферсман,
А.П. Виноградов, А.А. Ярошевский и др.) исследователями. Ряд полученных результатов представлен в табл.3.1.
Таблица 3.1
Средний химический состав земной коры
Элементы
O
Si
Массовое содержание элементов, %
по
по
по
А.П. Bиноградову,
В. Мейсону,
А.А. Ярошевскому,
1962
1971
1988
49,13
46,60
47,90
26,00
27,72
29,50
Al
Fe
Mg
Ca
7,45
4,20
2,35
3,25
8,13
5,00
2,09
3,63
8,14
4,37
1,79
2,71
Na
K
Ti
H
2,48
2,35
0,61
0,15
2,83
2,59
–
–
2,01
2,40
0,52
0,16
C
S
0,36
–
–
–
0,27
0,10
Mn
–
–
0,12
Сопоставляя эти и другие данные, можно сделать следующие
выводы:
1. Земная кора более чем на 98 мас.% состоит из О, Si, Al, Fe,
Mg, Ca, Na, К, Ti.
2. Основными элементами земной коры являются O, Si, Al –
более 85 мас.%.
3. На долю остальных элементов, присутствующих в земной
коре (80), приходится менее 1 мас.%, их называют редкими и рассеянными.
38
4. Самым распространенным является кислород (47 мас. и
90 об.%). По этой причине В.М. Гольдшмидт назвал земную кору оксисферой, или кислородной оболочкой Земли.
Химические элементы в земной коре находятся преимущественно в виде химических соединений. Однородные по составу и
строению природные химические соединения, отдельные химические
элементы или однородные структуры, возникающие при различных
химических или физико-химических процессах в земной коре, называются минералами.
Минералы в природе находятся чаще всего в виде агрегатов.
Комплексные минеральные агрегаты, образующие самостоятельные
геологические тела более или менее постоянного минералогического
и химического состава, называются горными породами.
3.2. Минералы
На сегодняшний день науке известно около 4000 видов минералов и каждый год к ним добавляются от 50 до 200 новых видов.
Однако в земной коре широко представлены чуть более 200 минералов.
3.2.1. Общая характеристика минералов
В земной коре минералы находятся преимущественно в кристаллическом состоянии и лишь незначительная часть – в аморфном.
Кристаллические вещества. Свойства кристаллических
веществ обусловлены их составом и внутренним строением, т.е. наличием кристаллической решётки.
В кристаллических решётках расстояния и характер связей
между элементарными частицами в разных направлениях неодинаковы (рис.3.1), что обусловливает и различие свойств. Такое явление
называется анизотропией, или неравносвойственностью. Анизотропия кристаллических веществ проявляется во многих их особенностях: например, в способности самоограняться, т.е. образовывать
многогранники – кристаллы, форма которых разнообразна и зависит,
прежде всего, от внутреннего строения данного соединения.
39
Рис.3.1. Примеры кристаллических решёток минералов
Примером проявления анизотропии может служить минерал
графит (см. рис.3.1). Расстояние между атомами углерода в пределах
плоских слоёв решётки составляет 0,14 нм, расстояние между слоями
больше – 0,33 нм. Этим объясняется способность графита легко расщепляться на тонкие листочки параллельно слоям решётки (весьма
совершенная спайность, см. разд.3.2.5) и с трудом ломаться с образованием неровных поверхностей в других направлениях, где силы
сцепления между частицами больше.
Важным свойством кристаллических веществ, обусловленным
внутренним строением, является их однородность, выражающаяся в
том, что любые части кристаллического вещества в одинаковых направлениях обладают одинаковыми свойствами, т.е. если кристалл
графита в одном направлении имеет весьма совершенную спайность,
то и любой его обломок в том же направлении обладает этим свойством.
Аморфные вещества. В аморфных веществах закономерность в расположении частиц отсутствует. Свойства их зависят только от состава и во всех направлениях статистически одинаковы, т.е.
аморфные вещества обладают изотропией или равносвойственностью. Прежде всего, это выражается в том, что аморфные вещества
не образуют кристаллов и не обладают спайностью.
Полиморфизм. В различных физико-химических условиях
вещества одинакового химического состава могут приобретать разное внутреннее строение (т.е. образовывать разные кристаллические
решётки) и, следовательно, иметь разные физические свойства и
создавать, таким образом, разные минералы. Это явление называется
полиморфизмом. Классическим примером полиморфизма служат две
40
модификации углерода (С): минерал графит и минерал алмаз (см.
рис.3.1). Внутренняя структура алмаза резко отличается от структуры
графита: связи между атомами углерода в структуре алмаза однотипны и прочны. Этим объясняются различные свойства графита и
алмаза, например: низкие твёрдость (1) и плотность (2,1-2,3 г/см3) у
графита и высокие – у алмаза (10 и 3,5 г/см3 соответственно).
Изоморфизм. Природные расплавы и растворы, из которых
кристаллизуются минералы, содержат большое количество разных
компонентов, поэтому главные элементы минерала в кристаллической решётке почти всегда частично замещены примесями. Такие
примеси называются изоморфными, а явление – изоморфизмом. Как
правило, изоморфно замещают друг друга элементы со сходным радиусом и зарядом ионов. Например, типичен изоморфизм магния
(Mg2+) и железа (Fe2+). Количество изоморфных примесей, как правило, невелико, но, замещая основные элементы, они могут влиять
на различные физические свойства минерала. Так, присутствие изоморфных примесей-хромофоров влияет на окраску минерала: например, хром придаёт изумруду глубокий зелёный цвет, железо аквамарину – голубой, марганец и цезий морганиту (воробьевиту) – розовый8.
3.2.2. Формы нахождения минералов в природе
Формы нахождения минералов в природе разнообразны и зависят главным образом от условий образования. Это либо отдельные
кристаллы или их двойники, либо чётко обособленные минеральные
скопления, либо скопления минеральных зёрен – минеральные агрегаты.
Кристаллы и кристаллические двойники. Отдельные
изолированные кристаллы и кристаллические двойники возникают в
благоприятных для роста кристаллов условиях. Форма кристаллов
разнообразна и отражает как состав и внутреннюю структуру минерала, так и условия его образования. Двойниками называют закономерные сростки кристаллов. Законы двойникования разнообразны,
что приводит к формированию морфологически различных двойников.
8
Изумруд, аквамарин и морганит являются разновидностями одного минерала –
берилла Be3Al2(Si6O18).
41
Обособленные минеральные скопления. К ним относятся друзы, дендриты, секреции, конкреции, натёчные образования.
Друзы представляют собой скопления кристаллов, одним
концом приросших к породе. Они формируются на стенках открытых
полостей – пещер, трещин и внешне бывают часто похожи на щётки.
Дендриты (от греч. дендрон – дерево) – это тонкие кристаллы, образующие узоры, похожие по форме на веточки растений. Они
образуются в тонких трещинах в результате быстрой кристаллизации
минералов.
Секреции являются результатом постепенного заполнения
ограниченных пустот в породах минеральным веществом, рост кристаллов которого происходит от периферии к центру. Вследствие
этого секреции имеют концентрическое строение, отражающее стадийность их формирования. Мелкие секреции называются миндалинами, крупные – жеодами.
Конкреции представляют собой округлые образования, возникшие в результате осаждения минерального вещества вокруг какого-либо центра кристаллизации. Очевидно, что рост конкреций идёт
от центра к периферии. Они имеют концентрическое или радиальнолучистое строение. Мелкие (до 10 мм) конкреции концентрического
строения называются оолитами (от греч. оон – яйцо). Их возникновение связано с выпадением минерального вещества в подвижной водной среде.
Натёчные образования, осложняющие поверхности пустот,
возникают при кристаллизации минерального вещества из просачивающихся подземных вод. Они наиболее широко распространены в
карстовых пещерах и по форме напоминают сосульки, почки, гроздья
и др. Натёки, свисающие вниз со сводов пустот, называются сталактитами, растущие вверх со дна пещер – сталагмитами.
Минеральные агрегаты. Минеральные агрегаты, слагающие толщи горных пород, бывают кристаллического, аморфного или
скрытокристаллического строения. Они образуются при более или
менее одновременном выпадении из растворов или расплавов множества минеральных частиц.
Кристаллические агрегаты содержат минералы в кристаллическом состоянии, но зёрна их имеют неправильную форму. Величина зёрен зависит от условий кристаллизации и изменяется от крупных до землистых (тонкозернистых). В жилах кристаллические агре42
гаты часто имеют массивное (сливное) строение, при котором отдельные зёрна на глаз неразличимы.
Аморфные агрегаты представляют собой однородные плотные или землистые массы, обладающие матовым, восковым или слабожирным блеском.
Скрытокристаллические агрегаты внешне напоминают
аморфные и отличаются от них только микроскопически. Они представляют собой коллоидные системы, состоящие из тонкодисперсных
кристаллических частиц и заключающей их среды.
3.2.3. Морфология кристаллов минералов
Морфология кристаллов минералов является важным диагностическим признаком, но необходимо отметить, что в природе один и
тот же минерал в разных условиях образует кристаллы различной
формы, а разные минералы могут давать одинаковые кристаллы.
Сингонии. Всё разнообразие форм кристаллов минералов
делится на семь групп, называемых сингониями (от греч. син – вместе, гония – угол). Сингонии отражают степень симметричности кристаллов, т.е. симметрию элементарных ячеек их кристаллических
решёток.
Выделяют следующие кристаллографические сингонии
(рис.3.2):
1. Кубическая (изометрическая) – объединяет наиболее симметричные кристаллы, которые имеют несколько осей симметрии
высшего порядка. Элементарная ячейка представляет собой куб: три
вектора имеют равную длину и пересекаются под прямыми углами.
Простые формы: куб, октаэдр, тетраэдр и др. В кубической сингонии
кристаллизуются флюорит, медь, золото, серебро, алмаз, пирит, галит.
2. Тригональная – кристаллы имеют одну ось симметрии
третьего порядка. В элементарной ячейке два базовых вектора лежат
в одной плоскости и пересекаются под углом 120, а третий вектор
перпендикулярен этой плоскости и имеет другую длину. Простые
формы: тригональные призмы, пирамиды, бипирамиды, ромбоэдры,
скаленоэдры. В этой сингонии кристаллизуются кальцит, кварц, турмалин.
Нередко тригональную сингонию классифицируют как подсингонию гексагональной сингонии.
43
Кубическая (изометрическая).
Справа – октаэдр
Гексагональная.
Справа – бипирамида
Тетрагональная. Справа – додекаэдр
Ромбическая. Справа –
типичная форма
Моноклинная. Справа – октаэдр
Триклинная. Справа –
типичная форма
Рис.3.2. Кристаллографические сингонии
3. Гексагональная – кристаллы имеют одну ось симметрии
шестого порядка. Расположение векторов аналогично тригональной
сингонии. Типичные формы: шести- и двенадцатигранные призмы,
пирамиды и бипирамиды. В этой сингонии кристаллизуются берилл,
пироморфит, ванадинит.
44
4. Тетрагональная – кристаллы имеют одну ось симметрии
четвёртого порядка. Элементарная ячейка в форме тетрагональной
призмы: два вектора равны по длине друг другу, а третий имеет другую длину; все векторы пересекаются под прямыми углами. Простыми формами являются тетрагональные призмы, пирамиды и бипирамиды, среди сложных форм можно назвать, например, додекаэдр.
В этой сингонии кристаллизуются циркон, рутил.
В трёх остальных сингониях (ромбической, моноклинной и
триклинной) отсутствуют оси симметрии высшего порядка, их кристаллы наименее симметричны.
5. Ромбическая. В элементарной ячейке три вектора имеют
разную длину и пересекаются под прямыми углами. Характерными
формами являются ромбическая призма, пирамида и бипирамида.
Среди типичных минералов можно назвать топаз, хризоберилл, оливин.
6. Моноклинная. Два вектора разной длины лежат в одной
плоскости и пересекаются друг с другом под косым углом, а третий
вектор имеет другую длину и перпендикулярен этой плоскости. Характерны призмы с параллелограммом в основании, октаэдры. К моноклинной сингонии относятся многие минералы, в частности, жадеит, ортоклаз, диопсид, роговая обманка.
7. Триклинная. Сингония с самыми примитивными кристаллическими формами и очень простой симметрией. Три вектора имеют
разную длину и пересекаются друг с другом под косыми углами. Характерной формой является косоугольная призма. Типичные представители: родонит, аксинит, альбит.
Таким образом, всего семь типов элементарных ячеек, повторяясь миллионы раз в трёхмерном пространстве, образуют различные кристаллы.
В природе редко встречаются совершенные геометрические
формы. Чаще всего кристаллы деформируются в результате неравномерного развития граней или имеют прерывистые, изогнутые линии, сохраняя при этом углы между гранями. Кристаллы могут образовывать упорядоченные агрегаты или расти в полном беспорядке,
давать закономерные сростки или плотные массы.
Габитусы. Геометрия расположения атомов в кристаллической решётке минерала определяет габитус его кристаллов. Габитусом называют внешнюю форму (облик) кристаллов минерала (от лат.
habitus – внешность, наружность).
45
Типичными габитусами являются:
- изометрический – размеры кристаллов по трём осям приблизительно одинаковы (характерен для минералов кубической сингонии);
- игольчатый – кристаллы тонкие и сильно вытянутые;
- призматический – вытянутые и более толстые кристаллы
с чётко проявленными гранями;
- пластинчатый – сильно уплощённые, тонкие кристаллы;
- таблитчатый – уплощённые, но более толстые кристаллы.
Менее распространённые габитусы минералов:
- бипирамидальный – две перевёрнутые по отношению друг
к другу пирамиды;
- цилиндрический – слои атомов нарастают по спирали;
- волокнистый – агрегаты тончайших, достаточно жёстких
кристаллов.
Псевдоморфизм. Встречаются минеральные образования,
состав которых не соответствует форме, которую они слагают. Это
явление так называемого псевдоморфизма (от греч. псевдо – ложный). Псевдоморфозы возникают при химических изменениях ранее
существующих минералов или заполнении пустот, образовавшихся
при выщелачивании каких-либо минеральных или органических
включений. Примером первых являются часто встречающиеся псевдоморфозы лимонита по пириту, когда кубические кристаллы пирита
(FeS2) превращаются в скрытокристаллический лимонит (Fe2O3nH2O).
Примером вторых служат псевдоморфозы опала (SiO2nH2O) по древесине (образуется окаменелое дерево). При псевдоморфизме форма
первоначального кристалла сохраняется, но меняется его химический
состав, цвет и другие физические свойства.
3.2.4. Оптические свойства минералов
К оптическим свойствам минералов относятся цвет минерала,
цвет черты, прозрачность, блеск.
1. Цвет – важный признак минералов, который можно использовать лишь в совокупности с другими свойствами. Окраска минерала определяется его химическим составом (основным и примесями), структурой, механическими примесями и неоднородностями.
В связи с этим один и тот же минерал может иметь различную окраску, а разные минералы бывают окрашены в одинаковый цвет.
46
Цвет минерала может осложняться интерференцией света в
его поверхностных частях, что вызывает, например, появление серых, синих и зелёных переливов – явление иризации, примером которой служит лабрадор. Кроме того, в одном куске минерала цвет
может меняться.
2. Цвет черты (цвет минерала в порошке). Он является важным диагностическим признаком, особенно для непрозрачных и
сильно окрашенных слабопрозрачных минералов. Цвет черты может
быть таким же, как и минерала в куске (магнетит), но может от него
отличаться (пирит). У прозрачных и большинства просвечивающих
минералов порошок белый или слабоокрашенный.
Для определения цвета порошка минералом проводят по шероховатой поверхности фарфоровой пластинки, называемой бисквитом, на которой остаётся черта, соответствующая цвету порошка; если твёрдость минерала больше твёрдости бисквита, то на последнем
остаётся царапина.
3. Прозрачность – характеризует способность минерала пропускать свет, зависит от его кристаллической структуры, а также от
характера и однородности минерального скопления.
По этому признаку выделяют минералы:
- непрозрачные, не пропускающие световых лучей (пирит);
- прозрачные, пропускающие свет подобно обычному стеклу
(горный хрусталь);
- полупрозрачные или просвечивающие, пропускающие свет
подобно матовому стеклу (изумруд);
- просвечивающие лишь в тонкой пластинке.
Агрегаты многих минералов на глаз кажутся непрозрачными.
4. Блеск – способность минерала отражать от своей поверхности свет. Блеск зависит от показателя преломления минерала, характера отражающей поверхности и бывает следующих типов:
- металлический – характерен для непрозрачных минералов,
имеющих тёмноокрашенную черту;
- металлоидный (металловидный, полуметаллический) – напоминает блеск потускневшего металла;
- неметаллический – характерен для большинства прозрачных минералов; к его разновидностям относятся алмазный, стеклянный, жирный, перламутровый, шелковистый, восковой.
В случае отсутствия блеска говорят, что поверхность минерала матовая.
47
3.2.5. Механические свойства минералов
К механическим (физическим) свойствам минералов относятся излом, спайность, твёрдость, плотность, прочность (хрупкость).
1. Излом – определяется формой поверхности, образующейся
при раскалывании минерала. Она может напоминать ребристую поверхность раковины – раковистый излом, может иметь неопределённо-неровный характер – неровный излом.
В мелкозернистых агрегатах определить излом отдельных
минеральных зёрен не удаётся. В этом случае отмечают излом агрегата – зернистый, занозистый (крючковатый, игольчатый), землистый.
Отдельные минералы раскалываются по определённым кристаллическим плоскостям (см. спайность).
2. Спайность – способность кристаллических минералов раскалываться по определённым кристаллографическим направлениям
(см. разд.3.2.3) с образованием ровных, гладких поверхностей. Такие
направления называются плоскостями спайности и соответствуют направлениям наименьшего сцепления частиц в кристаллической
структуре минерала.
В зависимости от того, насколько легко образуются сколы по
плоскостям и насколько они выдержаны, выделяют различные степени спайности:
- весьма совершенная – минерал легко расщепляется на тонкие пластинки;
- совершенная – минерал при ударе раскалывается по плоскостям спайности;
- средняя – при ударе минерал раскалывается как по плоскостям, так и по неровному излому;
- несовершенная – на фоне неровного излома лишь изредка
образуются сколы по плоскостям;
- весьма несовершенная – всегда образуется неровный или
раковистый излом.
Спайность может быть выражена в одном, двух, трёх, реже
четырёх и шести направлениях. Если спайность выражена в нескольких направлениях, необходимо определить взаимное расположение
плоскостей спайности, оценивая приблизительно угол, образуемый
ими.
48
3. Твёрдость – способность сопротивляться внешнему механическому воздействию (царапанью, резанию, вдавливанию). Обычно в минералогии определяется относительная твёрдость путём царапанья эталонными минералами поверхности исследуемого минерала: более твёрдый минерал оставляет на менее твёрдом царапину.
В принятую относительную шкалу твёрдости, предложенную
немецким минералогом Фридрихом Моосом в 1811 г. (табл.3.2), входят десять минералов, расположенных в порядке увеличения твёрдости: первый минерал – тальк – обладает самой низкой твёрдостью,
принятой за единицу (1), последний – алмаз – имеет самую высокую
твёрдость, принятую за десять (10).
Для определения твёрдости минералов можно пользоваться
некоторыми распространёнными предметами, твёрдость которых
близка к твёрдости минералов-эталонов. Так, твёрдостью 1 обладает
графит мягкого карандаша; около 2-2,5 – ноготь; 4 – железный
гвоздь; 5 – стекло; 5,5-6 – стальной нож, игла. Более твёрдые минералы встречаются редко.
Таблица 3.2
Шкала твёрдости Мооса
Минерал
Формула
Относительная
твёрдость
Число
твёрдости, МПа
Тальк
Mg3(OH)2[Si4O10]
1
24
Гипс
CaSO42H2O
2
360
Кальцит
СаСО3
3
1090
Флюорит
CaF2
4
1890
Апатит
Ca5(PO4)3[F,Cl,OH]
5
5360
Ортоклаз
K[AlSi3O8]
6
7967
Кварц
SiO2
7
11200
Топаз
Al2(F,OH)2[SiO4]
8
14270
Корунд
А12O3
9
20000
Алмаз
С
10
100600
4. Плотность – отношение массы вещества к его объёму. Для
каждого минерала характерна более или менее постоянная плотность
(табл.3.3).
49
Таблица 3.3
Плотность некоторых минералов
Минерал
Гипс
Кальцит
Алмаз
Корунд
Пирит
Галенит
Киноварь
Настуран
Формула
CaSO42H2O
СаСО3
C
Al2O3
FeS2
PbS
HgS
UO2
Плотность, г/см3
2,3
2,7
3,5
4
5
7,5
8
10,5
По плотности минералы делят на лёгкие – с плотностью до
2,5 г/см3, средние – от 2,5 до 3,3 г/см3, тяжёлые – от 3,3 до 6 г/см3,
очень тяжёлые – более 6 г/см3 (рудные минералы).
5. Прочность – характеризует сопротивление минерала механической деформации или разрушению при изгибе, разламывании,
ударе.
Минералы делятся на хрупкие, ковкие, упругие, пластичные
(вязкие). Ковкие минералы растягиваются, пластичные меняют форму, не разрываясь, и т.д.
Не надо путать прочность с твёрдостью. Алмаз, например,
самый твёрдый в мире минерал, однако он хрупок и разбить его
можно одним ударом.
При определении минералов надо фиксировать все перечисленные выше свойства, так как только их комплекс может дать правильный результат. Некоторым минералам присущи особые свойства,
облегчающие их определение.
3.2.6. Особые свойства минералов
К особым свойствам минералов относятся магнитность, радиоактивность, электрические свойства, флюоресценция, фосфоресценция, наличие побежалости, вкус, запах и некоторые другие.
1. Магнитность – способность минерала притягивать железные тела, действовать на магнитную стрелку и притягиваться магнитом.
Различают минералы с ярко выраженными магнитными свойствами – ферромагнитные (магнетит), которые сами являются магни50
тами и притягивают мелкие железные предметы. Минералы со слабой магнитностью – парамагнитные (слюда) – не способны притягивать железо, но сами притягиваются магнитом.
2. Радиоактивность – способность атомных ядер спонтанно
испускать элементарные частицы, меняя свой заряд и массовое число. Радиоактивностью обладают, прежде всего, минералы группы
урана (настуран, уранинит) и тория.
3. Электрические свойства – наличие хорошей электропроводимости, пироэлектрических и пьезоэлектрических свойств.
Электропроводимость свойственна минералам с металлическими связями (самородные металлы). Сульфиды относятся к полупроводникам.
Пьезоэлектричество представляет собой способность вещества генерировать электрический ток при изменении своей формы, как
правило, при воздействии давления на один из концов удлинённого
кристалла минерала (кварц, турмалин).
Пироэлектричество наблюдается при воздействии на минерал
тепла: при изменении температуры на концах кристалла возникают
положительный и отрицательный заряды (кварц).
4. Флюоресценция. В ультрафиолетовых лучах некоторые
минералы приобретают характерный цвет, связанный с возбуждением входящих в их состав хромофоров (примесных химических элементов). Впервые это явление наблюдалось у флюорита (отсюда и
название).
5. Фосфоресценция – явление остаточного свечения. Другими
словами, вещество продолжает излучать свет в течение некоторого
периода времени после удаления источников света (гипс, флюорит).
6. Побежалость – тончайшая пёстрая иризирующая плёнка на
поверхности минерала. Как правило, она появляется при окислении
минерала и скрывает его истинный цвет. Побежалость очень характерна для гидроксидов железа и некоторых сульфидов (борнит).
Некоторые минералы обладают характерным вкусом: например, галит – солёным, сильвин – острым. Отдельные минералы по
своей природе очень токсичны и представляют опасность при работе
с ними (асбест, арсенопирит).
51
3.2.7. Классификация минералов
Минералы можно группировать по разным признакам. В основе принятой в настоящее время классификации минералов лежат
химический состав и структура (строение кристаллической решётки).
Большое внимание уделяется также генезису (греч. генезис – происхождение), что позволяет познавать закономерности распространения минералов в земной коре.
Согласно современной классификации, предложенной Хьюго
Струнцем в 1941 г., по химическому составу выделяют девять групп
минералов:
1) самородные элементы;
2) сульфиды и сульфосоли;
3) галогениды;
4) оксиды и гидроксиды;
5) карбонаты, нитраты и бораты;
6) сульфаты, хроматы, молибдаты и вольфраматы;
7) фосфаты, арсенаты и ванадаты;
8) силикаты;
9) органические минералы.
Роль различных минералов в строении земной коры неодинакова, на основании чего их можно разделить на три группы:
- породообразующие минералы – слагающие основную массу
горных пород и определяющие их свойства;
- акцессорные минералы – встречающиеся редко и представляющие собой лишь незначительные и необязательные включения в
горные породы;
- минералы, образующие локальные скопления или рассеянные в породах, представляющие интерес как полезные ископаемые.
3.3. Горные породы
3.3.1. Общая характеристика горных пород
Общие сведения. Горные породы представляют собой естественные агрегаты минералов, слагающие обособленные тела, сфор52
мировавшиеся в земной коре или на её поверхности в ходе различных геологических процессов и достаточно широко распространённые в природе. Наука о горных породах называется петрологией.
Основную массу горных пород слагают породообразующие
минералы, состав и строение которых отражают условия образования
пород. Кроме этих минералов в породах могут присутствовать и другие, более редкие (акцессорные) минералы, состав и количество которых в породах непостоянны.
По количеству минералов, составляющих ту или иную породу, различают два типа горных пород:
1. Мономинеральная горная порода представляет собой агрегат одного минерала. К таким породам относятся, например, мраморы, кварциты. Первые являются агрегатом кристаллических зёрен
кальцита, вторые – кварца.
2. Полиминеральная – в породу входят несколько минералов.
В качестве примера можно назвать граниты, состоящие из кварца,
калиевого полевого шпата, кислого плагиоклаза, а также тёмноцветных минералов – биотита, роговой обманки, реже авгита.
Строение горных пород характеризуется структурой и текстурой.
Структура 9. Она определяется состоянием минерального
вещества, слагающего породу (кристаллическое, аморфное, обломочное), размером и формой кристаллических зёрен или обломков,
входящих в её состав, их взаимоотношениями.
Различают следующие типы структур горных пород:
1. Полнокристаллическая (зернистая, фанеритовая) структура – порода целиком состоит исключительно из кристаллов (кристаллических зёрен) минералов.
При более или менее одинаковых размерах кристаллических
зёрен в породе говорят о равномернозернистой структуре
(рис.3.3, а), при сильно различающихся по размеру зёрнах – о неравномернозернистой (рис.3.3, б, в).
9
От лат. structura – строение, расположение, порядок.
53
а
б
в
Рис.3.3. Полнокристаллическая структура: а – равномернозернистая; б – неравномернозернистая порфировидная; в – неравномернозернистая пегматитовая
Неравномернозернистая структура характеризуется неравномерным расположением минеральных масс в породе. Различают два
типа неравномернозернистых структур:
- порфировидная структура – когда крупные кристаллические
зёрна вкраплены также в кристаллическую, но более мелкозернистую массу (см. рис.3.3, б).
- пегматитовая структура – когда зёрна одного минерала
правильно ориентированы в теле кристалла другого минерала,
при этом кристаллы обоих минералов взаимно прорастают друг в
друга (см. рис.3.3, в).
2. Стекловатая (аморфная) структура – в породе наблюдается
резкое преобладание нераскристаллизовавшейся плотной или пузырчатой массы (рис.3.4).
Рис.3.4. Стекловатая (аморфная)
структура
Рис.3.5. Неполнокристаллическая
(порфировая) структура
3. Неполнокристаллическая (порфировая) структура – в основную стекловатую или скрытокристаллическую массу вкраплены
кристаллические зёрна отдельных минералов (фенокристаллы или
порфировые вкрапленники) (рис.3.5).
54
4. Скрытокристаллическая (афанитовая, пелитовая) структура – порода состоит из очень мелких, не различимых невооружённым
глазом кристаллов.
5. Обломочная структура – порода состоит из каких-либо обломков.
Кристаллическая и обломочная структуры подразделяются по
величине зёрен и обломков.
Среди кристаллических структур выделяют:
- крупнозернистые – с размером зёрен более 5 мм;
- среднезернистые – с размером зёрен от 5 до 2 мм;
- мелкозернистые – с размером зёрен менее 2 мм.
Классификация обломочных структур по величине обломков
рассматривается в разд. 3.3.3.
Текстура. Под текстурой (от лат. textura – ткань, сплетение)
понимают сложение породы, т.е. расположение в пространстве слагающих её частиц (кристаллических зёрен, обломков и др.), степень
сплошности породы.
Выделяют несколько типов текстур: массивную (однородную); пятнистую; пористую (пузыристую); плотную; ориентированную (слоистую) – сланцеватую, гнейсовую, полосчатую и др.
1. Массивная (однородная) текстура характеризуется тем, что
в любой части породы зёрна минералов (или обломки) распределены
равномерно, без какой-либо ориентировки (рис.3.3, а). Эта текстура
указывает на то, что условия формирования (кристаллизации) во
всех участках горной породы были одинаковыми.
2. Пятнистая текстура обусловлена пятнистым распределением различных минеральных масс в породе (рис.3.6, а).
3. Пористая (пузыристая, шлаковая) текстура возникает в лавах за счёт удаления газа, скопившегося первоначально в виде пузырьков. Образовавшиеся в результате пустоты имеют шарообразную
или эллипсоидальную форму. При большом количестве этих пустот
образуется пемзовая текстура (рис.3.6, б).
4. Плотная текстура характеризуется компактностью, отсутствием пор и пустот.
5. Ориентированная (слоистая) текстура характеризуется параллельной ориентацией минеральных зёрен (обломков), в ней чётко
проявлены чередующиеся параллельные слои различного состава
или иногда разной структуры (рис.3.6, в) (гнейсы, клинопироксениты,
верлиты, серпентиниты, сланцы).
55
6. Флюидальная (текучая) текстура образуется в результате
течения застывающей лавы, когда минералы в породе ориентируются
по направлению движения лавового потока (рис.3.6, г). Она присуща
многим эффузивным породам (риолиты).
7. Миндалевидная (миндалекаменная) текстура возникает
при заполнении пустот вторичными минералами (рис.3.6, д) (базальты). Миндалины обычно заполнены хлоритом, эпидотом, кальцитом,
кварцем и др.
а
б
в
г
д
Рис.3.6. Текстура горных пород: а – пятнистая; б – пористая пемзовая;
в – ориентированная полосчатая; г – флюидальная; д – миндалекаменная
Классификация. В основу классификации горных пород положен генетический признак. По происхождению выделяют:
1. Магматические – горные породы, образующиеся в результате застывания (кристаллизации) в различных условиях (в недрах
Земли или на её поверхности) силикатного расплава – магмы и лавы.
2. Осадочные – горные породы, образующиеся на поверхности Земли в результате деятельности различных экзогенных факторов (ветра, воды и др.).
3. Метаморфические – горные породы, возникающие при переработке магматических, осадочных, а также ранее образованных
метаморфических пород в глубинных условиях под воздействием вы56
соких температур и давлений, а также различных жидких и газообразных веществ (флюидов), поднимающихся с глубины.
3.3.2. Магматические горные породы
Магматические горные породы, наряду с метаморфическими,
слагают основную массу земной коры, однако на современной поверхности материков области их распространения сравнительно невелики. В земной коре они образуют тела разнообразной формы и
размеров, так называемые интрузивы, структурные формы, состав и
строение которых зависят от химического состава исходной для данной породы магмы и условий её застывания (см. разд.4.3.2).
Химический состав. Определение вещественного состава
магматических горных пород производится путём установления в них
процентного содержания химических элементов (их оксидов) и породообразующих минералов.
В магматических породах в том или ином количестве встречаются очень многие химические элементы. Главными являются:
кислород, кремний, алюминий, железо, кальций, магний, натрий, калий, титан и водород, но самый распространённый из них – кислород – составляет в среднем половину веса магматических пород. Химический состав горных пород выражают оксидами соответствующих
химических элементов: SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, MgO, CaO, Na2O, K2O,
TiO2.
Химический состав магматических пород не соответствует
химическому составу магмы, из которой они образовались, так как
многие составные части магмы (вода, углекислота, соединения хлора
и другие летучие компоненты) при застывании выделяются из неё
(см. разд.4.3.1).
Разнообразие магматических горных пород объясняется процессами дифференциации магмы. Большую роль при образовании
пород играют процессы ассимиляции, особенно в приконтактовых
частях крупных магматических тел.
Химический состав магматических горных пород лежит в основе их классификаций. Большинство классификаций базируется на
содержании в породах кремнезёма (SiO2). По мере возрастания его
содержания магматические породы условно делят на пять групп
(табл.3.4).
57
Таблица 3.4
Классификация магматических пород по содержанию кремнезёма
Группа пород
Ультраосновные
Основные
Содержание SiO2, %
менее 45
45–52
Средние
52–65
Кислые
65–75
Ультракислые
более 75
Породы
Дунит, перидотит, пироксенит
Габбро, лабрадорит, базальт,
диабаз
Сиенит, диорит, трахит, андезит,
полевошпатовый порфир, порфирит
Гранит, липарит, кварцевый
порфир
Пегматит
Очевидно, что кислые (сиалические) породы богаты кремнезёмом, но бедны магнием и железом, а основные (мафические, фемические) породы бедны кремнезёмом, но обогащены магнием и железом.
По соотношению кремнезёма и щелочей (K2O, Na2O) выделяют:
- нормальный ряд магматических пород – характеризуются
относительно малым содержанием щелочей;
- щелочной ряд магматических пород – с повышенным содержанием щелочей.
В земной коре преобладают магматические породы нормального ряда.
Минеральный состав. Химический и минеральный составы
пород взаимосвязаны, но связь эта сложная, поэтому невозможно путём пересчёта химического состава горной породы получить её минеральный состав, и наоборот. Это объясняется тем, что магматические горные породы близкого химического состава могут иметь различный минеральный состав, так как последний зависит не только от
химического состава магмы. Кроме того, породообразующие минералы имеют довольно сложный состав и содержат различные рассеянные элементы. Что касается стеклосодержащих вулканических пород,
то их вещественный состав можно определить только химическим путём.
Породообразующими минералами магматических пород являются минералы класса силикатов – кварц, полевые шпаты, слюды,
амфиболы, пироксены, которые в сумме составляют около 93% всех
58
входящих в магматические породы минералов, затем оливин, нефелин, лейцит, плагиоклазы и некоторые другие минералы.
Акцессорными минералами магматических пород являются
циркон, апатит, рутил, монацит, ильменит, хромит, титанит, ортит и
др. Иногда присутствуют и рудные минералы (магнетит, пирит, пирротин и др.). Выделяют также элементы-примеси, которые присутствуют в породах в очень малых количествах (сотые доли процента):
литий, бериллий, бор и др.
В кислых породах обычно присутствует биотит, в средних –
роговая обманка, в щелочных – амфиболы. Оливин – минерал, недонасыщенный кремнекислотой, – встречается главным образом в
ультраосновных породах.
По происхождению минералы магматических пород делятся
на первичные, образованные непосредственно в результате кристаллизации магмы, и вторичные (постмагматические, эпимагматические), образовавшиеся в результате дальнейшего преобразования
первичных за счёт процессов вторичного минералообразования. Под
действием этих процессов происходят различные химические реакции, в частности, плагиоклазы преобразуются в серицит, цеолит; пироксены и амфиболы переходят в хлорит, эпидот.
Плотность. Плотность магматических пород изменяется от
2,4 до 3,4 г/см3 (табл.3.5). Она возрастает от кислых к основным и
ультраосновным породам, что объясняется увеличением в этом направлении содержания железисто-магнезиальных минералов (оливин, пироксены, роговые обманки, биотит, мусковит и др.) со значительной плотностью (3,1-3,5 г/см3).
Таблица 3.5
Плотность и цвет магматических пород
Группа пород
Ультраосновные
Основные
Средние
Кислые
Плотность, г/см3
3,1-3,4
2,9-3,1
2,7-2,9
2,4-2,7
Цвет
Чёрный
Тёмно-серый
Серый
Светло-серый,
светло-розовый
до белого
Можно отметить также некоторую зависимость плотности породы от её структуры. Например, при одинаковом минеральном со-
59
ставе плотность пород с кристаллической структурой выше, чем пород со стекловатой структурой.
Цвет. Цвет магматических пород зависит от их минерального
и химического состава – от содержания в них тёмноокрашенных (с
высокой концентрацией железа и магния – оливин, пироксены и т.п.)
и светлоокрашенных (содержание кремния, алюминия, калия, кальция преобладает над содержанием железа и магния – полевые шпаты, кварц и т.п.) минералов.
Светлоокрашенные породы, как правило, не содержат цветных минералов, или же они присутствуют в них в очень небольшом
количестве. Такие породы называются лейкократовыми.
Тёмноокрашенные породы, состоящие главным образом из
тёмноокрашенных минералов, называются меланократовыми.
Если некоторые минералы в породе образуют изолированные скопления – шлиры или полосы, то окраска будет пятнистой, полосчатой.
Чем более тёмная порода, тем больше в ней содержится тёмноокрашенных минералов и тем больше её цветное число. Под цветным числом понимают количество (объёмную долю в %) тёмноцветных минералов в породе. Цвет отражает кислотность породы (см.
табл.3.5).
Классификация по условиям образования. В зависимости от условий, в которых происходило застывание магмы, магматические породы делят на группы:
1. Интрузивные (глубинные, плутонические) породы, образовавшиеся при застывании магмы на глубине. Среди интрузивных пород выделяют ряд разновидностей по глубине застывания магмы, а
также жильные породы, связанные с застыванием магмы в трещинах.
2. Эффузивные (экструзивные, вулканические) породы, образовавшиеся при застывании магмы, излившейся на поверхность, т.е.
лавы. К вулканическим породам относятся излившиеся и пирокластические (представляющие скопление выброшенного при вулканических взрывах и осевшего на поверхность материала – куски застывшей в воздухе лавы, обломки минералов и пород).
Физико-химические условия застывания магмы на глубине и
лавы на поверхности различны, соответственно различны и образующиеся при этом породы. Наиболее резко это выражается в структуре пород.
60
На глубине при медленном застывании магмы в условиях постепенного снижения температуры и давления, в присутствии летучих компонентов, способствующих кристаллизации, образуются породы с полнокристаллической структурой. Размеры кристаллических
зёрен зависят от свойств магмы, режима охлаждения, скорости кристаллизации.
Излившаяся на поверхность лава попадает в иные условия
температуры и давления, остывает быстро, теряет растворённые в
ней газы и образует или аморфную массу со стекловатой структурой,
или микрокристаллическую массу, т.е. афанитовую структуру. У излившихся пород встречается также порфировая структура, кристаллические вкрапленники которой и основная некристаллическая масса
возникли в разных условиях и в разное время10.
Интрузивные породы обладают массивной текстурой, характеризующейся отсутствием ориентировки минеральных зёрен. Реже
встречается ориентированная текстура, отражающая движение магмы в процессе застывания, а также результат её гравитационной
дифференциации.
В эффузивных породах ориентированная текстура возникает
чаще. При этом кристаллические зёрна, струи стекла, пустоты располагаются упорядоченно по направлению течения потока лавы, и породы приобретают флюидальную текстуру. Для них характерна также пористая текстура, отражающая процесс выделения газов при застывании лавы.
Определение эффузивных пород по минеральному составу
сильно затруднено главным образом тем, что значительная их часть
состоит из нераскристаллизовавшегося вулканического стекла, для
которого можно говорить лишь о химическом составе. Определение
таких пород также затрудняют и более поздние их изменения. В случае порфировой структуры эффузивных пород пользуются терминами
порфир – если фенокристаллы представлены преимущественно калиевыми полевыми шпатами, и порфирит – если во вкрапленниках
преобладают плагиоклазы.
10
Прорвавшаяся на поверхность магма захватывает с собой ранее сформированные крупные кристаллы из центра интрузивного тела, в котором остывание магмы
идёт медленнее, чем по краям, контактирующим с холодными вмещающими породами.
61
Магматические породы нормального ряда
1. Ультраосновные породы (ультрамафиты) в строении земной коры играют незначительную роль, причём особенно редки эффузивные аналоги этой группы (пикриты и пикритовые порфириты).
Все ультраосновные породы обладают большой плотностью
(3,1-3,4 г/см3), обусловленной их минеральным составом (см. выше).
Дуниты – глубинные породы, обладающие полнокристаллической, обычно мелко- и среднезернистой структурой. Состоят на
85-100% из оливина, который обусловливает их тёмно-серую, жёлтозелёную и зелёную окраску. В результате вторичных изменений оливин часто переходит в серпентин и магнетит, что придаёт породам
тёмно-зелёный и чёрный цвет. В этом случае зернистая структура
становится практически невидимой. Для выветрелой поверхности характерна вторичная бурая корка гидроксидов железа.
Перидотиты – наиболее распространённые глубинные породы, обладающие полнокристаллической средне- или мелкозернистой,
порфировидной и скрытокристаллической структурой. Состоят из
оливина (70-50%) и пироксенов. Тёмно-зелёные или чёрные, что
обусловливается цветом оливина или вторичного серпентина. На
этом фоне выделяются более крупные вкрапленники пироксенов.
Пироксениты – глубинные породы, обладающие полнокристаллической крупно- или среднезернистой структурой. Состоят
главным образом из пироксенов, придающих породам зеленоваточёрный и чёрный цвет, в меньшем количестве (до 10-20%) присутствует оливин. По содержанию кремнезёма пироксениты относятся к
основным и даже средним породам, но отсутствие полевых шпатов
позволяет относить их к ультраосновным.
Ультраосновные породы слагают массивы разных размеров,
образуя согласные тела и секущие жилы (см. разд.4.3.2). С ними связаны месторождения многих ценных минералов и руд, таких как платина, хром, титан и др.
2. Основные породы. Главными породообразующими минералами основных пород являются пироксены и основные плагиоклазы.
Могут присутствовать оливин и роговая обманка. В качестве второстепенных с ними связан также ряд рудных минералов, таких как
магнетит, титаномагнетит и др. Большое количество цветных минералов придаёт породам тёмную окраску, на фоне которой выделяются светлые вкрапленники плагиоклазов. Основные породы широко
62
распространены в земной коре, особенно их эффузивные разновидности (базальты).
Габбро – глубинные породы с полнокристаллической среднеи крупнозернистой структурой. Из цветных наиболее типичными минералами являются пироксены (до 35–50%), реже встречаются роговая обманка и оливин. Светлые минералы представлены основными
плагиоклазами. Разновидность габбро, состоящая почти целиком из
плагиоклазов, называется анортозитом. Если этим плагиоклазом является лабрадор, порода называется лабрадоритом.
Базальты – чёрные или тёмно-серые породы, обладающие
афанитовой или порфировой структурой. На стекловатом фоне основной массы выделяются очень мелкие порфировые вкрапленники
плагиоклазов, пироксенов, иногда оливина. Текстура массивная, часто пористая. Базальты залегают в виде потоков и покровов, достигающих значительной мощности и покрывающих большие пространства как на континентах, так и на дне океанов (см. разд.3.4).
Долериты – излившиеся породы того же состава, что и базальты, но с мелкозернистой полнокристаллической структурой.
3. Средние породы. Средние породы характеризуются
бόльшим содержанием светлых минералов, чем цветных, из которых
наиболее типична роговая обманка. Такое соотношение минералов
определяет общую светлую окраску пород, на фоне которой выделяются тёмноокрашенные минералы.
Диориты – глубинные породы, обладающие полнокристаллической структурой. Светлые минералы, составляющие около 65-70%,
представлены, главным образом, средним плагиоклазом, придающим
породам светло-серую или зеленовато-серую окраску. Из тёмноцветных минералов чаще всего присутствует роговая обманка, реже пироксены. В небольших количествах могут встречаться кварц, ортоклаз, биотит. Если количество кварца достигает 5-15%, породы называются кварцевыми диоритами. Диориты и кварцевые диориты
встречаются в массивах гранитов и габбро, а также образуют небольшие отдельные тела – жилы, штоки, лакколиты.
Андезиты – излившиеся аналоги диоритов, обладающие
обычно порфировой структурой. Основная скрытокристаллическая
или очень мелкокристаллическая масса, содержащая стекло, имеет
светло-серый или светло-бурый цвет. На её фоне выделяются блестящие светло-серые вкрапленники плагиоклазов и чёрные – роговой
обманки и пироксенов. Текстура массивная, часто пористая.
63
4. Кислые породы. Для всех кислых пород характерно наличие кварца. Кроме того, в значительных количествах присутствуют
полевые шпаты – калиевые и кислые плагиоклазы. Из цветных минералов характерны биотит и роговая обманка, реже пироксены. В этой
группе наиболее широко развиты интрузивные породы.
Граниты – глубинные породы, обладающие полнокристаллической, обычно среднезернистой, реже крупно- и мелкозернистой
структурой. Породообразующие минералы – кварц (около 25-35%),
калиевые полевые шпаты (35-40%) и кислые плагиоклазы (около
20-25%), из цветных – биотит, в некоторых случаях частично замещающийся мусковитом, реже роговая обманка, ещё реже пироксены.
Если содержание кварца в породе не превышает 15-25%, а из полевых шпатов преобладают плагиоклазы и увеличивается количество
тёмноцветных, порода называется гранодиоритом. Граниты – самая
распространённая интрузивная порода. Они слагают огромные тела
на щитах и в складчатых областях, а также мелкие секущие интрузии.
Липариты (риолиты) – излившиеся аналоги гранитов. Липариты имеют порфировую структуру – в светлой, часто белой, обычно
стекловатой, реже афанитовой основной массе вкраплены редкие
мелкие кристаллические зёрна калиевых полевых шпатов (обычно
санидина) и ещё более редкие плагиоклазов и кварца, очень редко –
тёмноцветных.
Дациты – излившиеся аналоги гранодиоритов. В дацитах во
вкрапленниках преобладают кислые плагиоклазы.
Кислые породы со стекловатой структурой, представляющие
однородную аморфную массу серой, до чёрной, иногда буро-красной
окраски, в зависимости от содержания воды называются обсидианами (при содержании воды до 1%) и пехштейнами (при большем количестве воды, около 6-10%). Первые имеют стеклянный блеск и раковистый излом, у вторых блеск смоляной. Если стекловатая порода
имеет пористую текстуру, она называется пемзой и обладает очень
низкой плотностью (плавает на воде).
Магматические породы щелочного ряда. Щелочные породы в земной коре встречаются реже пород нормального ряда. Среди них выделяют породы с фельдшпатоидами и без них, но и те, и
другие характеризуются относительно повышенным содержанием
щелочных минералов.
64
Примером щелочных пород без фельдшпатоидов являются
сиениты – средние глубинные породы, главными породообразующими минералами которых являются калиевые полевые шпаты (более
30%), меньшую роль играют средние или кислые плагиоклазы и тёмноцветные минералы (роговая обманка, биотит, реже пироксены). В
небольших количествах (до 5%) может присутствовать кварц. Калиевые полевые шпаты обусловливают преимущественно розовый, серовато-жёлтый цвет пород. Структура полнокристаллическая, часто
среднезернистая, порфировидная. Сиениты встречаются довольно
редко в виде небольших секущих тел, чаще сопровождают кислые и
основные интрузии. Излившиеся аналоги сиенитов называются трахитами и также редки.
Примером пород с фельдшпатоидами являются нефелиновые
сиениты – средние глубинные породы, обладающие полнокристаллической, обычно крупнозернистой структурой. В них преобладают
светлые минералы (70% и более), представленные щелочными полевыми шпатами (ортоклазом, микроклином, альбитом) и нефелином.
Из тёмноцветных присутствуют железистые разновидности биотита,
щелочные амфиболы и пироксены. Нефелиновые сиениты образуют
обычно небольшие секущие тела типа штоков. Излившиеся аналоги
нефелиновых сиенитов называются фонолитами и встречаются ещё
реже.
Жильные породы. Они формируются при застывании магматических расплавов в трещинах, рассекающих как магматические,
так и вмещающие породы.
Для жильных пород характерна полнокристаллическая структура, обычно мелкозернистая, часто порфировидная. Встречаются
породы и с очень крупнозернистой структурой, обусловленной составом магмы и условиями её кристаллизации. По минеральному составу
могут соответствовать интрузивным породам любой кислотности.
Среди жильных пород выделяются нерасщеплённые и расщеплённые породы.
Нерасщеплённые (асхистовые) породы по минеральному составу аналогичны глубинным породам интрузий, с которыми они связаны (материнских интрузий), и отличаются лишь структурой. Если
структура мелко- или микрозернистая, это отражается в названии
породы, например, жильный гранит или микрогранит. Если структура
жильной породы порфировидная, к названию соответствующей глубинной породы прибавляется слово порфир (для пород с калиевыми
65
полевыми шпатами) или порфирит (для плагиоклазовых пород) –
гранит-порфиры, диорит-порфириты и др.
Расщеплённые (диасхистовые) породы с преобладанием
светлых минералов называются аплитовыми (лейкократовыми), а
тёмноцветных – лампрофировыми (меланократовыми).
Для светлых пород с крупной (до гигантской) зернистой
структурой используется название пегматиты. Наиболее распространены кислые пегматиты. Они состоят преимущественно из полевых
шпатов и кварца, а также слюд со взаимным прорастанием кристаллов.
Вулканогенно-обломочные (пирокластические) породы. Они являются результатом скопления выброшенного при вулканических взрывах и осевшего материала.
В зависимости от размера и условий извержения частицы
разносятся от места взрыва на бόльшие или меньшие расстояния – от
нескольких до многих сотен и тысяч километров. Осаждающийся на
поверхности Земли материал образует рыхлые скопления, которые, в
зависимости от размеров обломков, называются вулканическим пеплом – при пылеватых размерах частиц, вулканическим песком – при
песчаной размерности обломков; обломки более крупные называются
лапиллями (от лат. lapillus – камешек) и вулканическими бомбами,
достигающими нескольких метров в поперечнике. Весь рыхлый пирокластический материал называется тефрой. В последующем обломки различными путями цементируются и образуются крепкие породы – вулканические туфы, вулканические агломераты или вулканические брекчии (при больших размерах обломков), а также лавовые брекчии (при лавовом цементе).
3.3.3. Осадочные горные породы
На поверхности Земли в результате действия различных экзогенных факторов образуются осадки, которые в дальнейшем
уплотняются, претерпевают различные физико-химические изменения – диагенез (см. разд.5.8.7), и превращаются в твёрдые осадочные горные породы. Осадочные породы тонким чехлом покрывают
около 75% поверхности суши и более 90% дна океанов. В осадочных
горных породах сосредоточено более 90% мировых ресурсов полезных ископаемых, многие из осадочных пород сами являются полезными ископаемыми.
66
Классификация по происхождению. Среди осадочных
пород выделяют:
1. Обломочные (терригенные, кластические) – возникают в
результате механического разрушения каких-либо пород и накопления образовавшихся обломков.
2. Глинистые – являются продуктом преимущественно химического разрушения пород и накопления возникших при этом глинистых минералов.
3. Химические (хемогенные) – образуются в результате химических процессов: из естественных растворов в процессе осаждения
находящихся в них соединений, в результате выпаривания (каменная
соль, гипс, известняки и др.).
4. Органогенные (биогенные) – образуются в результате биологических процессов: в результате жизнедеятельности живых организмов и вследствие накопления органических остатков живых существ (кремниевые, карбонатные, сульфатные и др.).
Текстура. Важнейшим признаком, характеризующим строение осадочных пород, является их слоистая текстура. Образование
слоистости связано с условиями накопления осадков. Любые перемены этих условий вызывают либо изменение состава отлагающегося
материала, либо остановку его поступления. В разрезе это приводит
к появлению слоёв, разделённых поверхностями напластования и
часто различающихся составом, строением, цветом. Слои представляют собой более или менее плоские тела, горизонтальные размеры
которых во много раз превышают их толщину (мощность). Мощность
слоёв может составлять от нескольких миллиметров до сотен метров.
Форма слоистости отражает характер движения среды, в которой происходило накопление осадка. Выделяют четыре основных
типа слоистости: параллельную (горизонтальную), волнистую, линзовидную, косую.
Параллельная слоистость, когда слои параллельны друг другу, свидетельствует об относительной неподвижной среде, в которой
накапливался осадок. Такие условия возникают в озёрах или морских
бассейнах ниже уровня действия волн и течений.
Волнистая слоистость имеет волнисто-изогнутую форму слоёв. Она формируется при движениях среды, периодически изменяющихся в одном направлении, например, при приливах и отливах,
прибрежных волнениях в мелководных зонах моря.
67
Линзовидная слоистость формируется при быстром и изменчивом движении водной или воздушной среды, например, в речных
потоках или приливно-отливной полосе моря. Она характеризуется
разнообразием форм и изменчивостью мощности отдельных слоёв.
Часто происходит выклинивание слоя, что приводит к его разобщению на отдельные части или линзы. Генетически линзовидная слоистость тесно связана с волнистой.
Косой называют слоистость с прямолинейными и криволинейными слоями и с различными углами мелкой слоистости внутри
слоя. Она образуется при движении среды в одном направлении, например, реки, потока, морского течения или движения воздуха.
Слои могут иметь согласное и несогласное залегание по отношению друг к другу. Согласное залегание слоёв характеризуется
тем, что каждый вышележащий слой, без каких-либо следов перерыва в накоплении осадков, налегает на предыдущий. Несогласное залегание образуется тогда, когда между выше- и нижележащим слоями отмечается перерыв в осадконакоплении. Несогласное залегание
может быть параллельным, когда пласты, несмотря на перерыв в отложении осадка, сохраняют параллельное залегание, и угловым, когда одна толща лежит с перерывом по отношению к другой под определённым углом.
Важным текстурным признаком осадочных пород является
также пористость, характеризующая степень их проницаемости для
воды, нефти, газов, а также устойчивость под нагрузками. Невооружённым глазом видны лишь относительно крупные поры; более мелкие легко обнаружить, проверив интенсивность поглощения породой
воды. Например, породы, обладающие тонкой, не видимой глазом
пористостью, прилипают к языку.
Структура. Она отражает происхождение осадочных пород.
Обломочные породы состоят из обломков более древних пород и минералов, т.е. имеют обломочную структуру.
Глинистые сложены мельчайшими, не видимыми невооружённым глазом зёрнами преимущественно глинистых минералов –
это афанитовая структура.
Хемо- и биогенные обладают либо кристаллической структурой (от ясно видимой до скрытокристаллической), либо аморфной,
либо органогенной, выделяемой в тех случаях, когда порода представляет собой скопление скелетных частей организмов или их обломков.
68
Обломочные осадочные породы. В обломочных породах
могут присутствовать обломки любых минералов и горных пород. По
величине обломков обломочные породы делятся на типы:
1. Грубообломочные породы (псефиты), состоящие из обломков размером более 2 мм.
2. Среднеобломочные, песчаные породы (псаммиты), состоящие из обломков размером от 2 до 0,05 мм.
3. Мелкообломочные, пылеватые породы (пелиты), состоящие из обломков размером от 0,05 до 0,005 мм.
В пределах каждого гранулометрического типа породы подразделяются по окатанности обломков на угловатые и окатанные, а
также, в зависимости от того, представляют ли эти обломки рыхлые
скопления или скреплены каким-либо цементом11, – на сцементированные и рыхлые.
Обломочные породы характеризуются также составом обломков:
1) однородные по составу породы – часто состоят из обломков кварца как одного из наиболее устойчивых минералов;
2) породы смешанного состава, например, аркозовые породы,
содержащие обломки продуктов разрушения гранитов: калиевых полевых шпатов, кислых плагиоклазов, меньше кварца и слюд;
3) граувакковые породы (граувакки) – преобладают обломки
средних, основных и ультраосновных магматических пород и слагающих их минералов, а также метаморфических сланцев и аргиллитов.
Грубообломочные породы классифицируют в зависимости от
формы и размеров обломков следующим образом:
- глыбы и валуны – соответственно угловатые и окатанные
обломки размером свыше 200 мм;
- щебень и галька – при размерах обломков от 200 до 10 мм;
- дресва и гравий – при размерах обломков от 10 до 2 мм.
Грубообломочные породы, представляющие собой сцементированные угловатые обломки, называются брекчиями и дресвяниками, сцементированные окатанные обломки – конгломератами и гравелитами.
11
Цементом называют материал, который на этапе образования осадочной породы
заполняет свободное между зёрнами пространство в породе. Минералогический
состав цемента может быть различным – кальцит, арагонит, кварц, барит и др.
69
Среднеобломочные породы включают:
- пески – скопление несцементированных обломков песчаной
размерности;
- песчаники – такие же, как пески, но сцементированные обломки.
В зависимости от величины обломков пески и песчаники делятся на крупно- (0,5-1 мм), средне- (0,25-0,5 мм) и мелкозернистые
(0,1-0,25 мм).
По составу обломков они, как и грубообломочные, бывают
однородными и смешанными. Преобладающий состав обломков отражается в названии породы, например: кварцевый песок или песчаник, глауконитовый, кварцево-слюдистый, аркозовый и др. Описание
песков и песчаников производится по той же схеме, что и грубообломочных пород.
Мелкообломочные породы, представляющие собой рыхлые
скопления мелких частиц размерами от 0,05 до 0,005 мм, называются
алевритами. Одним из широко распространённых представителей
алевритов является лёсс (нем. Löβ – желтозём) – светлая палевожёлтая порода, состоящая преимущественно из обломков кварца и
меньше – полевых шпатов с примесью глинистых частиц и извести,
что легко обнаруживается по реакции с соляной кислотой. Лёсс легко
растирается в мучнистый порошок, обладает большой пористостью
(до 50%) и относительно слабой водопроницаемостью.
При цементации алевритов различного происхождения, сложенных частицами той же или близкой размерности, возникают
алевролиты – широко распространённые породы разнообразной окраски, обычно с плитчатым строением, легко обнаруживаемым при
раскалывании породы.
Глинистые осадочные породы. Глинистые породы являются наиболее распространёнными осадочными породами, на долю
которых приходится до 60% от объёма всех осадочных пород.
Глинистые породы в основном состоят из мельчайших (менее
0,01 мм) кристаллических (реже аморфных) зёрен глинистых минералов (каолинит, диккит и др.). Кроме того, в их состав входят столь же
мелкие зёрна хлоритов, оксидов и гидроксидов алюминия, глауконита, опала и других минералов, являющихся продуктами химического
разрушения различных пород и отчасти глинистых минералов. Третья
составляющая глинистых пород – разнообразные обломки размерами
меньше 0,01-0,005 мм.
70
По степени литифицированности (т.е. слёжанности, окаменелости) среди глинистых пород выделяют:
1. Глины – легко размокающие породы.
2. Аргиллиты – сильно уплотнённые, потерявшие способность
размокать глины.
Глины образуют крепкие агрегаты с пелитоморфной (мучнистой) структурой. Излом их землистый или раковистый, текстура мелкопористая, растираются в порошок. Они впитывают влагу и становятся при этом пластичными и водоупорными. Окраска разнообразна
и зависит как от цвета глинистых минералов, так и в значительной
степени от примесей.
Аргиллиты обладают массивной или тонкоплитчатой текстурой. Обычно окрашены в более тёмные, чем глины, цвета.
Кроме песчаных, пылеватых и глинистых пород существует
ещё ряд смешанных пород, состоящих из частиц разных размеров и
состава. К ним относятся супеси, содержащие, наряду с песчаными,
до 20-30% глинистых частиц, и суглинки, в которых количество глинистых частиц увеличивается до 40-50%. Соответственно с этим меняются и свойства пород, что, прежде всего, выражается в уменьшении пластичности при намокании от глин к пескам.
Химические и органогенные осадочные породы. Они
образуются преимущественно в водных бассейнах.
Структура хемогенных пород определяется агрегатным состоянием минералов, их слагающих (кристаллическим или аморфным), и размерами кристаллических зёрен. Хемогенные породы, образующиеся при интенсивном испарении континентальных или морских вод, перенасыщенных солями, называют эвапоритами (гипс, ангидрид, галит).
Структура органогенных пород определяется состоянием слагающих их органических остатков и принадлежностью организмов к
тем или иным группам.
В хемогенных и органогенных осадочных породах преобладают зёрна размером 0,01–0,5 мм.
Классификация хемогенных и органогенных горных пород
обычно производится по химическому составу слагающих их минералов.
71
Среди химических и органогенных пород выделяют:
1. Карбонатные:
- известняки – состоят из кальцита: мел, известковые туф и
травертин, известняк-ракушечник и др.;
- доломиты – из доломита;
- мергели – состоят из кальцита и на 25-75% из глинистых
частиц.
2. Кремниевые:
- диатомиты – из скелетных остатков диатомовых водорослей
и опалового цемента;
- радиоляриты – из скелетных остатков радиолярий и опалового цемента;
- трепелы – из мельчайших зёрен опала и опалового цемента;
- опоки – из зёрен опала и остатков кремневых скелетов организмов;
- гейзериты и кремнистые туфы – из опала.
3. Кремни – состоят из халцедона, опала, глинистых частиц.
4. Галоидные – например, каменная соль (из галита) и др.
5. Сульфатные – например, гипс (из гипса) и др.
6. Фосфатные – с содержанием фосфора более 20%, например, апатиты.
7. Керогенные – битуминозные углеродсодержащие породы,
отличающиеся тонким зерном, например, аргелиты.
8. Породы ряда углей:
- торф (содержание углерода 55-60%);
- бурые угли (содержание углерода 60-75%);
- каменные угли (содержание углерода до 90%);
- антрацит (содержание углерода до 97%).
3.3.4. Метаморфические горные породы
Общая характеристика. Метаморфические горные породы – результат преобразования пород разного генезиса, приводящего к изменению первичной структуры, текстуры и минерального состава в соответствии с новой физико-химической обстановкой.
Главными факторами (агентами) метаморфизма являются эндогенное тепло, всестороннее (петростатическое) давление, химическое воздействие газов и флюидов (см. разд.4.4). Постепенность на72
растания интенсивности факторов метаморфизма позволяет наблюдать все переходы от первично осадочных или магматических пород
к образующимся по ним метаморфическим породам. При метаморфизме породы остаются в твёрдом состоянии, т.е. температура не
доходит до точки плавления составляющих их минералов.
Метаморфические породы обладают полнокристаллической
структурой. Размеры кристаллических зёрен, как правило, увеличиваются по мере роста температур метаморфизма.
Для метаморфических пород наиболее типичны ориентированные текстуры. К ним относятся, например, сланцеватая текстура,
обусловленная взаимно параллельным расположением минеральных
зёрен призматической или пластинчатой форм; гнейсовая, или гнейсовидная текстура, характеризующаяся чередованием полосок различного минерального состава; в случае чередования полос, состоящих из зёрен светлых и цветных минералов, текстура называется полосчатой. Внешне эти текстуры напоминают слоистость осадочных
пород, но их происхождение связано не с процессом накопления
осадков, а с перекристаллизацией и переориентировкой минеральных зёрен в условиях ориентированного давления.
Если метаморфическая порода мономинеральна и слагающий
её минерал имеет более или менее изометричные формы (кварц,
кальцит), то в этом случае порода имеет неупорядоченную массивную текстуру. Все метаморфические породы имеют плотную текстуру.
Поскольку сходные по составу, структурам и текстурам метаморфические породы могут образоваться за счёт изменения как магматических, так и осадочных пород, к названиям метаморфических
пород, возникших по магматическим породам, прибавляется приставка «орто» (например, ортогнейсы), а к названиям метаморфических
первично-осадочных пород – приставка «пара» (например, парагнейсы).
Процессы метаморфизма могут быть развиты на огромных
площадях в десятки и даже сотни тысяч квадратных километров –
региональный метаморфизм, но могут проявляться и на очень небольших площадях – локальный (контактовый) метаморфизм. Наибольшее распространение в земной коре имеют породы регионального метаморфизма.
Породы регионального метаморфизма. Региональный
метаморфизм происходит в диапазоне температур от 300-400 до
900-1000 С, давление меняется в пределах от 3-5-10 до 10-15-20 Па.
73
Увеличение температуры и давления приводит к росту интенсивности
метаморфизма.
Породы различного первичного состава по-разному реагируют на изменение физико-химических условий.
Кварцевые песчаники и другие богатые кремнезёмом породы
при метаморфизме превращаются в кварциты, которые состоят почти
полностью из кварца, имеют полнокристаллическую, обычно мелкозернистую структуру. Текстура, как правило, массивная. Цвет кварцитов различен.
Карбонатные породы (известняки, доломиты и др.) превращаются в мраморы, полнокристаллические мономинеральные агрегаты кальцита, обладающие массивной текстурой. Разнообразная окраска мраморов связана с неоднородностями исходных пород.
При метаморфизме карбонатных железисто-магнезиальных
осадочных пород (мергели, граувакки), а также основных (габбро,
базальты) и отчасти средних магматических пород образуются: гранулиты, составленные пироксенами и плагиоклазами и обладающие
гранобластовой (полигональной) структурой; амфиболиты, состоящие главным образом из роговой обманки и среднего плагиоклаза и
обладающие полнокристаллической структурой и сланцеватой текстурой; эклогиты, сложенные преимущественно из пироксенов и гранатов и отличающиеся крупнозернистой структурой.
Продуктами регионального метаморфизма являются также
филлиты, кристаллические сланцы, гнейсы, серпентиниты, мигматиты и др.
Породы локального метаморфизма. Из пород, связанных
с локальным метаморфизмом, необходимо назвать роговики, возникающие на контакте внедрившейся магмы с вмещающими, преимущественно глинистыми породами. Основным фактором метаморфизма
при этом является тепловое воздействие расплава, кроме того, давление его на консолидированные породы и привнос некоторых летучих компонентов. Роговики обладают микрокристаллической (пелитовой) структурой, различной (часто серой до чёрной) окраской, массивной текстурой. Минеральный состав зависит от исходного состава
первичных пород. Наиболее обычны кварц, полевые шпаты, амфиболы, пироксены. Роговики часто бывают рудоносны.
74
3.4. Строение земной коры
Подвижные пояса и устойчивые площади. В строении
земной коры участвуют все типы горных пород – магматические, осадочные и метаморфические, залегающие выше границы Мохоровичича. В пределах как континентов, так и океанов в земной коре выделяются:
1. Устойчивые площади, характеризующиеся спокойным тектоническим режимом и малой интенсивностью проявлений магматизма и сейсмичности.
2. Подвижные пояса, обладающие большой тектонической
подвижностью.
К устойчивым площадям на континентах относятся обширные
равнинные пространства – платформы (Восточно-Европейская, Сибирская, Северо-Американская, Африканская, Антарктическая и др.),
где кристаллические горные породы гранитного слоя представляют
собой древние складчатые области, выровненные на протяжении
длительного геологического времени.
Внутри платформ располагаются наиболее устойчивые участки:
- щиты, представляющие собой выходы древних кристаллических горных пород непосредственно на поверхность (Балтийский,
Украинский, Канадский, Бразильский и др.);
- плиты, кристаллическое основание которых покрыто толщей горизонтально залегающих осадочных отложений.
К подвижным поясам на континентах относятся молодые горно-складчатые сооружения (геосинклинали), такие как Альпы, Карпаты, Кавказ, Гималаи, Анды, Кордильеры и др.
Материковые структуры не ограничиваются только континентами, в ряде случаев они протягиваются в океан, образуя так называемую подводную окраину материков, состоящую из шельфа (глубиной до 200 м) и континентального склона с подножием (до глубин
3-6 км).
В пределах океанов также выделяются стабильные области –
океанические платформы или обширные абиссальные равнины (от
греч. абиссос – бездонный) – значительные площади ложа океана
глубиной 4-6 км.
75
К подвижным поясам в океанах относятся:
- срединно-океанические хребты (мощные горные системы);
- активные окраины Тихого океана с развитыми окраинными
морями (Охотское, Японское и др.), островными дугами (Курильские,
Японские и др.) и глубоководными желобами (глубиной 7-10 км и более).
Срединно-океанические хребты протягиваются по центральной части дна океанов. В осевой части хребты рассечены рифтовыми
долинами – глубокими и узкими разломами с крутыми бортами. Эти
образования представляют собой зоны активной тектонической деятельности (см. разд.4.2).
Выделяют два основных типа земной коры: континентальный
и океанический. Континентальной корой называют земную кору континентов (материков) – крупнейших массивов, бόльшая часть которых выступает над уровнем моря. Океанической корой называют
земную кору, образующую дно океанов.
Различают также два промежуточных типа земной коры: субконтинентальный и субокеанический.
Континентальный тип земной коры. Мощность континентальной земной коры изменяется от 35-45 км в пределах платформ
до 55-75 км в молодых горных сооружениях. Континентальная кора
продолжается и в подводных окраинах материков. В области шельфа
её мощность уменьшается до 20-25 км, а на материковом склоне (на
глубине около 2-2,5 км) выклинивается.
Континентальная кора состоит из трёх слоёв:
1. Осадочный – самый верхний слой, представлен осадочными горными породами. Его мощность составляет до 5-10 км в пределах платформ, до 15-20 км в горных сооружениях. Скорость P-волн
меньше 5 км/с.
2.
Гранитный (гранитогнейсовый, гранитометаморфический) – слой, на 50% сложенный гранитами, на 40% – гнейсами и другими в разной степени метаморфизованными породами. Его средняя
мощность составляет 15-20 км (иногда в горных сооружениях до
20-25 км). Скорость P-волн – 5,5-6,4 км/с.
3. Базальтовый (гранулитобазитовый) – самый нижний слой.
По среднему химическому составу и скорости сейсмических волн этот
слой близок к базальтам. Однако сложен он основными интрузивны76
ми породами типа габбро, а также метаморфическими породами амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма. Его мощность
изменяется от 15-20 до 35 км. Скорость распространения P-волн
6,5-7,4 км/с. Граница между гранитогнейсовым и гранулитобазитовым слоями является сейсмическим разделом и называется границей
Конрада (см. разд.2.3).
Океанический тип земной коры. Длительное время океаническая кора рассматривалась как двухслойная, состоящая из верхнего осадочного слоя и нижнего базальтового. В результате проведённых детальных сейсмических исследований, бурения многочисленных скважин и неоднократных драгирований12 было значительно
уточнено строение океанической коры.
По современным данным, океаническая земная кора имеет
трёхслойное строение при мощности от 5 до 9-12 км, чаще 6-7 км.
Некоторое увеличение мощности наблюдается под океаническими
островами.
1. Осадочный – верхний слой океанической коры, состоит
преимущественно из различных осадков, находящихся в рыхлом состоянии. Его мощность от нескольких сотен метров до 1 км. Скорость
распространения P-волн 2-2,5 км/с.
2. Базальтовый – второй океанический слой, сложен преимущественно базальтами с прослойками карбонатных и кремниевых пород. Мощность его от 1-1,5 до 2,5-3 км. Скорость распространения
P-волн 3,5-5 км/с.
3. Нижний океанический слой сложен основными магматическими породами типа габбро и ультраосновными породами (серпентинитами, пироксенитами). Его мощность от 3,5 до 5 км. Скорость
P-волн от 6,3-6,5 км/с, местами увеличивается до 7-7,4 км/с.
Субконтинентальный тип земной коры. По строению он
аналогичен континентальному, но выделяется в связи с нечётко выраженной границей Конрада. Этот тип коры характерен для островных дуг (Курильских, Алеутских) и окраин материков с интенсивным
проявлением вулканизма.
Раньше считалось, что субконтинентальный тип земной коры
отличается от континентального меньшей мощностью. Профильные
12
Драгирование представляет собой взятие образцов пород со дна океана драгами
(черпаками).
77
сейсмические исследования методами обменных волн землетрясений
и глубинного сейсмического зондирования позволили получить интересные данные о строении субконтинентальной земной коры в пределах Курильской островной дуги. Здесь выделяется первый верхний
осадочно-вулканогенный слой, протягивающийся вдоль Большой Курильской гряды мощностью от 0,5 до 5 км (в среднем 2-3 км). Ниже
располагается второй – островодужный гранитометаморфический
(гранитный) слой мощностью 5-10 км. Скорость P-волн в нём
5,7-6,3 км/с. Третий – базальтовый слой со скоростью P-волн
6,8-7,4 км/с залегает на глубинах 8-15 км и характеризуется изменчивой мощностью – 14-18 км на крайнем юге Курильской гряды,
20 км – в её центральной части, 40 км – под островом Итуруп. Итак,
мощность земной коры под Большой Курильской грядой не сокращается до 20 км, как считалось ранее, а увеличивается до 33 км под
островом Кунашир и до 42-44 км под островом Итуруп. И только в
Малой Курильской гряде мощность земной коры составляет 17-21 км.
Таким образом, результаты проведённых исследований свидетельствуют о неоднородной мощности субконтинентального типа
земной коры: в одних областях его мощность ниже, в других – выше
по сравнению с континентальным типом. Это означает субгоризонтальную расслоенность земной коры и подстилающей части мантии,
т.е. прерывистость границы Конрада, что обусловлено тектонической
и магматической активностью соответствующих регионов (Курильская островная дуга и т.п.).
Субокеанический тип земной коры. Он встречается в
котловинах (глубиной выше 2 км) окраинных и внутриконтинентальных морей (Охотское, Японское, Средиземное, Чёрное и др.). По
строению этот тип близок к океаническому, но отличается от него
повышенной мощностью осадочного слоя – 4-10 км и более. Суммарная мощность земной коры 10-20 км, местами до 25-30 км (за счёт
увеличения мощности осадочного слоя).
Геофизические исследования показали, что ниже субокеанической коры располагается разуплотнённая мантия, в которой скорости P-волн составляют 7,4 км/с. Это значительно ниже скоростей в
нормальной мантии, что является свидетельством тектонической активности данных впадин, возможно, их раздвига.
78
По мнению ряда учёных, промежуточные типы земной коры
лучше рассматривать в генетическом плане, называя субконтинентальную кору переходной (в смысле развития) от океанической к
континентальной, а субокеаническую – от континентальной к океанической.
3.5. Состав и состояние вещества мантии и ядра Земли
Вещество мантии. На долю мантии приходится около 67%
общей массы планеты. Более или менее достоверные, хотя и косвенные данные о составе мантии имеются лишь для верхней части
слоя В. К ним относятся:
1) выходы в отдельных местах на поверхность интрузивных
магматических ультраосновных горных пород, главным образом, перидотитов;
2) состав пород, заполняющих алмазоносные трубки, где наряду с перидотитами, содержащими гранаты, встречаются включения
высокометаморфизованных пород – эклогитов, близких по составу к
основной глубинной магматической породе габбро, но отличающихся
от неё значительной плотностью (3,35-4,2 г/см3).
Таким образом, принимается, что верхняя мантия (слой В)
состоит преимущественно из ультраосновных пород типа перидотитов с гранатом. Такую мантийную породу А.Е. Рингвуд в 1962 г. назвал пиролитом (пироксеново-оливиновой). Устойчивая минеральная
ассоциация пиролитового состава выглядит так: оливин – 57%, ортопироксен – 17%, клинопироксен – 12%, гранаты – 14%.
Твёрдый слой верхней мантии, расположенный под границей
Мохоровичича, распространяется до различных глубин под океанами
и континентами и вместе с земной корой составляет литосферу (см.
разд.2.3). Ниже литосферы располагается вязкая, пластичная астеносфера, глубина залегания которой оценивается неоднозначно – от
400 до 700 км. Учитывая эндогенную активность литосферы и верхней мантии, было введено обобщающее понятие тектоносферы.
Тектоносфера объединяет земную кору и верхнюю мантию до
глубин около 700 км (т.е. до глубин самых глубоких очагов землетрясений). Названа она так потому, что здесь происходят основные тек79
тонические процессы, определяющие перестройку всех частей этой
геосферы.
При оценке состояния и состава вещества в слоях мантии С и
D считается, что с ростом давления и температуры (см. разд.2.4)
здесь происходит переход вещества в более плотные модификации.
На глубинах более 400-500 км оливин и другие минералы под
влиянием существующих давлений претерпевают фазовый переход и
приобретают структуру шпинели (MgAl2O4) – ионы кислорода перестраиваются, образуя структуру, близкую к кубической гранецентрированной, соответствующей плотнейшей упаковке, а остальные ионы
(Si2+, Mg2+, Fe2+, Al3+ и др.) располагаются между ними. Плотность
шпинелевой модификации примерно на 11% выше по сравнению с
пироксеново-оливиновой.
При давлениях, существующих на глубинах 700-1000 км, происходит ещё большее уплотнение и структура шпинели переходит в
ещё более плотную модификацию – структуру перовскита (СаТiO3).
По этой причине нижнюю мантию (слой D) называют перовскитовой.
Таким образом, в теле Земли происходит последовательная
смена основных минеральных фаз и плотности упаковки в них на
различных глубинах – от пиролитовой (пироксеново-оливиновой) фазы до глубины 400 км к шпинелевой до глубины 700 км и к перовскитовой до глубины 2900 км.
Вещество ядра. Вопрос о состоянии и составе ядра до сих
пор остаётся наиболее сложным и дискуссионным.
Как уже было сказано в разд.2.3, при переходе от основания
слоя D верхней мантии к внешнему ядру наблюдается резкое падение скорости P-волн, а S-волны полностью гасятся на этой границе.
Эти данные свидетельствуют о том, что внешняя часть ядра Земли
является жидкой.
Внутреннее ядро, по-видимому, находится в твёрдом состоянии. Об этом говорит заметное возрастание скорости P-волн от промежуточного слоя F к внутренней части ядра.
Для ядра характерны большая плотность и высокая металлическая электропроводность. Состав ядра длительное время по аналогии с железными метеоритами считался сложенным из железа и никеля. Железо – элемент, который соответствует сейсмическим свой-
80
ствам ядра и обильно распространён во Вселенной, чтобы представлять в ядре планеты приблизительно 35% её массы.
По современным данным, внешнее ядро представляет собой
вращающиеся потоки расплавленного железа и никеля, хорошо проводящие электричество. Именно с ним связывают происхождение
земного магнетизма, считая, что электрические токи, текущие в жидком ядре, создают глобальное магнитное поле (см. разд.2.4). Слой
мантии, находящийся в соприкосновении с внешним ядром, испытывает его влияние, поскольку температура в ядре выше, чем в мантии.
Местами этот слой порождает огромные, направленные к поверхности Земли тепломассопотоки – плюмы.
Внутреннее ядро не контактирует с мантией. Его твёрдое состояние, несмотря на высокую температуру, обусловлено гигантским
давлением в центре Земли. Экспериментальные данные о плотности
ядра и результаты расчётов, основанных на скоростях распространения сейсмических волн, показали, что плотность ядра Земли на 10%
ниже, чем у железоникелевого сплава при существующих в ядре давлениях и температурах. Исходя из этого, была высказана мысль, что
в ядре, помимо никелистого железа, должны присутствовать и более
лёгкие элементы, такие как кремний или сера. В настоящее время
многие исследователи считают, что ядро Земли состоит из железа с
примесью никеля и серы, а также, возможно, и других элементов
(кремния, кислорода).
81
Глава 4. ЭНДОГЕННЫЕ ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
4.1. Понятие о геодинамических процессах
Процессы, происходящие внутри Земли и на её поверхности,
формирующие состав земной коры, её строение и рельеф поверхности, называются геодинамическими процессами.
Геодинамические процессы объединяют в две группы:
1. Эндогенные – процессы, обусловленные энергией, освобождающейся в недрах планеты в результате радиоактивного распада
химических элементов, фазовых и структурных превращений вещества в глубинных частях Земли.
Среди эндогенных процессов наиболее важными являются
землетрясения, магматизм, метаморфизм, тектонические движения и
образование тектонических структур земной коры.
2. Экзогенные – процессы, порождаемые силами, действующими на поверхности Земли: суточными и дневными колебаниями
температуры, энергией движущихся масс воды, льда и ветра, химическими и физико-химическими реакциями при участии воды и жизнедеятельности живых организмов.
Среди экзогенных процессов важное значение имеют разрушение и преобразование горных пород, перенос и отложение продуктов разрушения различными агентами, выработка поверхности
рельефа, формирование осадочных горных пород.
Геодинамические процессы совершаются во времени и имеют
неодинаковую продолжительность. Одни происходят быстро, почти
мгновенно, для осуществления других требуется длительное время.
Эндогенные и экзогенные геодинамические процессы тесно
связаны. Их совокупное действие обусловливает циклическое и направленное развитие вещества и структуры земной коры.
4.2. Тектонические движения и деформации земной коры
Проявление тектонических движений. Земная кора не
является неподвижной, а испытывает определённые движения и перемещения. Любые механические перемещения внутри земной коры,
вызванные глубинными процессами и приводящие к изменению её
строения, называются тектоническими движениями.
82
Ещё в 1763 г. М.В. Ломоносов в своём труде «О слоях Земли»
впервые дал определение и выделил два типа тектонических движений: «Существуют нечувствительные долговременные земной поверхности повышения и понижения и резкие быстрые трясения Земли».
Примеров проявления тектонических движений достаточно
много. Так, на севере Европы наблюдается повышение (Скандинавские страны) и понижение (Германия, Голландия) уровня моря относительно суши. На Новой Земле причалы, сооружённые несколько
веков назад поморами, в настоящее время находятся на значительном удалении и намного выше современного уровня моря, а полуостров Канин Нос (Белое море) во времена Ивана Грозного был островом. В Чёрном море бόльшая часть древнегреческих колоний сейчас
затоплена водой. Наблюдения показали, что за последнее столетие
уровень Мирового океана постепенно повышался в среднем на 1,3 мм
в год. В отдельных местах величина изменения уровня моря была
намного значительней, превысив 1 см в год. Поднятия и опускания
наблюдаются и на удалении от морских берегов. Со второй половины
XIX века они фиксируются высокоточными нивелирами, проводимыми
вдоль линии железных дорог для безопасности движения поездов.
Проявление медленных поднятий или опусканий в течение
миллионов лет геологической истории приводит к огромным изменениям земной поверхности. Так, высочайшая вершина Земли – гора
Джомолунгма (Эверест) в Гималаях сложена морскими известняками.
Изучение современных вертикальных и горизонтальных движений земной коры показывает, что их скорость в среднем не превышает 1-2 см в год. Скорость 1 см в год может за 1 млн лет создать
горный хребет высотой в 10 км – выше Гималаев, а продолжительность одного геологического периода составляет несколько десятков
миллионов лет.
Изучение тектонических движений. Современные тектонические движения можно непосредственно изучать и измерять с помощью инструментальных наблюдений, определять их направленность и скорость. О движениях геологического прошлого можно судить по их результатам.
Движения последних 30-40 млн лет (новейшие движения)
нашли своё отражение в современном рельефе Земли (геоморфологический метод исследования). Для более отдалённого геологического прошлого оценка величины поднятия по рельефу невозможна
83
вследствие того, что более древний рельеф не сохранился. Выявление в геологическом прошлом горизонтальных движений возможно с
применением палеомагнитного метода. Он основан на том, что горные породы, содержащие ферромагнитные минералы (магнетит, титаномагнетит), в ориентировке как бы хранят память о магнитном
поле времени их образования (см. разд.2.2, 2.3): при осаждении из
расплава или водной взвеси кристаллы этих минералов своей длинной осью ориентируются вдоль силовых линий магнитного поля.
Сравнивая местонахождение породы с современным положением полюсов, можно приблизительно оценить величину их горизонтального
перемещения.
Изучение тектонических движений геологического прошлого
свидетельствует о том, что движения проявлялись на протяжении
всей истории Земли. Скорость их изменялась от места к месту, от
эпохи к эпохе, но в среднем не превышала наблюдаемую в настоящее время.
Классификация тектонических движений. Тектонические движения отличаются, в первую очередь, своей ориентировкой
относительно поверхности Земли, вследствие чего выделяют вертикальные (радиальные) и горизонтальные (тангенциальные) движения. Первые ориентированы по радиусу, вторые – касательно к поверхности. Это разделение достаточно условно, так как направление
движений может быть ориентировано не строго радиально или тангенциально, а под некоторым углом, отличным от прямого.
В современной геологии принято выделять два основных типа тектонических движений: эпейрогенические и орогенические.
Эпейрогенические (колебательные) движения представляют
собой медленные вековые поднятия и опускания земной коры, не вызывающие изменения первичного залегания пластов горных пород.
Эти вертикальные движения имеют колебательный характер и обратимы, т.е. поднятие может смениться опусканием.
Орогенические (складчатые) движения происходят в двух направлениях – горизонтальном и вертикальном. Горизонтальные движения приводят к смятию пород и образованию складок и надвигов,
т.е. к сокращению земной поверхности. Вертикальные движения приводят к поднятию области проявления складкообразования и возникновению нередко горных сооружений (орос по-гречески гора).
Орогенические движения протекают значительно быстрее,
чем эпейрогенические. Они сопровождаются активным эффузивным
84
и интрузивным магматизмом, а также метаморфизмом. В последние
десятилетия эти движения объясняют столкновением крупных литосферных плит, которые перемещаются в горизонтальном направлении по астеносферному слою.
Тектонические деформации. Тектонические движения
порождаются возникающими по различным причинам напряжениями.
Напряжением называется внешняя сила, действующая на единицу
площади тела. Происходящее под действием напряжения изменение
формы и размера тела называется деформацией. Способность материала противостоять деформирующим силам называется прочностью.
Тектонические напряжения выражаются в трёх основных
формах – растяжение, сжатие, скалывание, которые могут быть поразному ориентированы в пространстве. Величина деформации зависит не только от величины напряжения, но и от прочности горных
пород на сжатие или на растяжение. Прочность на сжатие, как правило, превосходит прочность на растяжение.
Деформация горных пород, как и любого другого материала,
может быть упругой, хрупкой или пластичной. Если предел упругости
не превзойдён, то наблюдается упругая деформация, и форма породы восстанавливается после снятия напряжения. При достижении
предела упругости порода испытывает хрупкую деформацию (разрушение). Если напряжение возрастает медленно, но достигает большой величины, порода переходит в текучее, пластичное состояние,
испытывая пластическую деформацию.
В верхней части земной коры бόльшая часть горных пород
претерпевает хрупкое разрушение, и только некоторые из них (глины, соли) способны к пластической деформации. На глубине с повышением температуры и всестороннего давления, особенно в условиях насыщенности водой, способность пород к пластической деформации значительно повышается. Такие породы, как мраморы, весьма
хрупкие в приповерхностных условиях, оказываются способными к
течению при приложении внешних сил. Медленная и непрерывная
пластическая деформация под влиянием постоянной нагрузки под
напряжением называется ползучестью (крипом).
Деформации приводят к нарушению первичного залегания
пород, которое является горизонтальным или близким к горизонтальному. Породы сминаются в складки, раскалываются трещинами и
разрывами со смещением разделённых ими блоков. Любые наруше85
ния первоначального горизонтального залегания слоёв13 горных пород называются тектоническими дислокациями.
Тектонические движения, деформации и дислокации земной
коры изучаются разделом геологии, называемым тектоникой.
Типы тектонических дислокаций. Тектонические дислокации подразделяются на два основных типа: пликативные и дизъюнктивные.
1. Пликативные14 дислокации (складчатые нарушения) – выражаются в изгибах слоёв горных пород различных масштабов и
формы, происходящих без разрыва сплошности пород.
Основными формами пликативных дислокаций являются:
- моноклиналь – представляет собой толщу пластов горных
пород, наклонённых под одним углом в одну сторону на значительном протяжении (рис.4.1, а);
- флексура – имеет вид ступенчатого, коленообразного изгиба горизонтально или моноклинально лежащих пластов пород
(рис.4.1, б);
а
б
в
г
Рис.4.1. Пликативные тектонические дислокации: а – моноклиналь;
б – флексура; в – синклинальная складка; г – антиклинальная складка
13
Слой (пласт) – уплощённое геологическое тело, относительно однородное по
составу и строению, ограниченное приблизительно параллельными поверхностями
раздела. Верхняя граница слоя называется кровлей, нижняя – подошвой. Термин
«пласт» применяется обычно для полезных ископаемых.
14
От лат. plico – складываю.
86
- складки – представляют собой волнообразные изгибы слоёв
горных пород без разрыва сплошности. Часть складки в месте перегиба называется замкόм; боковые части складки, примыкающие к
замкý – крыльями. Воображаемая поверхность, проходящая через
точки максимального перегиба всех слоёв, образующих складку, называется осевой поверхностью складки.
Складки являются основной формой пликативных дислокаций
и бывают двух основных видов:
- синклинальные – вогнутые складки (замόк расположен внизу, крылья – вверху): в них пласты пород падают навстречу друг другу; в центральных частях располагаются более молодые породы, чем
на периферии (рис.4.1, в);
- антиклинальные – выпуклые складки (замόк расположен
вверху, крылья – внизу): в них пласты пород падают в противоположные стороны; в центральных частях залегают более древние породы, чем на периферии (рис.4.1, г).
Кроме того, складки различаются по особенностям строения,
отражающимся в их поперечном сечении и плане. Так, по положению
осевой поверхности и крыльев выделяют прямые, наклонные, лежачие и перевёрнутые складки. По характеру расположения крыльев и
форме замка различают складки нормальные (гребневидные), изоклинальные, веерообразные и сундучные (коробчатые). По соотношению длины и ширины различают линейные и прерывистые складки. Линейные складки в плане бывают прямолинейными, дугообразно
изогнутыми, ветвящимися, виргирующими, кулисообразными и сигмовидными. Среди прерывистых складок выделяют брахискладки,
валы, купола и диапиры.
2. Дизъюнктивные15 дислокации (разрывные нарушения) –
дислокации, сопровождающиеся разрывом сплошности слоёв горных
пород. Они возникают в результате ударного нарастания нагрузок
(т.е. при интенсивных тектонических движениях), на которые горные
породы реагируют как хрупкие тела.
Различают два вида разрывов пород.
Трещины – это разрывы без заметного смещения пород друг
относительно друга. Совокупность трещин называется трещиноватостью.
15
От лат. disjunctivus – разделительный.
87
Дизъюнктивы – представляют собой разрывы с заметным
смещением пластов горных пород друг относительно друга. Дизъюнктивы имеют следующие формы проявления:
- сбросы – разрывные дислокации, у которых подвижная
часть земной коры опустилась вниз по отношению к неподвижной
плоскости (рис.4.2, а);
- взбросы – разрывные дислокации, у которых подвижная
часть земной коры поднялась вверх по отношению к неподвижной
плоскости (рис.4.2, б);
а
б
в
г
д
е
Рис.4.2. Дизъюнктивные тектонические дислокации:
а – сброс; б – взброс; в – надвиг; г – сдвиг; д – грабен; е – горст
88
- надвиги – разрывные дислокации типа взброса, у которых
поднявшаяся часть земной коры надвинута на неподвижную плоскость в пологом или горизонтальном направлении (рис.4.2, в); пологие надвиги с большим горизонтальным перемещением (километры и
десятки километров) называются шарьяжами и тектоническими покровами;
- сдвиги – разрывные дислокации, у которых подвижная
часть земной коры смещена преимущественно в горизонтальном направлении, параллельно простиранию неподвижной плоскости
(рис.4.2, г).
Разрывные нарушения обычно встречаются группами, образуя сложные дизъюнктивы – ступенчатые сбросы, грабены, горсты.
Ступенчатые сбросы – система сбросов, в которой каждый
последующий блок опущен относительно предыдущего.
Грабены (от нем. Graben – ров, канава) – система ступенчатых сбросов, в которой центральная часть опущена относительно периферийных блоков. Простой грабен – это опущенный участок земной коры, ограниченный параллельными сбросами (рис.4.2, д).
Горсты (от нем. Horst – возвышенность) – система ступенчатых взбросов, в которой центральная часть приподнята относительно
периферийных блоков. Простой горст – это приподнятый участок
земной коры, ограниченный параллельными взбросами (рис.4.2, е).
Протяжённые на сотни и тысячи километров сложные системы грабенов, часто сочетающихся с горстами, называются рифтами.
Известны современные крупные рифтовые системы – срединноокеанические (хребты) и континентальные (Восточно-Африканская,
Байкальская и др.).
Теория дрейфа континентов. Как уже было сказано выше,
орогенические тектонические движения объясняются дрейфом континентов.
Впервые теория дрейфа континентов была сформулирована в
начале XX века. В 1912 г. немецкий метеоролог и геофизик Альфред
Вегенер обратил внимание на то, что береговые линии Африки и
Южной Америки удивительно совпадают. На основании этого и ряда
других наблюдений он выдвинул гипотезу о том, что все нынешние
континенты являются разошедшимися фрагментами некогда единого
массива суши – древнего материка (суперконтинента) Пангеи.
Вначале теория материкового дрейфа не нашла признания,
однако позже, в 1960-х гг., полностью подтвердилась. Её доказатель89
ством стали океанографические исследования. Обнаружилось, что на
дне океанов по границам литосферных плит расположены горные
цепи – так называемые срединно-океанические хребты (см. разд.
3.4). В центре этих хребтов находятся характерные прогибы – рифты.
Рифты (от англ. rift – расщелина) – это большие трещины
(разломы), из которых постоянно вытекает раскалённая магма (лава).
Контактируя с холодной водой, лава застывает, образуя новую океаническую земную кору, которая расталкивает литосферные плиты,
отодвигая их друг от друга на несколько сантиметров в год.
Процесс расхождения литосферных плит называется спредингом (от англ. spread – растягивать, расширять). Спрединг происходит как в океанах, так и на континентах. В последнем случае он
также приводит к образованию рифтов и сопровождается активной
вулканической деятельностью (например, система ВосточноАфриканских рифтов).
Согласно теории тектонических плит, литосфера Земли разделена на семь больших плит (см. табл.2.3) и ряд более мелких, которые как бы плавают по вязкой, пластичной астеносфере, медленно
смещаясь относительно друг друга (приблизительно на 3-5 см в год).
В результате своего движения литосферные плиты не только
расходятся (спрединг), но и сходятся – сталкиваются.
Возможны три варианта столкновений литосферных плит:
1. Столкновение океанической и континентальной плит.
В этом случае край одной плиты уходит под край другой – более
плотная океаническая кора погружается в мантию. Этот процесс носит название субдукции (от лат. sub – под, ductio – ведение) и приводит к образованию глубоководного океанического жёлоба (впадины).
Погружаясь в мантию, горные породы нагреваются, плавятся и порождают цепи вулканов, извержения которых сопровождаются землетрясениями. Возникшие вулканические цепи со временем поднимаются всё выше, образуя береговые горные хребты (например, Анды).
2. Столкновение двух океанических плит. В этом случае погрузиться в мантию может любая из плит, после чего развивается
бурная подводная вулканическая и сейсмическая деятельность. Иногда эта деятельность настолько сильна, что приводит к возникновению вулканических архипелагов.
3. Столкновение двух континентальных плит. В этом случае
ни одна из плит не может уйти под другую. В результате горные породы сминаются в складки и приподнимаются – так возникают мате90
риковые горные цепи посреди вновь образованного более обширного
континента (например, Альпы, Пиринеи, Гималаи).
Установление движения литосферных плит стало крупным
шагом в познании общей геологии Земли, а на практике позволило
предсказывать землетрясения и извержения вулканов.
4.3. Магматизм
Магматизмом называют явления, связанные с образованием,
изменением состава и движением магмы из недр Земли к её поверхности.
Магма (от греч. магма – густая мазь) – это расплавленное
вещество земной коры и мантии.
Выделяют два типа магматизма:
1. Интрузивный (глубинный) – когда магма застывает на глубине в трещинах и полостях земной коры. Интрузивный магматизм
называют также плутонизмом.
2. Эффузивный (поверхностный) – когда магма изливается на
поверхность планеты и застывает на ней. Эффузивный магматизм
именуют также вулканизмом.
В обоих случаях при застывании магмы образуются магматические горные породы.
4.3.1. Состав магмы и условия её нахождения
Состав магмы. Магма образуется при определённых значениях давления и температуры и представляет собой флюидносиликатный расплав, содержащий соединения с кремнием и кислородом (кремнезём, силикаты и др.) и летучие вещества (флюиды) – либо в виде газа (пузырьков), либо растворённые в расплаве – СO2, H2,
H2O, H2S, F2, HCl, HF и др.
В магме доминируют те же химические элементы, что и в литосфере – кислород, кремний, алюминий, железо, кальций, магний,
натрий. Преобладающими являются кислород и кремний.
Состав магмы сильно отличается от состава магматических
пород, в первую очередь, значительным количеством летучих соединений – при затвердевании магматический расплав теряет летучие
компоненты.
91
Условия образования и состояние магмы. Как известно,
температура Земли возрастает с глубиной и около 100 км от поверхности достигает 1300-1500 С. Можно было бы ожидать, что горные
породы находятся здесь в расплавленном состоянии. Однако данные
сейсмических исследований однозначно свидетельствуют, что это не
так (см. разд.2.3).
Отсутствие жидкого состояния вещества объясняется возрастанием с глубиной не только температуры, но и давления. Колоссальное давление в десятки тысяч атмосфер делает возможным нахождение горных пород в твёрдом состоянии даже в условиях очень
высокой температуры.
Тем не менее расплавы, из которых возникают горные породы, существуют. Хотя непрерывная оболочка расплавленной массы
отсутствует, но имеются изолированные очаги магмы. При наличии
очень высоких температур и давлений возникает состояние вещества, близкое к неустойчивому. Сравнительно небольшое понижение
давления на каком-либо участке влечёт за собой переход вещества в
жидкое состояние и образование очага магмы, откуда она поступает
во вторичные вулканические очаги.
Любой магматический расплав – это трёхкомпонентная система, состоящая из жидкости, газа и твёрдых кристаллов, которые
стремятся к равновесному состоянию. В зависимости от изменения
температуры, давления, состава газов и других условий меняются и
расплав, и образовавшиеся в нём ранее кристаллы минералов – одни
растворяются, другие возникают вновь, и весь объём магмы непрерывно эволюционирует.
Классификация магм и магматическая дифференциация. Различают первичные и вторичные магмы. Первичные магмы
возникают на разных глубинах земной коры и верхней мантии и, как
правило, имеют однородный состав. Однако, продвигаясь в верхние
слои земной коры, где термодинамические условия иные, первичные
магмы изменяют свой состав, превращаясь во вторичные и образуя
разные магматические серии. Такой процесс называют магматической дифференциацией.
Магматическая дифференциация – это процесс разделения
однородного первичного расплава на различные по химическому составу фракции, из которых образуются горные породы разного минерального состава. Дифференциация магмы может происходить в
жидкой фазе до появления первых кристаллов – ликвация, или в
92
процессе выделения кристаллов из расплава – кристаллизационная
дифференциация.
В процессе ликвации магма расслаивается на две различные
по плотности и несмешивающиеся жидкие фазы. Согласно современным научным данным, процессы ликвации не играют существенной
роли в формировании основной массы магматических пород.
Кристаллизационная дифференциация обусловлена главным
образом действием силы тяжести (гравитации). Гравитационное
фракционирование заключается в последовательной кристаллизации
минералов, начиная от наиболее тугоплавких и тяжёлых (железистомагнезиальные силикаты и основные плагиоклазы) и заканчивая легкоплавкими и лёгкими (калиевые полевые шпаты и кварц). В процессе кристаллизации тяжёлые минералы опускаются в нижние слои
расплава, а остаточный расплав верхних частей последовательно
обедняется железисто-магнезиальными соединениями и обогащается
кремнезёмом. В результате гравитационного фракционирования в
процессе кристаллизации основной магмы в нижних слоях расплава
могут образовываться ультраосновные породы. При этом в верхних
слоях расплав может приобрести настолько кислый состав, что из него начнут формироваться диориты, сиениты и даже граниты.
Дифференциация магмы является одним из важнейших процессов эволюции магматических расплавов.
Ряд Боуэна. Итак, породообразующие минералы кристаллизуются из магматического расплава не одновременно, а в
определённом порядке – сначала более тугоплавкие, потом
остальные (см. выше).
Канадский петрограф
Н.Л. Боуэн выявил последовательность выделения минералов из магматического расплава. Эта последовательность
получила название реакционного ряда Боуэна (рис.4.3).
Выпадающие из магмы
минералы могут вступать в реакцию с остаточным расплаРис.4.3. Бинарный
вом и замещаться следующим
реакционный ряд Боуэна
93
в этом ряду: например, оливин – пироксеном, пироксен – роговой
обманкой и т.д. Однако если минералы быстро осаждаются на дно
магматической камеры, они сохраняются и их агрегат образует породу более основную, чем исходная магма, а остаточный расплав, напротив, окажется более кислым и более богатым летучими компонентами.
Взаимодействие магмы с окружением. Важным фактором эволюции и дифференциации магматических расплавов является
их взаимодействие с окружающими их (вмещающими) породами.
На пути к поверхности магма нередко поглощает и переплавляет вмещающие породы, изменяя тем самым свой состав за счёт
привноса-выноса различных элементов. Это явление получило название ассимиляции. Свидетельством поглощения вмещающих пород
служат их обильные включения – ксенолиты.
Не меньшую роль в эволюции магмы играет её взаимодействие с летучими компонентами (флюидами). Флюидное давление –
самый главный фактор, вызывающий понижение температуры кристаллизации расплава. Чем оно выше, тем температура кристаллизации ниже. Повышенное содержание флюидов способствует сохранению расплавов в жидком состоянии до сравнительно низких температур.
Оксид углерода, водород, вода легко отделяются от расплава. Фтор и другие газы накапливаются в расплаве, так как они трудно отделяемы от него. Флюиды, трудно отделяемые от расплава (т.е.
обладающие высокой растворимостью в нём), понижают температуру
кристаллизации расплава, а флюиды, легко отделяемые (т.е. труднорастворимые в расплаве), наоборот, её повышают. Наличие в магме
легко отделяемых летучих компонентов приводит к вулканическим
процессам, трудно отделяемых – к плутоническим. Если в магме содержится много легко отделяемых летучих компонентов, то она приобретает способность взрываться, что проявляется в мощных эксплозивных извержениях вулканов (см. разд.4.3.3).
Необходимо отметить, что потоки глубинных флюидов, проходя через расплав и взаимодействуя с ним, изменяют его состав за
счёт привноса одних и выноса других компонентов.
Условия выхода магмы. Движение магмы к поверхности
обусловлено, во-первых, гидростатическим давлением, а во-вторых,
значительным увеличением объёма вещества при уменьшении давления в поверхностных частях литосферы. При снижении давления
94
газы, растворённые в магме, обособляются и занимают значительный
объём. Проведённые расчёты показывают, что магматическое вещество, содержащее 9-10% воды, при подъёме с 40 км к поверхности
литосферы должно увеличить свой объём более чем в 1000 раз. Резкое увеличение объёма начинается с глубин около 5 км от поверхности.
Выйдет ли магма на поверхность или застынет на глубине,
зависит от соотношений плотности столба поднимающегося расплава
и плотности пересекаемых им пород. Плотность вмещающих пород
снижается по мере приближения к поверхности, в то время как магма, остывая и отдавая летучие компоненты, становится всё более
плотной. Если плотность магмы и вмещающих пород уравновешивается, ещё не достигнув поверхности, то магма остывает и кристаллизуется в виде интрузии. Окончательное остывание и полная кристаллизация интрузий занимает несколько миллионов лет.
4.3.2. Интрузивный магматизм
Классификация интрузивов. Во многих случаях магма не
достигает поверхности Земли, останавливается и остывает в различных горизонтах земной коры, образуя магматические (глубинные, интрузивные) тела, состоящие из интрузивных пород (лат. intrusio –
внедрение).
Интрузивные тела по объёму и площади могут достигать огромных размеров. Располагаясь среди осадочных и вулканогенных
пород, они имеют очень разнообразную, геометрически неправильную форму. При внедрении из глубины магма использует все ослабленные зоны во вмещающих породах (трещины, межслоевые разделы), раздвигает трещины, приподнимает слои и заполняет образующиеся пустоты.
По отношению к вмещающим горным породам интрузивные
тела (интрузивы, плутоны) разделяют на две группы:
1. Конкордантные (согласные) – интрузивные тела, приспособившиеся к залеганию тех пород, в которые они внедрились (т.е.
внедрившиеся между слоями вмещающих пород).
2. Дискордантные (несогласные) – интрузивные тела, которые прорывают и пересекают слои вмещающих пород и имеют
форму, не зависящую от структуры вмещающей толщи. Другими
словами, магма, внедряясь, «не считается» с формой залегания вмещающих пород. Она разрушает, поглощает эти породы и образует
тела, которые секут слоистость или сланцеватость вмещающих отложений.
95
Дискордантные интрузии более распространены. Нередко интрузивное тело в своей нижней части может быть дискордантным, а в
верхней, где сила внедрения ослабевает, – конкордантным.
Выделяют следующие типы глубинных тел:
- среди согласных – силл (пластовая залежь), лополит, этмолит, лакколит, бисмалит, факолит;
- среди несогласных – дайка, апофиза, центральная кольцевая интрузия (кольцевая дайка, субвулкан), батолит, шток, хонолит и
гарполит.
В зависимости от глубины залегания в недрах Земли интрузивные тела разделяются на три группы:
1. Приповерхностные (субвулканические) – залегают до первых сотен метров: магма почти подошла к поверхности, но всё-таки
не вышла на неё, т.е. образовался «почти вулкан» (субвулкан).
2. Гипабиссальные (полуглубинные) – залегают до 1-1,5 км.
3. Абиссальные (глубинные) – залегают ниже 1,5 км.
Абиссальные интрузии. Абиссальные интрузии имеют
большие объёмы, они тесно связаны с магматическим очагом или сами представляют застывший внутрикоровый очаг.
Форма абиссальных интрузий различна. Наиболее характерны батолиты, штоки, бисмалиты и этмолиты (рис.4.4).
Рис.4.4. Формы магматических тел: 1 – батолит; 2 – бисмалит; 3 – шток;
4 – этмолит; 5 – дайка; 6 – жила; 7 – лакколит; 8 – лополит; 9 – факолит;
10 – силл; 11 – купол; 12 – вулканический очаг; 13 – некк;
14 – обелиск; 15 – лавовый покров
96
Батолиты (от греч. батис – глубокий) – огромные, площадью
свыше 100 км2, интрузивные тела неправильной формы, уходящие на
значительную глубину. Иногда они достигают сотен километров в
длину. Так, Чилийский батолит в Андах имеет свыше 1300 км в длину, а батолит Берегового ручья в Кордильерах Северной Америки
превышает 2000 км. Ширина батолита может достигать 60-100 км.
Стенки батолита чаще всего крутые, наклонены в стороны от массива, в связи с чем это тело обычно расширяется книзу. Верхняя поверхность батолита куполообразная, но неровная – с выступами, углублениями, отростками и располагается на глубине 1-5 км. Батолиты чаще всего образованы кислой магмой, богатой кремнезёмом –
гранитами.
Штоки (от нем. Stock – палка, ствол) – небольшие, площадью
до 100 км2, изометричные в плане тела, вытянутые в вертикальном
направлении и сложенные магматическими породами разного состава. Имеют округлую или эллипсообразную форму поперечного сечения. Сходны с батолитами, но имеют меньшие размеры. Некоторые
из них представляют собой куполообразные выступы на поверхности
батолита. Стенки штока обычно крутопадающие, неправильных очертаний.
Бисмалиты (от греч. бисма – пробка) – интрузивные тела,
напоминающие по форме пробки. Представляют собой позднюю стадию формирования лакколита: в тех случаях, когда давление вязкой
(кремнекислотной) магмы превышает вес вышележащих слоёв, в
кровле лакколита может появиться система трещин, куда внедряется
магма с образованием секущего цилиндрического тела. Бисмалиты
могут достигать поверхности Земли или оканчиваться в толще осадочных пород, приподнимая их в виде купола.
Этмолиты (от греч. этмос – воронка) – тела чашеобразной
формы, расширяющиеся кверху наподобие огромной воронки. Вмещающие осадочные слои по отношению к нижней крутопадающей
поверхности этмолита наклонены вниз. Предполагают, что этмолит
формируется на поздней стадии развития мощного силла по схеме:
силл → лополит → этмолит.
Гипабиссальные интрузии. Гипабиссальные интрузии образуются на относительно небольших глубинах и часто приспосабливаются к условиям залегания вмещающих пород. При внедрении они
используют все ослабленные зоны независимо от их положения в
97
пространстве. Для гипабиссальных интрузий характерны дайки, жилы, лакколиты, лополиты, факолиты, силлы (см. рис.4.4).
Дайки – вертикально либо наклонно расположенные плито(пластино)-образные тела, чётко ограниченные параллельными
стенками и пронизывающие вмещающие их породы. Магма, в первую
очередь, проникает в трещины и, заполняя их, образует дайки. Дайки
сложены породами различного состава – от ультраосновных до кислых. Они имеют большую длину при малой толщине. Длина даек
обычно измеряется сотнями метров и километров, а толщина – метрами и десятками метров. Часто они образуют целые системы общего
простирания, либо веерообразно расходятся от более крупного интрузивного тела; иногда встречаются системы кольцевых даек.
Жилы – протяжённые в двух направлениях тела, сходные по
форме с дайками. Жилы имеют неровные волнистые стенки, в отличие от даек часто ветвятся, переплетаются, делятся на линзы и т.п. и
имеют гораздо меньшие размеры.
Дайки и жилы обычно отходят от более крупного интрузивного тела, залегающего на глубине. Часто дайки заполняют связующие
каналы между магматическим очагом и гипабиссальным конкордантным интрузивным телом. Одно из таких тел – лакколит.
Лакколиты (от греч. лаккос – яма) – тела грибообразной
формы. При формировании лакколитов магма приподнимает вышележащие слои осадочных пород и заполняет образовавшуюся пустоту, поэтому верхняя поверхность лакколита куполовидная, тогда как
нижняя – плоская, параллельная слоям. Лакколиты, как правило, образуются при внедрении кислой магмы, которая вследствие большой
вязкости с трудом проникает по плоскостям наслоения и скапливается на одном участке, приподнимая породы кровли. У некоторых лакколитов нижние поверхности наклонены в сторону подводящего канала, и тогда тело, напоминающее грушу, называется магматическим
диапиром (от греч. диапейро – протыкаю, пронзаю). Размеры лакколитов сравнительно небольшие – от сотен метров до нескольких километров в диаметре.
Факолиты (от греч. фако – линза) – тела, напоминающие выпуклые или вогнутые линзы. Они образуются при внедрении магмы в
ослабленные своды антиклинальных или синклинальных складок и
залегают в их ядре. Факолиты особенно характерны для ультраосновных пород.
98
Силлы – магматические пластовые залежи, образующиеся в
случае, когда магма внедряется в межпластовые пространства горизонтально или наклонно залегающих пластов. Силлы часто бывают
большими по протяжённости и достигают по мощности сотен метров;
располагаются они в несколько ярусов, иногда связанных друг с другом дайками. Силлы слагаются чаще всего основными, реже средними породами.
Лополиты (от греч. лопас – миска, чаша) – блюдцеобразные
тела, обычно выпуклые книзу с опущенной центральной частью и
приподнятыми краями. Лополит образуется в тех случаях, когда внедрившаяся в земную кору магма близко подходит к земной поверхности и подстилающие лополит осадочные породы прогибаются под
тяжестью магмы в область магматического очага. Прогиб в средней
части придаёт лополитам сходство с гигантской чашей с отношением
мощности к диаметру примерно 1:10. Лополиты не нарушают слоистость вмещающих пород и чаще всего сложены породами основного
или ультраосновного состава.
Гарполиты (от греч. гарпос – серп) – интрузивные тела серповидной формы, питающий канал которых расположен под одним из
концов «серпа». Образуются гарполиты в результате внедрения магмы вдоль древнего кристаллического субстрата и залегающих на нём
слабо дислоцированных толщ.
Апофиза (от греч. апофизис – отросток) – жилоподобное ответвление, отходящее от магматического тела во вмещающие породы, связь с которым можно непосредственно проследить. Она обычно
сложена породой, сходной с главным магматическим телом, но отличается мелкокристаллическим или порфировидным строением. Апофизами иногда называют и мелкие рудные жилы, отходящие от главной жилы.
Хонолиты (от греч. хонево – отливаю) – интрузивы неправильной формы, образовавшиеся в наиболее ослабленной зоне вмещающих пород, как бы заполняющие пустоты в толще. Хонолиты
обычно сложены гранитоидами.
Вблизи поверхности Земли вязкая кислая магма нередко образует тела куполовидной формы, промежуточные по структуре между интрузивными и излившимися. В этих породах иногда сохраняются
следы выдавливания в виде специфичной луковичной текстуры – купола.
99
Некки (от англ. neck – горлышко, шея) – тела трубообразной
формы, представляющие собой отпрепарированные лавовые пробки,
застывшие в жерле вулкана. Поскольку некки тесно связаны с поверхностными телами, их относят к категории субвулканических тел.
4.3.3. Вулканизм
Формы вулканических извержений. Если жидкий магматический расплав достигает земной поверхности, происходит его извержение, характер которого определяется составом расплава, его
температурой, давлением, концентрацией летучих компонентов и
другими параметрами.
Одной из самых важных причин извержений магмы является
её дегазация. Именно газы, заключённые в расплаве, служат тем
«движителем», который вызывает извержение. Способ и скорость отделения летучих компонентов определяют три главные формы извержений (рис.4.5).
1. Эффузивное извержение – когда газы выделяются из магмы относительно спокойно и происходит излияние лавовых потоков –
эффузия (от лат. effusio – разлитие, растекание).
а
б
Рис.4.5. Формы вулканических извержений:
а – эффузия; б – экструзия; в – эксплозия
в
2. Эксплозивное извержение – когда газы отделяются быстро, происходит мгновенное вскипание расплава и магма разрывается
расширяющимися газовыми пузырьками, вызывающими мощное
взрывное извержение – эксплозию (от франц. explosion – взрыв).
100
3. Экструзивное извержение – когда магма вязкая и температура её невысока, расплав медленно выжимается, выдавливается на
поверхность, происходит экструзия (от англ. extrusion – выталкивание).
Продукты извержения вулканов. Вулканические продукты при извержениях бывают жидкими, твёрдыми и газообразными.
Газообразные продукты действующих вулканов включают:
водяной пар, оксиды углерода (СО2, СО), азот (N2), оксиды серы (SO2,
SO3), газообразную серу (S), водород (H2), аммиак (NH3), хлористый
водород (HCl), фтористый водород (HF), сероводород (H2S), метан
(CH4), борную кислоту (Н3ВО3), хлор (Cl2), аргон и др., хотя преобладают вода (Н2О) и углекислый газ (СО2). Присутствуют хлориды щелочных металлов и железа. Состав газов и их концентрация очень
сильно меняются в пределах одного вулкана от места к месту и во
времени, зависят они и от температуры (табл.4.1), и, в самом общем
виде, от степени дегазации мантии, т.е. от типа земной коры.
Таблица 4.1
Зависимость состава вулканических газов от температуры
Температура, C
1200-800
800-100
100-60
60
Состав вулканических газов без воды
O2, HCl, CO2, H2O, H2S, SO2
HCl, SO2, H2S, CO2, N2, H2
H2, CO2, N2, SO2, H2S
CO2, N2, H2
Жидкие продукты вулканов представлены лавой (от лат.
laver – мыть, стирать) – магмой, вышедшей на поверхность и уже
сильно дегазированной. Главные свойства лавы – химический состав,
вязкость, температура, содержание летучих компонентов – определяют характер эффузивных извержений, форму и протяжённость лавовых потоков. Шире всего распространены основные – базальтовые
лавы.
Базальтовые лавы при выходе на поверхность имеют высокую температуру (до 1100-1200 С) и малую вязкость. Такие жидкие,
подвижные лавы текут со скоростью до 60 км/ч при небольших уклонах, образуя лавовые «реки». Если рельеф слабо расчленённый, то
жидкие базальты образуют обширные покровы. На таких подвижных
базальтовых лавах быстро образуется корка мощностью в десятки
сантиметров, под которой ещё долгое время лава остается раскалённой.
101
Поверхность базальтовых лавовых потоков нередко имеет
вид толстых канатов, причудливо изгибающихся. Такие лавы называются канатными лавами (или пахоэхоэ). Ниже сморщенной в «канаты» поверхности потока часто возникают полости, трубы и туннели, с потолков которых свисают лавовые «сосульки». Для более вязких лав характерна глыбовая поверхность, называемая «аа»-лавой,
которая состоит из остроугольных, часто с шипами и отростками обломков, являющихся раздробленной остывшей коркой.
Базальты, изливающиеся в подводных условиях, образуют
подушечные лавы (или пиллоу-лавы), размер «подушек» достигает
нескольких метров. В разрезе «подушек» отчётливо видны внешняя
быстро застывшая стекловатая корка и более раскристаллизованное
внутреннее ядро, нередко имеющее радиальную отдельность. Промежутки между лавовыми «подушками» заполнены либо осадочным
материалом, либо продуктами разрушения лав – мелкими стекловатыми обломками.
Нередко поверхность лавового потока, изливающегося в
океане, море, озере или во льдах, очень быстро охлаждается, превращаясь в вулканическое стекло, которое, растрескиваясь в воде,
образует массу пластинчатых осколков стекла. Подобные потоки называются гиалокластитами. В Исландии лавы, проходя подо льдом,
формировали потоки гиалокластитов в десятки километров длиной.
Более кислые, вязкие и низкотемпературные лавы (андезитовые, дацитовые, риолитовые) образуют сравнительно короткие и
мощные потоки, обладающие вполне закономерным строением
(рис.4.6, а). Лавовый поток, быстро остывая на поверхности, покрывается глыбовой коркой. Эта корка, достигая фронтальной части потока, обрушивается вниз, формируя раскалённую осыпь, на которую
лавовый поток накатывается, как гусеница танка. Так образуется лавовая брекчия в подошве и в кровле потока.
а
б
Рис.4.6. Строение лавового потока: а – поток во время движения; б – поток после
остывания; 1 – «аа»-лава, глыбовая корка; 2 – расплав внутренней части потока;
3 – лавовая брекчия в подошве потока; 4 – скатывание застывших глыб с фронтальной части потока; 5 – столбчатая отдельность
102
Средняя часть лавового потока остывает гораздо медленнее,
и в ней, благодаря сокращению объёма, возникают трещины растяжения, растущие как от подошвы вверх, так и от кровли вниз. Ведущей силой здесь является термонапряжение. Как только температура
упадет настолько, что возникающие термонапряжения превысят
прочность породы, она разорвётся на некотором расстоянии, так как
далее температура ещё будет слишком высока. Таким образом, трещины продвигаются прерывисто снизу вверх и сверху вниз, встречаясь ниже середины потока, потому что остывание сверху идёт быстрее. Образуется так называемая столбчатая отдельность (рис.4.6, б),
всегда располагающаяся перпендикулярно поверхности охлаждения,
т.е. рельефу подошвы потока.
Твёрдые продукты и частично первоначально жидкие вулканические продукты, имеющие различную форму и размеры, образуются во время эксплозивных извержений. В зависимости от силы газовых взрывов и состояния вулканического материала – жидкого или
твёрдого – происходит либо разбрызгивание расплава, либо его разрыв и распыление на значительном пространстве.
При слабых взрывах расплёскиваемая лава образует по краям кратера скопления спёкшихся «лепёшек» и «капель» лавы и такие
конусы называются капельными, а породы – агглютинатами.
При сильных взрывах раскалённые, ещё жидкие лавы выбрасываются в воздух по параболическим траекториям на десятки и сотни метров. Закручиваясь в воздухе и остывая, они падают на склоны
вулкана, обладая грушевидной или крученой формой, и при размерах
в сантиметры и более называются вулканическими бомбами. Часто
куски лавы, застывая в воздухе, превращаются в стекловатые шлаки,
которые, падая на землю, также спекаются в плотную массу. Во время взрывов газовой струёй захватываются уже ранее затвердевшие
вулканические породы, образуя бомбы, несущие на поверхности следы растрескивания и оплавления. Иногда жидкая центральная часть
бомбы раздувается, и тогда на её поверхности появляются трещины,
напоминающие хлебную корку. Скопление вулканических бомб образует агломерат.
Если выброшенный вулканический материал имеет размерность от 1 до 5 см, то он называется лапиллями, а более мелкий –
вулканическим песком, пеплом и пылью. Пыль обладает микронной
размерностью и разносится на тысячи километров. Так, при грандиозном взрыве вулкана Кракатау в 1883 г. тончайшая пыль трижды
103
обошла в верхних слоях атмосферы весь земной шар, вызвав образование серебристых облаков.
Мощные взрывы, дробящие уже отвердевшие вулканические
породы и распыляющие жидкую лаву, выбрасывают в воздух не
только бомбы и обломки стекла, но и кристаллы минералов и их обломки. Такие мелкообломочные вулканические породы, состоящие из
ювенильного (т.е. принадлежащего магме данного извержения) и резургентного (раздробленные породы вулкана) материала, называются туфами, размер обломков в которых колеблется от 1-2 до долей
миллиметра. В целом для всех рыхлых продуктов вулканических извержений используется термин тефра.
Типы вулканических построек. В общем виде вулканы
подразделяются на линейные и центральные.
1. Линейные вулканы (трещинного типа) (рис.4.7) – обладают
протяжёнными подводящими каналами, связанными с глубоким расколом (трещиной). Как правило, из таких трещин изливается базальтовая жидкая лава, которая, растекаясь в стороны, образует крупные
лавовые покровы. Вдоль трещин возникают пологие валы разбрызгивания, широкие плоские конусы, лавовые поля. Часто трещины возникают параллельно друг другу. В случае магмы более кислого состава образуются линейные экструзивные валы и массивы, сложенные выжатой лавой. Когда происходят взрывные извержения, то могут возникать эксплозивные рвы протяжённостью в десятки километров.
Рис.4.7. Вулкан трещинного типа
104
2. Вулканы центрального типа (рис.4.8) имеют центральный
подводящий трубообразный канал, или жерло, ведущее к поверхности от магматического очага. Жерло оканчивается расширением, называемым кратером, который по мере роста вулканической постройки перемещается вверх. Кратеры меняют свою форму и размеры после каждого извержения. У вулкана центрального типа, кроме главного кратера, могут быть и побочные (паразитические) кратеры, расположенные эксцентрично на его склонах и приуроченные к кольцевым или радиальным трещинам. Нередко в кратерах существуют озёра жидкой лавы. В других случаях, когда лава обладает высокой вязкостью, в кратерах растут купола выжимания, закупоривающие жерла подобно пробке, что приводит к сильнейшим взрывным извержениям, когда давление газов вышибает «пробку» из жерла.
Среди центральных вулканов выделяют:
- стратовулканы – вулканы правильной конусообразной формы, которые сформированы слоями лавы и раздробленных горных
пород;
- лавовые – вулканы, конусы которых образованы застывшей
лавой;
- шлаковые – вулканы, конусы которых образованы обломками камней и пеплом, скопившимися вокруг кратера после извержения
вулкана.
Рис.4.8. Вулкан центрального типа: 1– кальдера; 2 – сома; 3 – конус; 4 – кратер;
5 – жерло; 6 – лавовый поток; 7 – вулканический очаг; 8 – атрио
105
Кратер у активных, многократно извергающихся вулканов
часто бывает разрушен в верхней части и преобразован в большую
котловину, именуемую кальдерой. Формирование кальдеры связано с
выбросом при взрыве огромного количества материала, слагающего
вершину конуса, или с его проседанием в канал или вулканический
очаг, уже исчерпанный предыдущими извержениями. Диаметр кальдер измеряется километрами. При последующих извержениях в центре кальдеры может возникнуть новый конус со своим кратером и
жерлом (пример – двухконусный вулкан Крашенинникова на Камчатке). Дугообразный вал кальдеры (остаток разрушенного кратера) называется соммой, а кольцевая долина между соммой и молодым конусом – атрио (от лат. atrium – передний зал в древнеримском доме).
На рис.4.8 представлена общая схема строения вулкана центрального типа.
Общие очертания и размеры вулканов очень разнообразны,
различен процесс извержения и по продолжительности: в одних случаях он кратковременный и ограничивается одним выбросом, в других – растянут на многие сутки и месяцы.
Типы вулканов. Классификация вулканических извержений
затруднена ввиду многообразия этого процесса и многообразия причин, его вызывающих. Основные классификации обусловлены, главным образом, химическим составом магмы (лавы), её температурой,
вязкостью, насыщенностью газами.
По характеру извержений и их продуктам деятельность вулканов разделяют на следующие категории:
- эффузивная (надводная и подводная) – с преобладанием
жидкой лавы: жидкая лава спокойно изливается на поверхность из
кратеров или трещин и, застывая, образует покровы до нескольких
сотен квадратных километров;
- эксплозивная (газово-взрывная) – с выделением огромной
массы газов и частыми сильными взрывами: магма, приближаясь к
поверхности, накаляется и вскипает – происходит взрывное извержение вулкана, при котором из кратера происходит выброс газов,
раздробленных горных пород (пирокластических материалов), пепла;
- пирокластовая (смешанная) – с преобладанием твёрдых
продуктов извержения, хотя лава и газы здесь тоже выделяются:
вязкая лава под невысокой температурой медленно выдавливается
на поверхность, образуя вулканический купол; процесс может завершаться взрывами.
106
В каждой категории извержений вулканов выделяется несколько типов. Типы принято называть по вулкану, извержение которого является образцом для данного типа (рис.4.9). Классификация
вулканов по типу извержений условна, так как многие вулканы занимают промежуточное положение между выделенными категориями.
Некоторые вулканы со временем меняют тип извержения, главным
образом, в связи с изменением состава магмы, переходя из одной категории в другую (например, Везувий). Среди современных извержений на суше преобладают экплозивные, в океане и на океанических
островах – эффузивные.
а
б
в
г
д
Рис.4.9. Типы вулканов: а – гавайский (щитовой); б – океанических плит;
в – стромболианский; г – этнинский; д – пелейский; 1 – застывшая лава;
2 – жидкая лава; 3 – облако газов; 4 – бомбы и шлаки; 5 – пепел и бомбы;
6 – «палящая» туча; 7 – обелиск вязкой лавы
107
Эффузивные наземные извержения проявляются на океанических островах и на побережьях континентов и связаны с основной,
базальтовой, магмой.
- Исландский тип. Это типичное трещинное извержение основной лавы (см. рис.4.7). В современной Исландии вулканы размещаются преимущественно в юго-восточной части острова. К востоку
от вулканической горы Гекла во время землетрясения в 1783 г. образовалась зияющая трещина вулкана Лаки, прослеживающаяся на
24 км. После сильного взрыва из трещины вырвалась масса пепла и
шлака, а затем стала извергаться лава. Вдоль трещины возникли
34 больших и 60 маленьких конусов и кратеров. Кратеры наполнились лавой, начавшей растекаться многочисленными потоками. Лава
была очень жидкой и растекалась со значительной скоростью. Подобные трещинные извержения наблюдались также на Гавайских
островах, в Японии, на Камчатке (например, извержение вулкана
Плоский Толбачик в 1975 г.).
- Гавайский тип (рис.4.9, а). Извержения этого типа по характеру и продуктам близки к трещинным, но излияния происходят через широкий трубообразный канал, достаточно спокойно, без взрывов и газовых выбросов.
Гавайский тип характеризуется извержениями очень жидкой,
высокоподвижной (текучей) базальтовой лавы, формирующей огромные плоские щитовые вулканы. Пирокластический материал практически отсутствует, часто образуются лавовые озёра, которые, фонтанируя на высоту в сотни метров, выбрасывают жидкие куски лавы
типа «лепёшек», создающие валы и конусы разбрызгивания. Лавовые
потоки небольшой мощности растекаются на десятки километров.
Эффузивные подводные извержения. Эти извержения являются самыми многочисленными и наименее изученными. Они приурочены к рифтовым структурам, отличаются господством базальтовых лав. На дне океана при глубине 2 км и более давление воды
столь велико, что взрывов не происходит, а значит, и пирокластического материала практически не возникает. Под давлением воды даже жидкая базальтовая лава далеко не растекается, образует короткие куполообразные тела или узкие и длинные потоки, покрытые с
поверхности стекловатой коркой (рис.4.9, б). Отличительной чертой
подводных вулканов, находящихся на больших глубинах, является
обильное выделение гидротермальных растворов, содержащих высокое количество меди, свинца, цинка и других цветных металлов.
108
Подводные вулканы в области шельфа по характеру извержения приближаются к наземным – исландского или гавайского типа.
Наряду с эффузивной здесь наблюдается пирокластовая и эксплозивная вулканическая деятельность.
Пирокластовые извержения характеризуются выбросами как
лавы, так твёрдых и газообразных продуктов. Они образуют вулканы
центрально-кратерного типа, обладающие конусами правильной
формы. Обычно эти конусы состоят из переслаивания лавы и твёрдых
продуктов (вулканические бомбы, пепел, песок, пыль и т.д.), в связи
с чем их называют слоистыми, или стратовулканами.
Примерами таких вулканов могут служить вулканы Италии:
Этна – высочайший вулкан Европы (более 3263 м), расположенный
на острове Сицилия; Везувий (высотой около 1200 м), расположенный близ Неаполя; Стромболи и Вулкано из группы Липарских островов в Мессинском проливе. К этой же категории относятся многие
вулканы Камчатки, Курильских и Японских островов и западной части
Кордильерского подвижного пояса. Лавы данных вулканов различны: от основных (базальтовых), андезитобазальтовых, андезитовых
до кислых (липаритовых). Среди них условно выделяют несколько
типов вулканов.
Стромболианский тип (рис.4.9, в). Характерен для вулкана
Стромболи, поднимающегося в Средиземном море до высоты 900 м.
Лава этого вулкана главным образом базальтового состава, но более
низкотемпературная, чем лава вулканов гавайских островов, поэтому
менее подвижная, вязкая и насыщена газами. Извержения происходят ритмично, через определённые короткие промежутки времени –
от нескольких минут до часа.
Газовые взрывы выбрасывают на относительно небольшую
высоту раскалённую лаву, которая выпадает затем на склоны вулкана в виде спирально завитых бомб и шлака (пористые, пузыристые
куски лавы). Характерно, что пепла выбрасывается очень мало.
Этнинский (везувианский, плинианский) тип (рис.4.9, г). Одно
из своих названий он получил по имени римского учёного Плиния
Старшего, погибшего при извержении Везувия в 79 г. н.э., уничтожившего три больших города – Геркуланум, Стабию и Помпеи. Одним
из ярчайших примеров таких извержений является вулкан Этна.
109
Для вулканов этнинского типа характерны различные лавы,
чаще всего средние андезитовые, андезитобазальтовые, иногда андезитодацитовые и даже липаритовые, обладающие относительно
большой вязкостью, малой подвижностью и насыщенностью газами.
Извержения таких вулканов нередко происходят внезапно, с большими взрывами, выбрасывающими большое количество лавы, выпадающей на склоны вулканической горы и на смежные участки в виде
огромного количества вулканического пепла, песка, лапиллей и
бомб. Лава, вытекая из кратера, медленно движется в виде отдельных потоков. Скорость движения этих потоков относительно невелика. Длина лавовых потоков тоже небольшая: от 1-2 до 15-30 км. Характерной особенностью ряда вулканов данного типа является наличие побочных кратеров, располагающихся на склонах основного вулкана.
К этому же типу относится грандиозный взрыв вулкана Кракатау в 1883 г. в Зондском проливе между островами Суматра и Ява,
звук от которого был слышен на расстоянии до 5000 км, а вулканический пепел достиг почти стокилометровой высоты. Извержение сопровождалось возникновением огромных (25-40 м) волн в океане –
цунами, от которых в прибрежных районах погибли десятки тысяч
человек. На месте группы островов Кракатау образовалась гигантская кальдера.
Эксплозивные извержения характеризуются огромным количеством газа и пара и малым количеством лавы; иногда лава отсутствует. Твёрдые продукты обычно бывают сильно раздроблены, перетёрты и представлены пеплом. Извержения связаны чаще всего с
магмой кислого или среднего состава. Магматические очаги, питающие эти вулканы, располагаются на большой глубине, и магма из них
не всегда достигает поверхности Земли.
Типичным является Пелейский тип (рис.4.9, д). Он характеризуется образованием грандиозных раскалённых лавин или «палящих» туч, а также ростом экструзивных куполов чрезвычайно вязкой
лавы (обелисков). Своё название этот тип получил от вулкана МонПеле на острове Мартиника в группе Малых Антильских островов, где
8 мая 1902 г. взрывом была уничтожена вершина дремавшего до этого вулкана, и вырвавшаяся из жерла тяжёлая раскалённая туча гигантских размеров почти мгновенно уничтожила город Сен-Пьер со
всеми жителями. «Палящая» туча состояла из взвеси в горячем воздухе раскалённых обломков пепла, пемзы, кристаллов, вулканиче110
ских пород. Обладая высокой плотностью, эта масса, как лавина, с
огромной скоростью устремилась вниз по склону вулкана. После извержения из жерла начала выдвигаться экструзивная «игла» вязкой
магмы, которая, достигнув высоты 300 м, скоро разрушилась.
Извержение такого же типа произошло 30 марта 1956 г. на
Камчатке, где грандиозным взрывом была уничтожена вершина вулкана Безымянного. Пепловая туча поднялась на высоту 40 км, а по
склонам вулкана сошли раскалённые лавины, оставив после себя
плащи пепла и пемзовые лапилли, которые, растопив обильные снега, дали начало мощным грязевым потокам. Высокая подвижность
«палящих» туч достигается за счёт выделения газов из раскалённых
частиц, которые поддерживаются давлением газа, подобно кораблю
на воздушной подушке.
Нередко эксплозивные извержения происходят в мелководных условиях. Тогда их отличает образование огромного количества
пара, возникающего от соприкосновения горячей магмы с водой. Такие извержения называют гидроэксплозивными.
В табл.4.2 представлены сравнительные характеристики самых смертоносных вулканических извержений. Число жертв указано
приблизительно.
Таблица 4.2
Самые смертоносные извержения вулканов
Вулкан
Тамбора
Кракатау
Мон-Пеле
Невадо-дель-Руис
Везувий
Ундзэн
Келут
Лаки
Килауэа
Страна
Индонезия
Индонезия
Мартиника
Колумбия
Италия
Япония
Индонезия
Исландия
США
Год
1815
1883
1902
1985
1631
1792
1586
1783
1790
Число жертв
71000
36417
30121
24800
18000
15000
10000
9350
5405
Поствулканические явления. После извержений, когда
активность вулкана либо прекращается навсегда, либо он «дремлет»,
на самом вулкане и в его окрестностях сохраняются процессы, связанные с остыванием магматического очага и называемые поствулканическими.
Фумаролами (от лат. fumare – дымиться) называются выходы
вулканических газов на поверхность. Очень часто фумаролы приуро111
чены к радиальным и кольцевым трещинам на вулканах. Фумарольные газы связаны как с первичной дегазацией магматического расплава, так и с нагреванием грунтовых вод и превращением их в пар.
Фумаролы подразделяются на сухие высокотемпературные,
кислые, щелочно-нашатырные, сернистые или сероводородные
(сольфатары, от итал. solfo – сера), углекислые (мофеты, от итал.
mofeta – вредное испарение). Знаменитые фумаролы вулкана Сольфатара около Неаполя действуют уже тысячи лет без изменения.
Мофеты, располагающиеся в котловинах, опасны для жизни, так как,
будучи тяжелее воздуха, углекислый газ скапливается в их придонной части, что служит причиной гибели людей и животных.
Термы представляют собой горячие источники, широко распространённые в областях современного и новейшего вулканизма.
Однако не все термы связаны с вулканами, так как с глубиной температура увеличивается, и в районах с повышенным геотермическим
градиентом циркулирующая атмосферная вода нагревается до высоких температур. Горячие источники вулканических областей, например в Йеллоустоунском парке США, в Италии, Новой Зеландии, на
Камчатке, на Кавказе, обладают изменчивым составом воды и разной
температурой, поскольку грунтовые воды смешиваются в разной
пропорции с вулканическими газами и по-разному реагируют с вмещающими породами, через которые они просачиваются на глубину.
Воды
бывают
натриево-хлоридными,
кислыми
сульфатнохлоридными, кислыми сульфатными, натриево- и кальциевогидрокарбонатными и др. Нередко в термальных водах содержится
большое количество радиоактивных веществ, в частности радона.
Горячие воды изменяют окружающие породы, откладывая в них оксиды и сульфиды железа и изменяя их до глины, превращающейся в
кипящую грязь, как, например, в районе Паужетки на Камчатке, где
известны многочисленные булькающие «котлы» с красноватой грязью температурой около 100 С. Часто вокруг источников накапливаются отложения кремниевой накипи или туфа, а если воды содержат
карбонат кальция, то откладывается известковый туф.
Гейзеры (от исланд. geysir – извергающий, бьющий струёй) –
это горячие источники, вода которых периодически фонтанирует и
выбрасывается вверх на десятки метров. Первоначально Гейзером
называли мощный фонтанирующий горячий источник в Исландии,
струя которого более 200 лет назад била вверх на 60 м каждые пол112
часа. Ряд гейзеров, связанных с вулканическими районами, функционирует в Исландии, на Камчатке, в США, Новой Зеландии, Японии и
др. Гейзеры – явление редкое, во всём мире их всего около тысячи,
примерно половина находится в Йеллоустоунском национальном парке в штате Вайоминг США. Высота фонтана у гейзеров, так же как и
температура воды на выходе, сильно различается, но последняя
обычно колеблется в пределах от 75 до 100 С. Характерной чертой
гейзеров является их короткая жизнь, часто они «умирают» за счёт
обвалов стенок канала, понижения уровня грунтовых вод и т.д. Наиболее грандиозным гейзером был Уаймангу («Крылатая вода») в Новой Зеландии, существовавший всего 5 лет и выбрасывавший мощный фонтан почти на 500 м вверх. Интервалы между извержениями у
гейзеров варьируют от нескольких минут до многих часов и дней.
Большое количество растворённых веществ в горячей воде гейзеров
откладывается вокруг их устья, образуя скопления гейзеритов.
Механизм функционирования гейзера состоит в следующем:
в трубообразном канале, заполненном водой, нижняя часть её столба
нагревается выше точки кипения. Однако вес столба воды предотвращает вскипание. Наконец, кипение всё же начинается в каком-то
месте, и ряд расширяющихся пузырей выталкивает часть воды из
столба, что сразу же вызывает падение давления внизу столба воды,
и мгновенно начинается бурное кипение. Процесс идет лавинообразно, пока вся вода не превратится в пар и он не вытолкнет вверх всю
горячую воду. Затем канал вновь наполняется водой, она нагревается, и процесс начинается сначала.
Геотермальная энергия – это важная сторона использования
вулканического тепла. Электростанции, работающие на естественном
перегретом паре, действуют в Италии, Исландии, Калифорнии, на
Северном острове Новой Зеландии, на Южной Камчатке и в ряде других мест. Сочетание благоприятных для выработки электроэнергии
условий – высокое давление пара, температура выше точки кипения
воды, большой её приток – встречается нечасто. Проблемой является
также очень быстрая коррозия металлических труб при контакте с
агрессивными горячими водами, которые к тому же откладывают на
стенках труб карбонат кальция и кремнезём, закупоривая их. Горячие
воды используются для обогрева жилищ, парников и теплиц.
113
4.4. Метаморфизм
Общая характеристика метаморфизма. Горная порода
после своего формирования может попасть в такую геологическую
обстановку, которая будет существенно отличаться от обстановки
образования породы и на неё будут оказывать влияние различные
эндогенные силы: температура, давление вышележащих толщ, глубинные флюиды (растворы и газы) и др.
Метаморфизм (от греч. метаморфо – преобразуюсь, превращаюсь) – процесс преобразования горных пород под воздействием
эндогенных факторов при сохранении твёрдого состояния пород.
Процессу метаморфизма подвергаются все группы пород –
магматические, осадочные и метаморфические, если они попадают в
новые условия. В физико-химических условиях, отличных от тех, в
которых образовались горные породы, происходит изменение их минерального, а нередко и химического состава, структуры и текстуры.
Если в процессе метаморфизма химический состав пород не
изменяется, то говорят, что преобразование происходит изохимически. Если имеет место значительное изменение химического состава
пород за счёт привноса–выноса компонентов, то процесс метаморфизма протекает аллохимически (метасоматически).
Изменение структуры и текстуры пород обычно происходит в
процессе перекристаллизации исходного вещества.
Особенность метаморфических процессов заключается в том,
что они протекают с сохранением твёрдого состояния системы, без
существенного расплавления пород. В зависимости от интенсивности
метаморфических процессов наблюдается постепенный переход от
слабо изменённых пород, сохраняющих состав и структуру исходных,
до глубоко преобразованных пород, первичная природа которых
практически утрачена.
Метаморфизм представляет
собой
сложное физикохимическое явление, обусловленное комплексным воздействием температуры, давления и химически активных веществ. В природных условиях в различных участках земной коры совместно проявляются
несколько факторов метаморфизма, однако масштаб их проявления в
целом и относительная роль каждого фактора в метаморфическом
процессе определяются конкретной геологической обстановкой.
114
Факторы и типы метаморфизма. Главными факторами
метаморфизма являются температура, давление и химически активные вещества – растворы и газы.
Изменение температуры и давления с глубиной описывалось
в разд.2.4.
Температура резко увеличивает скорость химических реакций, повышает интенсивность процессов перекристаллизации вещества, сильно влияет на процессы минералообразования. Геотермический градиент по земному шару изменяется от места к месту. В пределах устойчивых площадей земной коры (платформ) геотермический градиент не превышает 6-10 С, в то время как в подвижных
поясах (молодых горных сооружениях) он может достигать почти
100 С. Источниками высокой температуры в земной коре являются
распад радиоактивных элементов, магматические расплавы, которые,
остывая, отдают тепло окружающим горным породам, нагретые глубинные флюиды, тектонические процессы и ряд других факторов.
Давление вызывает механические деформации горных пород,
их дробление, расслоение, увеличение растворимости минералов,
выражается в образовании определённых структурно-текстурных
особенностей породы и специфических минералов (глаукофан, дистен и др.). При высоких давлениях породы переходят в пластичное
состояние. Выделяют давление всестороннее (гео-, лито- или петростатическое), обусловленное массой вышележащих горных пород, и
одностороннее (стрессовое, направленное), связанное с направленными тектоническими движениями. Всестороннее давление связано
не только с глубиной, но и с плотностью горных пород.
Химически активные вещества (флюиды), к которым относятся H2O, CO2, CO, CH4, H2, H2S, SO2 и другие, переносят тепло, растворяют минералы горных пород, переносят химические элементы, активно участвуют в химических реакциях и играют роль катализаторов. Значение флюидов иллюстрируется тем, что в так называемых
«сухих системах» (т.е. лишённых флюидов), даже при наличии высоких давлений и температур, метаморфические изменения почти не
происходят. Источники химически активных веществ – процессы дегазации в мантии, охлаждение магмы, процессы дегидратации осадочных пород.
115
По проявлению отдельных физико-химических факторов выделяют:
- термальный метаморфизм – основным фактором метаморфизма является высокая температура;
- динамометаморфизм – основным фактором метаморфизма
служит высокое давление;
- метасоматический метаморфизм (метасоматоз) – основным
фактором метаморфизма являются химически активные вещества
(флюиды).
Термальный метаморфизм. Возрастание температуры
приводит к дегидратации (обезвоживанию) минералов, формированию более высокотемпературных минеральных ассоциаций, лишённых воды, декарбонатизации карбонатных пород (известняков и др.)
и т.д.
Метаморфические преобразования начинаются, как правило,
при температуре выше 300 С, а прекращаются, когда температура
достигает точки плавления развитых в данном месте горных пород
(обычно около 1000 С).
В процессе термального метаморфизма каолинит, например,
переходит в андалузит
Al4[Si4O10](OH)8 → 2Al2O[SiO4] + 4H2O + 2SiO2
а кальцит – в воластонит
CaCO3 + SiO2 → CaSiO3 + CO2
Динамометаморфизм. Всестороннее давление способствует реакциям, идущим с сокращением объёма твёрдой фазы, и приводит к образованию минералов с более плотной упаковкой (большой
плотностью). Кроме того, геостатическое давление вызывает повышение температуры плавления минералов, расширяя тем самым интервал температурных преобразований в твёрдой фазе. В условиях
всестороннего давления формируются породы с однородной массивной текстурой.
Одностороннее давление (стресс) проявляется в деформации
пород и приводит к изменению их структурно-текстурных особенностей. Причиной возникновения направленного давления в глубинах
является, как правило, перемещение крупных блоков пород в земной
коре. Это может быть движение магмы или застывающего интрузива.
В толщах пород могут возникнуть трещины различной мощности и
длины, вдоль которых блоки пород могут перемещаться друг относительно друга, что также приводит к возникновению направленного
116
давления. Результатом направленного воздействия является изменение и упорядоченность ориентировки минералов в породе – своей
длинной осью или плоскостью спайности они располагаются перпендикулярно направлению давления. При этом формируются так называемые сланцевые текстуры, характерные для обширной группы метаморфических пород – сланцев.
Кроме того, при перемещении блоков пород происходит их
локальное дробление и перетирание до глинистого состояния в пределах плоскости их перемещения. Возникают новые породы, состоящие из обломков исходных пород, глинистого материала, сцементированные минералами и минеральными агрегатами, образовавшимися из растворов, циркулирующих в это время по трещинам и зонам
дробления.
Изменения геостатического и направленного давления с глубиной неодинаковы: геостатическое давление увеличивается, а направленное ослабевает. На глубинах свыше 10 км направленные
давления практически не проявляются, поскольку сокращение объёма пустотного пространства в условиях высокого геостатического
давления приводит к пересыщению породы растворами и преобразованию направленного давления в геостатическое. Однако и геостатическое давление контролируется не только глубиной. Согласно расчётным данным, его величина в подошве земной коры не превышает
1300 МПа. Между тем изучение минералов, полученных экспериментальным путём, и сопоставление их с естественными ассоциациями
минералов метаморфических пород показывают, что давления при
метаморфизме в земной коре могут достигать 2500 МПа. Отсюда следует, что при определённых условиях величина давления зависит не
только от массы вышележащих толщ пород, но в значительной степени и от процессов направленного сжатия (в том числе и в горизонтальном направлении), которые вызывают аномальное увеличение
давления на относительно небольших глубинах. Такой метаморфизм
называется катакластическим и происходит достаточно редко, поскольку областями его максимального проявления служат зоны глубинных разломов, являющиеся в то же время и основными путями
подъёма тепла и термальных растворов из недр.
Метасоматоз. Химически активные вещества – самый главный фактор метаморфизма, приводящий к изменению химического
состава пород. К ним, прежде всего, относятся вода и углекислота;
не меньшее значение имеет водород – газ, обладающий высокими
117
теплопроводностью и диффузионной способностью. В меньшем количестве в породах присутствуют: сероводород, фтороводородная и соляная кислота, азот.
В газово-жидком состоянии химически активные вещества
двигаются из областей с высокими температурами и давлением
(и сами являются носителями высоких температур и давлений) в зоны с низким давлением и при этом активно участвуют в преобразовании минералов и горных пород, повышают пόровое давление газов, которое снижает растворимость минералов. Было отмечено, что
при наличии высоких температур и давлений метаморфические процессы происходят слабо, если отсутствует движение химически активных веществ.
Разновидности метаморфизма. По изменению температуры и давления выделяют две разновидности метаморфизма:
- прогрессивный – процесс идёт с нарастанием значений температуры и давления, минералообразование идёт от низкотемпературных к высокотемпературным минеральным ассоциациям;
- регрессивный – процесс идёт при понижении значений давления и температуры, происходит образование низкотемпературных
минералов.
По особенностям пространственного распространения и масштабам проявления процесса различают региональный и локальный
(контактовый) метаморфизм.
Региональный метаморфизм проявляется на обширных участках и ему подвергаются огромные объёмы горных пород, развитые,
например, в горно-складчатых сооружениях. Региональный метаморфизм происходит с участием всех основных факторов (т.е. температуры, давления и химически активных веществ).
Локальный (контактовый) метаморфизм по сравнению с региональным характеризуется проявлением на гораздо меньших площадях и связан с местными активными зонами. Для локального метаморфизма характерно влияние одного или двух факторов (например,
тепла, выделяемого магматической интрузией).
Ультраметаморфизм. В обстановке регионального метаморфизма процессы преобразования пород могут достигать максимальной интенсивности, приобретая характер ультраметаморфизма.
Он обычно протекает на большой глубине в пределах складчатых областей, где термодинамические условия допускают частичное или
полное переплавление пород. Ультраметаморфизм представляет собой, по сути, переход от метаморфизма к магматизму. Главнейшими
118
процессами ультраметаморфизма являются анатексис, палингенез и
гранитизация.
Анатексис – частичное, избирательное выплавление минералов кварц-полевошпатового состава из исходных пород. В различных
количествах расплав такого состава может получаться из любых осадочных и пирокластических пород (за исключением карбонатов, эвапоритов и некоторых других).
Палингенез – полное переплавление исходных пород определённого состава с образованием гранитной магмы. Это явление
обычно связано с переплавлением гранитогнейсов и осадочных пород, химический состав которых отвечает гранитам.
Гранитизация – процесс химического и минерального изменения пород любого состава с превращением их в граниты. В процессе гранитизации исходная порода обязательно проходит стадию магматического расплава. Агентами гранитизации являются растворы,
которые вызывают расплавление исходной породы, а затем, диффундируя через расплав, изменяют его состав до состава гранитной
магмы. Компоненты гранитов при этом растворяются в образовавшейся магме, а компоненты, избыточные по отношению к составу
гранитной магмы, выносятся растворами за пределы магматического
очага.
Фации метаморфизма. В разных термодинамических условиях образуются соответствующие минеральные ассоциации, которые
в этих условиях находятся в физико-химическом равновесии, т.е.
стабильны. Опираясь на это явление, геологи ввели понятие метаморфической фации.
Фация (от лат. facies – лицо, облик) – это такие физикохимические условия, в которых образуются породы, минеральный состав которых находится в физико-химическом равновесии. Отсюда
следует, что минеральный состав пород есть функция химического
состава и физических условий метаморфизма.
В зависимости от интервала температур и давлений выделяют фации низких и высоких давлений, низких, средних и высоких
температур.
Но, как правило, название фациям дают по названию минеральных ассоциаций или пород в целом, соответствующих данной
фации.
Выделяют следующие основные группы метаморфических
фаций:
119
1. Зелёносланцевая фация – низкие температура и давление,
низкая ступень метаморфизма. Минералы: хлорит, серицит, кварц,
серпентин, зелёная роговая обманка, глаукофан. Породы: зелёные
сланцы, голубые сланцы.
2. Амфиболитовая фация – средние температура и давление,
средняя ступень метаморфизма. Минералы: амфиболы, гранаты,
слюды (биотит, мусковит). Породы: кристаллические сланцы, гнейсы,
амфиболиты.
3. Гранулитовая фация – высокие температура и давление,
высшая ступень метаморфизма. Минералы: кварц, полевые шпаты,
гранаты, пироксен. Породы: эклогиты, гранулиты.
Геологический круговорот. Таким образом, в обстановке
глубоких метаморфических преобразований пород стирается граница
между метаморфическими и магматическими процессами и завершается тот круговорот в природе (рис.4.10), идея которого ещё в начале XX века была высказана русским петрографом И.Д. Лукашевичем.
Рис.4.10. Круговорот горных пород в природе
120
Глава 5. ЭКЗОГЕННЫЕ ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
5.1. Гипергенез и кора выветривания
Понятие гипергенеза. Горные породы, сформировавшиеся
в недрах Земли и достигшие её поверхности, попадают в новые условия, где теряют первоначальную физическую и химическую устойчивость, т.е. начинается процесс их разрушения. Процессы разрушения
горных пород и минералов на поверхности Земли называют гипергенезом16 или выветриванием.
Гипергенез (от греч. гипер – над, сверху) – вся совокупность
физических, химических и биохимических процессов преобразования
твёрдого вещества земной коры (горных пород, минералов), происходящих на поверхности Земли. Обычно мощность зоны гипергенеза
не превышает десятков метров.
Гипергенез зависит от целого ряда факторов: колебаний
температуры, воздействия воды и воздуха, жизнедеятельности живых
организмов. Очевидно, что процессы гипергенеза обусловлены взаимодействием поверхностной части земной коры с атмосферой, гидросферой и биотой Земли. Сущность процессов гипергенеза заключается в перегруппировке атомов и образовании новых, устойчивых к условиям земной поверхности соединений.
Совокупность процессов выветривания очень сложна, определяется климатом, рельефом, органическим миром и временем. Разнообразные сочетания факторов обусловливают многообразие проявлений гипергенеза. Особенно велика роль климата, являющегося
одной из главных причин и движущих сил гипергенеза. Из всей совокупности климатических элементов наибольшее значение имеют тепло (приходно-расходный баланс лучистой энергии Солнца и др.) и
степень увлажнения (водный режим).
В зависимости от преобладания тех или иных факторов в
едином и сложном процессе гипергенеза различают два его взаимосвязанных типа: физический и химический. Кроме того, иногда выделяют биологический гипергенез, обусловленный жизнедеятельностью
живых организмов, но этот процесс связан либо с физическим воздействием (например, давление корней растений), либо с химиче-
16
Термин «гипергенез» был предложен А.Е. Ферсманом в 1922 г.
121
ским (например, воздействие органических кислот, выделяемых корнями растений и микроорганизмами).
Физический гипергенез. Физический гипергенез (дезинтеграция) горных пород складывается из дилатации и температурного
разрушения.
Дилатация (расширение, растяжение) – разрушение горных
пород, связанное с их расширением. Оно происходит, когда горные
породы, сформировавшиеся в условиях высоких давлений, попадают
на поверхность Земли. Здесь величина давления резко падает до
нормального атмосферного (760 мм рт. ст.). Сжатые и уплотнённые
под высоким давлением горные породы, не испытывая внешнего давления, начинают расширяться, при этом образуются трещины, приводящие к распаду пород.
Температурное разрушение – вызывается суточными и сезонными колебаниями температуры, сопровождающимися то нагреванием, то охлаждением поверхностной части горных пород. Наиболее
активно температурное выветривание проявляется в пустынях, полупустынях и высокогорных областях. Выделяют два основных механизма температурного разрушения.
1. Разные минералы обладают различной теплопроводностью, различными коэффициентами теплового расширения и сжатия.
Это приводит к ослаблению взаимных сил сцепления между зёрнами
минералов, слагающих полиминеральные горные породы, и, как
следствие, к растрескиванию пород и их распаду на отдельные обломки.
2. В горных породах в различном количестве всегда есть
микротрещины и поры, в которые попадает вода. В условиях низких
температур вода в микротрещинах замерзает, увеличивается в объёме и тем самым оказывает давление, за счёт которого микротрещины
увеличиваются, что ведёт к растрескиванию пород (так называемое
морозное выветривание). В условиях сухого и жаркого климата вода,
попавшая в трещины пород, испаряется, а соли, содержавшиеся в
ней, кристаллизуются. Образовавшиеся кристаллы солей также оказывают давление на трещины, что и влечёт за собой разрушение пород.
Таким образом, физический гипергенез приводит к механическому разрушению и распаду горных пород на отдельные минеральные зёрна без изменения их минералогического и химического состава.
122
Химический гипергенез. Химический гипергенез представляет собой разрушение горных пород за счёт протекания химических реакций под действием кислорода, углекислого газа, воды,
органических кислот. В результате происходит изменение химического состава пород. Химическими реагентами являются поверхностные
и подземные воды, часто минерализованные и содержащие О2, СО2 и
др.
Основными процессами химического разрушения являются
растворение, окисление, гидратация и гидролиз.
Растворение минералов и горных пород происходит под действием воды. Наиболее растворимы галогениды (хлориды), сульфаты,
карбонаты. В процессе растворения указанных пород в ряде мест
происходит образование различных карстовых форм на поверхности
и в глубине (см. разд.5.5). В качестве примера можно привести растворение галита:
NaCl ⇄ Na+ + Cl–
Установлено, что химические элементы, входящие в состав
горных пород, обладают разной способностью растворяться и выноситься водой, т.е. разной подвижностью. По этому признаку они делятся на следующие группы:
- элементы, которые энергично выносятся – Cl, Br, I, S;
- элементы, которые легко выносятся – Ca, Na, K, Mg, Zn, F;
- элементы подвижные – Mn, P, Cu, Ni, Co, Si, Ba;
- элементы инертные – Al, Fe, Ti, Sn.
Окисление происходит при действии кислорода и воды на
минералы, в состав которых входят железо, медь, марганец, алюминий. Наиболее интенсивное окисление наблюдается в сульфидах.
Например, окисление пирита протекает следующим образом:
2FeS2 + 7,5O2 + 7H2O  2Fe(OH)3 + 4H2SO4
Гидратация – это процесс вхождения в кристаллическую решётку минералов молекул воды. Типичный пример – превращение
ангидрита в гипс:
CaSO4 + 2H2O → CaSO42H2O
Гидролиз – это процесс разрушения кристаллической решётки под действием воды и растворённых в ней ионов (протекает главным образом в силикатах и алюмосиликатах). В результате гидролиза
полевых шпатов, например, их каркасная структура превращается в
слоевую, из кристаллической решётки выносятся растворимые соединения калия, натрия, кальция. Процесс гидролиза протекает в не123
сколько стадий, количество которых, как и конечный продукт, зависит от климатических условий. Так, при умеренном климате ортоклаз
превращается в каолинит, и на этом процесс завершается:
KAlSi3O8 + nH2O + CO2  K2CO3 + Al4(OH)8Si4O10 + SiO2nH2O
Если же эта реакция происходит в жарком и влажном климате, то процесс гидролиза продолжается, и каолинит переходит в боксит. Таким образом, при гидролизе силикатов и алюмосиликатов накапливаются глинистые минералы, за счёт вытеснения катионов образуются свободные оксиды и гидроксиды алюминия, железа, кремния, марганца.
В последние десятилетия большое значение придаётся процессам гипергенеза, происходящим под водой, с общим названием
гальмиролиз. В результате образуются Fe-Mn-Si-руды, глауконит и
глины.
Рассмотренные различные процессы гипергенеза, как правило, протекают совместно. Но интенсивность каждого из них не одинакова и зависит, прежде всего, от климата, т.е. от количества осадков и температуры.
Кора выветривания. Кора выветривания – это специфический продукт единого и сложного процесса гипергенеза. Под корой
выветривания понимают всю совокупность продуктов гипергенеза,
залегающих на месте образования или перемещённых на небольшое
расстояние и занимающих значительные площади.
В зависимости от того, остаются ли продукты гипергенеза на
месте своего образования или перемещаются в условиях расчленённого рельефа, различают элювий, делювий и коллювий.
Элювий (от лат. eluo – вымываю) – продукты разрушения, оставшиеся на месте, т.е. не сместившиеся после своего образования.
Они представляют собой обломочный материал разного размера (от
глыб до песков и глин) и образуют элювиальные отложения.
Делювий (от лат. deluo – смываю) – продукты выветривания,
которые смещены под действием силы тяжести или потоков воды с
места их образования вниз по склонам к подножию. В результате образуются делювиальные отложения.
Коллювий (от лат. colluvio – скопление, беспорядочная груда) – это делювий, достаточно быстро под действием силы тяжести
достигший подножия склона и прекративший своё движение (оползни, осыпи, обвалы). Образуемые при этом отложения называют коллювиальными.
124
Формирование коры выветривания проходит в три стадии:
1. Обломочная – характеризуется механическим разрушением
горных пород до обломочного (рыхлого) материала.
2. Сиаллитная – протекает гидролиз силикатов с образованием глинистых минералов (каолинита – на кислых породах, нонтронита – на основных).
3. Аллитная – происходит окисление глинистых минералов до
оксидов и гидроксидов алюминия, железа, марганца, кремния. Образуются минералы: лимонит, гематит, боксит, пиролюзит, опал, халцедон. Продукты этой стадии окрашены в красно-бурый цвет и похожи на обожжённый кирпич, поэтому их называют латеритами (от лат.
later – высушенный кирпич).
Развитие всех стадий зависит от климата, рельефа, состава
материнских пород и т.д. Минеральный состав коры выветривания, в
свою очередь, зависит от того, сколько стадий гипергенеза протекло
в массиве горных пород и каким был первичный химический состав
исходных (материнских) пород.
По форме и условиям залегания кόры выветривания делятся
на площадные и линейные.
Площадные кόры выветривания развиваются в виде покрова
или плаща, занимают местами обширные площади в десятки и сотни
квадратных километров, представляющие собой различные выровненные, тектонически спокойные поверхности рельефа.
Линейные кόры выветривания имеют линейное распространение в плане и приурочены к зонам повышенной трещиноватости, к
разломам и контактам различных по составу и генезису горных пород. В этих условиях происходит более свободное проникновение воды и связанных с ней химически активных компонентов, что вызывает интенсивный процесс химического выветривания.
По времени своего образования кόры выветривания делятся
на древние и современные.
Древние кόры выветривания формировались на разных геологических этапах развития земной коры и их возраст достигает миллионов и миллиардов лет.
Современной корой выветривания является почва.
125
5.2. Почва
5.2.1. Понятие почвы и её роль в биосферных процессах
Почва – естественно-историческое органоминеральное природное тело, возникшее на поверхности Земли в результате длительного действия биотических, абиотических и антропогенных факторов,
состоящее из твёрдых минеральных и органических частиц, воды и
воздуха, имеющее специфические генетико-морфологические признаки и свойства, обеспечивающие рост и развитие растений.
Почва представляет собой открытую динамическую многофазную полидисперсную биокосную систему. Значительные пространства поверхности суши в настоящее время покрыты разнообразными по составу и строению почвами, образующими в совокупности тонкую, но энергетически и геохимически очень активную оболочку, называемую педосферой.
Изучением происхождения, развития, строения, состава,
свойств, географического распространения и рационального использования почв занимается наука «почвоведение». Основоположником
почвоведения был великий русский учёный Василий Васильевич
Докучаев (1846-1903 гг.). Широкое развитие почвоведения произведено известными советскими учёными: К.Д. Глинкой, В.А. Ковдой,
М.А. Глазовской, Г.В. Добровольским, Б.Г. Розановым и др.
Г.В. Добровольский даёт такое понимание почвы: «Почва
возникла и развивается в результате совокупного воздействия на
горные породы воды, воздуха, солнечной энергии, растительных и
животных организмов». Указанные факторы говорят о единстве процессов гипергенеза и почвообразования.
Основным специфическим свойством почвы является плодородие – способность удовлетворять потребность растений в элементах питания, воде, обеспечивать их корневые системы достаточным
количеством воздуха, тепла для нормальной жизнедеятельности и
получения урожая.
Роль почвы в биосферных процессах чрезвычайно важна и
многогранна:
- без почв невозможна жизнь на Земле – продуцентам негде
расти;
- почва – центр образования биомассы и видообразования
живых организмов;
126
- с появлением почвы и живых организмов на ней возникла
жизнь в атмосфере;
- почва осуществляет связь между биогенными и абиогенными компонентами природы, чем достигается целостность биосферы;
- почва – регулятор окислительно-восстановительного потенциала;
- без почвы невозможна минерализация мёртвого органического вещества, образующегося в результате отмирания растений и
животных;
- почва – жилищное пространство для расселения человека и
животных;
- почва является опорой для живых организмов – растения и
животные сохраняют вертикальное положение;
- почва – источник пищи для растений и человека через них;
- почва обладает поглощающей способностью; благодаря
этому в ней удерживаются элементы питания растений;
- почва выполняет информационную функцию – сама «информирует» человека о своём происхождении;
- почва обладает буферностью и защитным экраном; она регулирует силу ветра, температуру, водный режим и другие климатические показатели; почва регулирует потоки химических элементов в
различных условиях;
- почва – регулятор стока воды; выпадающие осадки не полностью стекают в связи с особенностями рельефа, а частично впитываются почвой;
- почва способна накапливать различные полезные ископаемые (руды, торф, уголь);
- почва – регулятор газового состояния атмосферы (приземный слой почвы, дыхание почвы);
- в почву возвращается часть азота и углекислого газа путём
усвоения этих веществ почвенными микроорганизмами;
- почва поглощает и отражает солнечную радиацию, благодаря чему формируется энергетика нижних слоёв атмосферы, что
способствует возникновению природных зон;
- почва – источник твёрдого вещества;
- почва влияет на круговорот воды на земном шаре: трансформирует атмосферные осадки в почвенные грунтовые воды; воды
имеют определённый химизм (от различного содержания химических
127
веществ); влияет на формирование речного стока; почва – фактор
биопродуктивности водоёмов и водотоков;
- почва – средство сельскохозяйственного производства, объект труда и, как следствие, одно из условий существования человека.
Почва имеет ряд особенностей:
Почва – «живое тело», напоминающее по своему сложению
губку.
Почва населена живыми организмами, чего нет в геологических породах.
Почва очень неоднородна по составу.
Почва однотипна в пределах одинаковых форм рельефа.
Почва всегда связана с факторами почвообразования и с географической средой.
Почва характеризуется специфическими физико-химическими
свойствами.
Почва изменяется во времени.
Почва обладает плодородием.
5.2.2. Эволюция почвы
Почвообразование – сложный природный процесс перехода
горных пород в качественно новое состояние, который протекает при
взаимодействии минерального вещества земной коры с живыми организмами и продуктами их жизнедеятельности в условиях прямого
или косвенного влияния других факторов внешней среды. Другими
словами, почвообразовательный процесс – это совокупность явлений
превращения и передвижения вещества и энергии, протекающих в
почвенной толще под воздействием живых организмов.
Наиболее важными слагаемыми почвообразовательного процесса являются:
- создание органического вещества и его разрушение;
- аккумуляция органического и неорганического веществ в
верхних горизонтах почвы и их вынос;
- синтез и распад минералов;
- поступление воды в почву и возврат её в атмосферу;
- поглощение почвой лучистой энергии солнца и её переизлучение.
128
Почвообразование протекает в три стадии:
1. Микропроцессы. Почвообразование начинается с функционирования первых биогеоценозов на различных породах. На этой
стадии круговорот веществ характеризуется небольшим объёмом, что
объясняется низкой продуктивностью биогеоценозов. Помимо синтеза органического вещества, на начальных стадиях почвообразовательного процесса протекают процессы небиологической природы
(растворение, испарение), в результате которых осуществляется перенос различных веществ. Постепенно микропроцессы начинают
преобразовываться и согласовываться во времени и пространстве.
2. Мезопроцессы. В результате микропроцессов начинают
формироваться верхние горизонты почв, что является началом второй стадии почвообразования. К процессам этой стадии относятся
оподзаливание, торфообразование, аструктурирование. В результате
мезопроцессов в почве появляются новые соединения, которых не
было в материнской горной породе.
3. Макропроцессы. Они приводят к формированию уже не отдельных горизонтов почв, а почвенных типов (краснозём, чернозём,
подзолистая, солончак, дёрн, болото). Макропроцессы протекают при
непременном участии зелёных растений.
В результате микро-, мезо- и макропроцессов происходит
эволюция почвы, под которой понимают совокупность всех изменений в почве от начала почвообразовательного процесса до настоящего времени. В естественных условиях эволюция почвы идёт очень
медленно, под воздействием антропогенного фактора – быстрее.
5.2.3. Факторы почвообразования
Факторы, при которых формируется почва, называются факторами почвообразования. К ним относятся: материнская горная порода, климат, рельеф, растительный и животный мир (биология
почв), возраст почвы, вода, антропогенез.
1. Материнская горная порода. Она является материальной
основой почвы, от которой зависит механический, минералогический
и химический состав почвы, её физические, химические, физикохимические свойства, которые в процессе формирования почвы претерпевают различные изменения.
По генезису материнские породы делятся на категории:
129
- элювиальные – продукты выветривания, рыхлый обломочный материал;
- делювиальные – наносы, отложения на склонах;
- пролювиальные – отложения у подножия гор в результате
деятельности временных водных потоков значительной силы;
- аллювиальные – осадки, отложения при разливе рек
(в поймах);
- озёрные отложения (например, отложения солёных озер
при их пересыхании дают солончаки);
- ледниковые (моренные) – продукты выветривания различных пород, перемещённые и отложенные ледником;
- водно-ледниковые (флювиогляциальные) – отложения, связанные с деятельностью мощных ледниковых потоков: вытекая изпод ледника, они перемещают моренный материал и переоткладывают его за краем ледника;
- эоловые – отложения, образующиеся в результате аккумулятивной деятельности ветра, которая особенно интенсивно проявляется в пустынях;
- морские – отложения, образующиеся в результате перемещения береговой линии морей.
Почвообразующие породы имеют разный механический и химический состав. Вследствие этого по механическому составу почвы
делятся на пески, супесчаные, суглинистые, глинистые, лёссовидные,
а также меловые и торфяные. По химическому составу выделяют
карбонатные и безкарбонатные, известково-меловые и засолённые
почвы.
2. Климат. Участие климата проявляется в воздействии на
почву и заселяющие её организмы, выпадении осадков, воздействии
газов атмосферы, солнечной радиации.
Климат оказывает прямое и косвенное влияние на почвообразование. Прямое проявляется в непосредственном воздействии
элементов климата (увлажнение почвы осадками и её промачивание,
нагревание, охлаждение), косвенное – через воздействие климата на
растительный и животный мир.
Разносторонняя роль климата как фактора почвообразования
состоит в следующем:
- климат – важный фактор развития биологических и биохимических процессов; определённое сочетание температурных условий и увлажнения обусловливает тип растительности, темпы созда130
ния и разрушения органического вещества, состав и интенсивность
деятельности почвенной микрофлоры и фауны;
- атмосферный климат, преломляясь через свойства и состав
почвы, оказывает огромное влияние на водно-воздушный, температурный и окислительно-восстановительный режим почвы;
- с климатическими условиями тесно связаны процессы превращения минеральных соединений в почве (направление и темпы
выветривания, аккумуляция продуктов почвообразования);
- климат оказывает большое влияние на процессы водной и
ветровой эрозии почв.
Различные климаты характеризуются различными почвами.
3. Рельеф. Влияние рельефа связано с количеством поступающего на поверхность почвы света, тепла и влаги. При неровном
рельефе разные участки поверхности земли получают на единицу
площади неодинаковое количество влаги, тепла, света. На степень
освещения и нагрева почв влияет угол уклона рельефа, экспозиция
уклона, крутизна (на южном склоне местности больше тепла, чем на
северном). Рельеф перераспределяет полученную из атмосферы воду. Больше всего воды поступает в низинную часть рельефа. Если
поверхность изрезана рельефом, то почва пёстрая.
4. Биология почв. Этот фактор включает воздействие растений, животных и микроорганизмов. Особенно велика роль растений –
они являются первоисточником органических веществ в почве, от
них зависит скорость почвообразовательных процессов и формирование типов почв. Основной функцией растений как почвообразователей является биологический круговорот веществ: синтез биомассы
за счёт углекислого газа атмосферы, солнечной энергии, воды и минеральных соединений, поступающих из почвы; возвращение биомассы растений в почву в виде корневых остатков и наземного опада.
При прочих равных условиях, но разной растительности, почвы будут
разные, например: хвоя подзолистая, дёрново-подзолистая, луг-дёрн.
Микроорганизмы почвы осуществляют процессы разложения
органических веществ и превращения их в почвенный перегной.
Микроорганизмы фиксируют атмосферный азот, выделяют ферменты,
витамины, ростовые и другие биологические вещества. От деятельности микроорганизмов зависит поступление в почвенный раствор
элементов питания растений, а следовательно, плодородие почвы.
Наиболее распространённым видом микроорганизмов почв являются
бактерии.
131
Наиболее активными почвообразователями из числа животных являются дождевые черви, насекомые (муравьи, термиты, шмели, осы, жуки и их личинки), ящерицы, змеи, сурки, мыши, суслики,
кроты. Они участвуют в переработке и разложении органических остатков, осуществляют огромную работу по разрыхлению и перемешиванию почвы.
5. Возраст почвы. Это время, прошедшее с момента зарождения почвообразовательного процесса до настоящего времени. Поверхность суши юга освободилась ото льдов раньше, чем севера.
Есть молодые (скалистые породы, тундра), средние и старые почвы.
6. Вода. Почва без воды существовать не может. От увлажнения зависит скорость микробиологических процессов, интенсивность
накопления перегноя, сочетание факторов почвообразования. Каждая почва формируется в особых водных условиях, в связи с чем их
можно различать по составу и плодородию. Выделяют автоморфные,
полугидроморфные, гидроморфные почвы.
7. Деятельность человека. К ней относится обработка почв,
возделывание, осушение, обводнение, удобрение, облесение.
Следует подчеркнуть, что в формировании почв особенно велика роль органического мира, развитие которого тесным образом
связано с климатом. Поэтому почвообразование и сложные биохимические процессы наиболее интенсивно протекают в зоне воздействия
корневых систем растений, роющих животных, микроорганизмов и во
всём круговороте веществ. В условиях неполного разложения органических остатков образуется относительно устойчивый комплекс органических соединений, называемый гумусом (перегноем) (от лат.
humus – земля). Именно гумус является главным элементом плодородия почв.
5.2.4. Закон зональности распределения почв
В 1899 г. В.В. Докучаевым был сформулирован закон горизонтальной (широтной) зональности распределения почв. Суть этого
закона состоит в том, что распространение почв на Земле подчиняется природной широтной зональности и каждой природной зоне соответствует свой «зональный» тип почвы, причём каждая природная
зона характеризуется не одним каким-то типом почвы, а определённым набором весьма многочисленных, сопряжённых между собой, но
генетически не связанных почвенных типов.
132
В зависимости от климата и растительности выделяются следующие типы почв:
1) аркто-тундровые (арктические тундры);
2) тундровые (кустарниковые тундры);
3) подзолистые (хвойные леса);
4) серые лесные (широколиственные леса);
5) чернозёмные (луговые степи);
6) каштановые и бурые (сухие степи);
7) серозёмные (пустыни);
8) саванны, коричневые и красные ферритные (влажные субтропические леса);
9) красно-жёлтые ферралитовые (влажные тропические леса).
Скорость почвообразования и характер почв разных типов
существенно отличаются друг от друга, что определяется биоклиматическими условиями.
5.2.5. Строение почвы
Любая почва состоит из нескольких почвенных горизонтов.
Почвенные горизонты – генетически связанные между собой
слои почвы с одинаковыми признаками, формирующиеся в результате расчленения материнских (почвообразующих) горных пород под
воздействием климата, растительных и животных организмов, рельефа местности.
Почвенные горизонты возникают в результате привноса, выноса, перераспределения и преобразования веществ, поэтому значительно отличаются друг от друга по составу. Совокупность генетически связанных и закономерно сменяющих друг друга почвенных горизонтов, на которые расчленяется почва в процессе почвообразования, называется почвенным профилем. По сути, почвенный профиль – это вертикальный разрез почвы.
Почвенный профиль может включать от 1 до 6 горизонтов
(в торфе17 иногда выделяют 12 горизонтов). Мощность почвенного
профиля, сформированная миллионами лет, может достигать 12 м.
17
Торф (нем. Torf) – остатки растений, подвергшиеся неполному разложению в
условиях болот.
133
Каждый почвенный горизонт обозначается буквенным индексом. В почвенном профиле различают следующие основные генетические горизонты (рис.5.1):
A0 – подстилающий – лесная подстилка из опавшей листвы;
A1 – поверхностный перегнойно-аккумулятивный – ведущим
процессом является накопление гумуса в результате преобразования
остатков растительных и животных организмов; в нём также частично происходит вымывание веществ;
А2 – элювиальный – горизонт вымывания или внутрипочвенного выветривания, который характеризуется преимущественно вымыванием, выносом веществ;
В – иллювиальный (от лат. illuvies – разлив, намывная
грязь) – горизонт вмывания, переходный к материнской горной породе, в котором имеет место накопление (вмывание) веществ, вынесенных из других горизонтов почвы;
С – материнская горная порода;
D – коренная подстилающая горная порода.
Рис.5.1. Строение почвенного профиля различных типов почв:
АТ – торф; В1 – переходный подгоризонт; ВК – солонцовый подгоризонт
134
В пределах каждого из указанных горизонтов выделяют и более дробные слои, также различающиеся по свойствам. В зависимости от стадии развития процесса почвообразования и типа почв почвенные горизонты выражены неодинаково и изменяются в различных
климатических зонах (см. рис. 5.1). Если границы между горизонтами
нечёткие, то могут отмечаться переходные горизонты.
5.2.6. Морфологические признаки почвы
Для каждой почвы характерны определённые морфологические признаки: строение почвенных горизонтов, мощность профиля и
отдельных горизонтов, окраска, структура, сложение, новообразования и включения, механический (гранулометрический) состав, влажность, пронизанность корнями растений, переход одного горизонта в
другой.
1. Строение почвенных горизонтов зависит от географического положения и совокупности факторов почвообразования в данном конкретном месте (см. рис.5.1).
2. Мощность почвенного профиля – это общая протяжённость
всех горизонтов до материнской породы. Мощность зависит от местоположения почвенной зоны и колеблется от 20-30 см (тундровая)
до 2,5-3 м (чернозём).
3. Мощность почвенного горизонта – это его протяжённость
от верхней до нижней границы. Например, А0 – 0-5 см, А1 – 5-25 см и
т.д., т.е. видна как мощность, так и глубина расположения горизонта.
4. Окраска почвы зависит от направления почвообразовательных процессов и в ряде случаев служит основанием для отнесения почвы к тому или иному типу. Цвет зависит от веществ, которые
накапливаются в процессе почвообразования.
Наиболее важными для окраски почв являются следующие
группы соединений: гумус – чёрный цвет; оксиды железа – красный;
закись железа – зеленовато-голубой; кремнезём, карбонат кальция и
каолинит – белый цвет.
Гумус имеет консистенцию дёгтя, всё, что контактирует с
ним, окрашивается в чёрный цвет. Производные этого цвета: тёмносерый, светло-серый, серый.
Красный цвет даёт много оттенков: бурый, светло- и тёмнооранжевый, каштановый и др.
135
Голубой цвет соответствует болотному процессу (избыток
влаги, анаэробные условия). Производные: синий, светло-, тёмноголубой, голубой, фиолетовый.
Белый цвет обусловлен подзолистым процессом. Интенсивность окраски зависит от протекания подзолистых процессов: чем
они активнее, тем ближе окраска к белёсому цвету. Выделяют белёсый, жёлтый, палевый цвета.
5. Структура почвы – это её способность в состоянии оптимальной влажности самопроизвольно распадаться на отдельности
(комочки, агрегаты). Размер, форма, внутренние свойства этих отдельностей (механическая прочность, водопроницаемость) во многом
определяются количеством и качеством органического вещества в
почвах. Различают три вида структуры почвы: кубовидная, призмовидная и плитовидная.
6. Сложение почвы. Это плотность почвы. Она бывает рыхлая, уплотнённая, очень плотная, сцементированная. Самое оптимальное сложение – уплотнённое, при этом растения без труда проникают в почву и удерживаются в ней.
7. Новообразования и включения. Включения – это механически внесённые в почву предметы, не принимающие участия в почвообразовании (обломки породы, кости, раковины моллюсков, мусор
и т.п.). Новообразования – это скопление химических соединений в
какой-либо части почвы (железистые и магнезиальные конкреции,
кремнезём, гипсовые друзы и др.). Они принимают непосредственное
участие в процессе почвообразования, по составу делятся на органические и минеральные.
8. Влажность почвы. Одно из условий формирования почвы –
наличие в ней воды. Благодаря воде в почве протекают многие биологические, физические и химические процессы, совершается транспортировка веществ, происходит развитие растений и микроорганизмов. Почвенная влага является терморегулирующим фактором, в
значительной степени определяющим баланс тепла в почве и её температурный режим, от её количества зависят физико-механические
свойства почв (структура, плотность, пористость, пластичность, липкость, набухание, усадка, связность, твёрдость и др.), а в конечном
итоге – и их плодородие.
Как недостаток, так и избыток влаги отрицательно сказывается на плодородии почв. Влажность почвы делится на абсолютную
и относительную.
136
Абсолютная влажность почвы – масса влаги в процентах от
массы сухой почвы.
Относительная влажность почвы – это процент абсолютной
влажности от полной влагоёмкости. Для большинства культурных
растений оптимальная относительная влажность почвы находится в
пределах 70-100% от полной влагоёмкости.
Общей (полной) влагоёмкостью почвы называют наибольшее
количество воды, которое может быть удержано почвой.
Основной источник воды в почве – атмосферные осадки. Однако обеспеченность растений водой зависит не только от количества осадков (т.е. климата данной местности), но и от водных свойств
самой почвы, от способности почвы испарять, впитывать, поднимать
по капиллярам влагу, удерживать и отдавать её растениям.
Свойство почвы впитывать и пропускать через себя воду называется водопроницаемостью. При плохой водопроницаемости (тяжёлые, глинистые почвы) вода осадков стекает по поверхности почвы. В то же время при очень высокой водопроницаемости (песчаная
почва) осадки слишком быстро проникают через почву и не используются растениями.
9. Пронизанность корнями. Она показывает, до какой глубины развиваются корни в почве, каким растениям они принадлежат.
10. Механический (гранулометрический) состав. Он характеризует содержание в почве твёрдых частиц разного размера, называемых элементами механического состава. Совокупность элементов
одинакового размера составляет фракцию.
Частицы делятся на крупнозём (более 1 мм) и мелкозём (менее 1 мм), в котором выделяют глину (менее 0,01 мм) и физический
песок (более 0,01 мм). Если в почве содержится менее 5% глины и
95% физического песка – это рыхлый песок, 5-10% глины – связный
песок, 10-15% – супесь рыхлая, 15-20% – супесь связная, 20-30% –
суглинок лёгкий, 30-40% – суглинок средний, 40-50% – суглинок
тяжёлый, 50-65% – глина лёгкая, 65-80% – глина средняя, более
80% – глина тяжёлая.
От механического состава почвы зависят её физические, физико-механические, водные свойства: пористость, влагоёмкость, проницаемость, способность к образованию структур, тепловой, воздушный, питательный режимы. Глинистые почвы впитывают много влаги
и плохо испаряют её. Они очень плотные, тяжёлые и холодные. Пес137
чаные почвы хорошо испаряют и пропускают воду, они бедны питательными элементами.
11. Переход одного горизонта в другой может быть плавным
или резким, ровным или с затёками.
5.2.7. Состав почвы
Фазовый состав. Почва состоит из трёх фаз: твёрдой, жидкой (почвенный раствор) и газообразной (почвенный воздух). Иногда
выделяют четвёртую фазу – живую, представленную почвенной биотой.
Для типичных почв характерно следующее соотношение объёмов твёрдой, жидкой и газообразной фаз:
Т:Ж:Г=2:1:1
Твёрдая фаза почвы представлена твёрдыми частицами, в
составе которых преобладают минеральные образования – кварц,
полевые шпаты, слюды, глинистые минералы (каолинит, монтмориллонит и др.), оксиды и гидроксиды железа (лимонит, гематит), марганца (вернадит, пиролюзит, манганит), алюминия (гиббсит), карбонаты (кальцит, арагонит) и т.д. Органическую часть твёрдой фазы
образуют гумус, почвенные коллоиды и другие образования. Твёрдая
фаза занимает 60% от общего объёма почвы в нормальных условиях.
Твёрдая фаза типичной плодородной почвы на 95% состоит из неорганических соединений. Торфяные почвы, напротив, содержат до
95% органических соединений.
Почвенный раствор (25-35%) представляет собой воду с растворёнными в ней органическими и минеральными соединениями, а
также газами. Состав почвенных растворов меняется в очень широких пределах. Наиболее типичными минеральными компонентами
почвенных растворов являются катионы Ca2+, Mg2+, K+, NH4+, Na+ и
анионы HCO3–, SO42–, NO3–, Cl–.
Почвенный воздух (15-25%) включает газы, заполняющие
свободные от воды поры, а также газы, адсорбированные коллоидными частицами и растворённые в почвенном растворе. Основными
компонентами почвенного воздуха являются CO2 и O2, а также H2S,
H2, CH4, N2, N2O и органические соединения (углеводороды, спирты,
эфиры, альдегиды).
Элементный состав. Набор и количественное соотношение
химических элементов в почве называют её элементным составом.
138
Почвы характеризуются наличием большого набора химических элементов – до 92, диапазон содержания которых очень велик – от десятков до 10–12 мас.%.
По абсолютному содержанию в почвах все химические элементы объединяют в несколько групп:
- первая группа представлена O и Si, содержание которых составляет десятки процентов;
- вторая группа включает элементы, содержание которых меняется от десятых долей до нескольких процентов – Al, Fe, Ca, Mg, K,
Na, C.
- третья группа объединяет элементы, содержание которых
составляет десятые и сотые доли процента – Ti, Mn, N, P, S, H.
- четвёртая группа включает все остальные элементы, содержание которых составляет тысячные доли процента и менее.
Химические элементы представлены в почвах большим количеством их химических соединений. Разнообразие соединений любого из элементов обеспечивает сравнительную устойчивость химического состояния почв, их стабильность.
Так, железо в почвах входит в состав алюмосиликатов, гётита FeOOH, гематита Fe2O3, различных гидроксидов.
Соединения кремния представлены ортокремниевой кислотой
H4SiO4 и её полимерными формами, кремнезёмом SiO2, алюмосиликатами.
Углерод входит в состав углекислого газа, угольной кислоты,
карбонатов (CaCO3, NaCO3) и огромного количества органических соединений, таких как метан, аминокислоты, моносахариды, лигнин,
целлюлоза, полипептиды и др.
Органический состав. Количественный и качественный состав органических соединений почв определяет практически все агрономически ценные свойства почв. Набор органических соединений
почв очень велик, а их содержание меняется от нескольких процентов до следовых количеств. В состав органики входят жиры, воск,
целлюлоза, смолы, гемицеллюлоза, растворённые углеводороды,
лигнин, органические кислоты (янтарная, щавелевая, бензойная) и
др.
Все органические вещества почв по своему происхождению,
характеру и функциям делятся на три группы:
1) почти неразложившиеся или слабо разложившиеся органические остатки преимущественно растительного происхождения;
139
2) сильно изменённые растительные остатки;
3) почвенный перегной – гумус.
Гумус представляет собой совокупность новообразованных
специфических и неспецифических органических соединений почвы.
Неспецифические гумусовые соединения составляют до
10-15% всего гумуса. Они синтезируются в живых организмах и поступают в почву в составе растительных и животных остатков. К таким соединениям относятся углеводы (моно-, олиго- и полисахариды), лигнин, белки, липиды, флавоноиды, пигменты, воск, смолы и
т.д.
Специфические гумусовые соединения образуются непосредственно в почве в результате протекания процессов гумификации органических остатков. Среди них выделяют прогуминовые вещества,
гумин и гумусовые кислоты.
Гумин представляет собой негидролизуемый остаток органического вещества почвы, прочно связанный с дисперсной минеральной частью почвы, не растворимый ни в кислотах, ни в щелочах, ни в
органических растворителях.
Гумусовые кислоты представляют собой класс высокомолекулярных азотсодержащих оксикислот с ароматическим ядром. На основании различной растворимости в воде, кислотах, щелочах и этаноле гумусовые кислоты делят на три группы:
1) гуминовые кислоты – нерастворимы в воде и кислотах,
растворимы в щелочах;
2) гиматомелановые кислоты – растворимы в этаноле;
3) фульвокислоты – растворимы в воде, щелочах и кислотах.
Гумус в различных типах почв неодинаков, и его характер
определяется рядом условий и факторов, среди которых основная
роль принадлежит жизнедеятельности бактерий, актиномицетов и
грибов. Важное значение имеет состав поступающих в почву растительных остатков, а также режим кислорода, определяющий аэробную или анаэробную среду превращения растительных остатков.
Кроме того, большое значение для процесса превращения растительных остатков в почве имеют степень влажности, температурные условия, механический и минеральный состав почвы.
Гумус является наиболее характерной и существенной частью
почвы, с которой в основном связано плодородие. Гумус обогащён
углеродом, азотом, серой, фосфором, калием, микроэлементами (кобальтом, молибденом, медью и др.) и является, таким образом, хранителем основных элементов, необходимых для питания растений.
140
Эти элементы освобождаются в результате деятельности микроорганизмов и становятся доступными растениям. Гумус частично определяет поглотительную способность почв. Гумус влияет на ряд морфологических и физических свойств почв (влагоёмкость, аэрацию, тепловые свойства), обусловливает цвет и структуру почв.
Мощность гумусового слоя и содержание гумуса в почве являются одним из важнейших показателей уровня плодородия почв.
В подзолистых почвах северных районов содержится 1-3% гумуса, в
более плодородных почвах лесостепной зоны – 4-6%. Наиболее богаты гумусом чернозёмы (обыкновенные – 7-8%, тучные – 8-12%).
Уменьшение содержания гумусовых веществ в почве приводит к их дегумификации. Этот процесс обусловлен резкой сменой баланса почв по органическому веществу при освоении целинных земель или при длительной распашке почв без применения органических удобрений, или без посева многолетних трав. Ухудшаются физические свойства, структура, водопроницаемость почв, что способствует усилению процессов эрозии, особенно опасной для пахотных
земель. Эрозия усиливает процесс дегумификации.
5.2.8. Свойства почвы
Основными свойствами почв являются буферность, поглотительная способность, катионный обмен, кислотность и щёлочность,
окислительно-восстановительный режим.
1. Буферность почвы – это её способность поддерживать постоянным состав почвенного раствора, откуда растения непосредственно черпают питательные вещества. Буферность обусловлена
сложным химическим составом почв, большим набором химических
соединений, который обеспечивает возможность одновременного
протекания различных химических реакций между почвенным раствором и твёрдыми частицами почвы. При потреблении какого-либо
элемента из почвенного раствора происходит частичное растворение
твёрдой фазы почв и его содержание в растворе восстанавливается.
Если в почвенный раствор извне попадают дополнительные количества каких-либо элементов в виде соединений, то твёрдая фаза почв
связывает их.
В почвах может происходить более 30 различных химических
реакций и процессов. Общими для большинства почв реакциями являются следующие: осаждение и растворение, катионный обмен,
141
комплексообразование, синтез и минерализация органических соединений, образование гумуса (гумификация).
2. Поглотительная способность почвы заключается в её свойстве поглощать и задерживать в себе газы, жидкости, солевые растворы и твёрдые частицы. Различают пять видов поглотительной
способности почв:
- механическая – свойство задерживать взвешенные частицы
в процессе фильтрации воды через почву;
- физическая – изменение концентрации растворённого вещества в слое раствора, пограничном с твёрдой фазой почвы, обусловленное действием физических сил (адсорбцией почвенными коллоидами и др.);
- химическая – образование нерастворимых или малорастворимых солей в почвенных растворах;
- биологическая – поглощение различных веществ из почвенного раствора живыми организмами;
- физико-химическая (обменная) – свойство почвы эквивалентно обменивать ионы почвенного раствора и твёрдой фазы почвы.
3. Катионный обмен – это обратимый процесс эквивалентного
обмена ионами между двумя контактирующими фазами, чаще всего
почвенным раствором и твёрдой фазой почвы
ППК–M1n+ + nM2m+ ⇄ ППК–M2m+ + mM1n+,
где M1
и M2m+ – обменные катионы; ППК – почвеннопоглощающий комплекс.
ППК – материальный носитель катионообменной способности
почв. Он объединяет совокупность минеральных, органических и органоминеральных компонентов твёрдой фазы почв, обладающих катионообменной способностью.
Наиболее часто в реакциях обмена в почве принимают участие катионы Ca2+, Mg2+, K+, Na+, H+, Al3+.
Общее количество обменных катионов в почве называют ёмкостью катионного обмена (ЕКО). ЕКО измеряют в сантимолях положительных зарядов на 1 кг почвы – смоль(+)/кг. Численное значение
ЕКО меняется в широких пределах – от 0 до 500-900 смоль(+)/кг.
От состава обменных катионов и их количества зависят плодородие почв, их способность противостоять химическому загрязнению и др.
n+
142
4. Кислотность и щёлочность почв делится на актуальную и
потенциальную.
Актуальные кислотность и щёлочность обусловлены концентрацией катионов водорода и гидроксид-анионов в почвенном растворе, оцениваемой величиной pH. Кислотность почвенных растворов
связана с присутствием свободных органических кислот, главным образом, гумусовых, угольной кислоты, а также азотной и серной кислот и других соединений. Щёлочность почвенных растворов вызывается карбонатами, фосфатами, сульфидами, силикатами и другими
солями.
Потенциальные кислотность и щёлочность проявляются в результате различных воздействий на почву. Так, потенциальная кислотность проявляется при воздействии на почву солевого раствора
и выражается в реакциях катионного обмена с участием катионов H+
и Al3+
ППК–H+ + KCl ⇄ ППК–K+ + HCl
или
ППК–Al3+ + 3KCl ⇄ ППК–K3+ + AlCl3
AlCl3 + 3NaOH ⇄ Al(OH)3 + 3NaCl
И в том, и в другом случае в растворе появляется некоторое
количество катионов водорода, создающее кислую реакцию среды
(во втором случае – за счёт протекания процесса гидролиза AlCl3).
5. Окислительно-восстановительные режимы почв обусловлены протеканием реакций окисления или восстановления химических соединений или элементов. Эти реакции являются сопряжёнными, т.е. если какой-либо компонент почвы окисляется, то другой неизбежно восстанавливается.
Окислительные процессы протекают за счёт кислорода воздуха, при этом органические вещества почвы окисляются или частично, или полностью – до CO2 и H2O. При высоких окислительновосстановительных потенциалах (Eh 0,5–0,7 В) практически все элементы с переменной валентностью приобретают высшие степени
окисления, при этом многие из них становятся малоподвижными и
малодоступными для растений.
В переувлажнённых почвах развиваются восстановительные
процессы, потенциалы снижаются (Eh 0,2 В), что обусловлено деятельностью анаэробных микроорганизмов, выделяющих в почву свободный водород и восстановленные органические соединения. В та143
ких почвах элементы с переменной валентностью переходят в состояние низших степеней окисления, становятся подвижными, выделяется метан и другие углеводороды. Переувлажнённые, орошаемые
и затопляемые почвы служат одним из важнейших природных источников выделения в атмосферу метана и других углеводородов, вызывающих усиление «парникового эффекта».
5.3. Геологическая деятельность ветра
Движение воздушных масс. Движение воздушных масс в
атмосфере обусловлено перепадом давления, причиной которого является неравномерное распределение солнечной энергии. Уже при
разнице давления в 25 мм рт. ст. начинается перемещение воздуха.
Главные формы движения воздушных масс – это ветер и воздушные
потоки.
Ветер – движение воздуха преимущественно в горизонтальном направлении из области высоких давлений в область низких под
действием гравитационных сил. Его скорость пропорциональна величине градиента давления. Сила и направление ветра могут меняться
за счёт трения, вихревых движений, вращения Земли и т.д.
Воздушные потоки – это вертикальные перемещения воздуха:
подъём тёплого и влажного и нисходящий поток холодного и сухого.
Скорость (сила) ветра измеряется по 17-балльной шкале
(табл.5.1).
Таблица 5.1
Шкала скоростей ветра
Баллы
1
2
3
4
5
6
Скорость,
км/ч
3,24
8,64
15,84
24,12
33,48
43,3
Баллы
7
8
9
10
11
12
Скорость,
км/ч
55,8
68,4
79,41
95,0
109,8
122,28
Баллы
13
14
15
16
17
Скорость,
км/ч
144,6
157,68
174,9
192,9
210,96 и более
Ветер – один из важнейших экзогенных факторов, преобразующих рельеф Земли и формирующих специфические отложения.
Наиболее ярко эта деятельность проявляется в пустынях, занимающих около 20% поверхности континентов, где сильные ветры соче144
таются с малым количеством выпадающих атмосферных осадков (годовое количество не превышает 100-200 мм/год); резким колебанием
температуры, иногда достигающим 50 С и выше, что способствует
интенсивным процессам выветривания; отсутствием или разрежённостью растительного покрова. Особенно большие площади заняты
пустынями в Азии, Африке, Австралии, меньше в Европе и Америке.
Кроме того, активная деятельность ветра проявляется во внепустынных областях – на побережьях океанов, морей, в крупных речных долинах, не покрытых растительностью, местами в полупустынях и даже в умеренном климате.
Геологическая работа ветра складывается из дефляции, корразии, переноса и аккумуляции. Все они в природных условиях тесно
связаны друг с другом, проявляются одновременно и представляют
единый сложный процесс. Можно говорить лишь о том, что в одних
местах преобладают одни виды процесса, в других – другие. Все процессы, обусловленные деятельностью ветра, а также создаваемые
ими формы рельефа и отложения, называют эоловыми18.
Дефляция. Ветровая эрозия или дефляция (от лат. deflatio –
выдувание, сдувание) представляет собой выдувание и развеивание
ветром рыхлых частиц горных пород (главным образом, песчаной,
алевритовой, пелитовой размерности).
Выделяют два вида дефляции: площадную и локальную.
Площадная дефляция наблюдается как в пределах коренных
скальных пород, подверженных интенсивным процессам выветривания, так и на поверхностях, сложенных речными, морскими, водноледниковыми песками и другими рыхлыми отложениями. В твёрдых
трещиноватых скальных горных породах ветер проникает во все
трещины и выдувает из них рыхлые продукты выветривания.
Поверхность пустынь в местах развития разнообразного обломочного материала в результате дефляции постепенно очищается
от песчаных и более мелких частиц, выносимых ветром, на месте остаются лишь грубые обломки – каменистый материал и щебень. Площадная дефляция иногда проявляется в засушливых степных областях, где периодически возникают сильные иссушающие ветры – суховеи, которые выдувают распаханные почвы, перенося на далёкие
расстояния большое количество частиц.
18
Эол – бог ветров в древнегреческой мифологии.
145
Локальная дефляция проявляется в отдельных понижениях
рельефа19. Именно дефляцией объясняется происхождение некоторых крупных глубоких бессточных котловин в пустынях Средней
Азии, Аравии и Северной Африки, дно которых местами опущено на
многие десятки и даже сотни метров ниже уровня Мирового океана.
Одним из примеров является впадина Карагие в Закаспии, дно которой опущено на 132 м ниже уровня моря. На дне некоторых котловин
в верхнем слое пород часто происходит накопление солей. Это может
быть связано или с капиллярным подъёмом к поверхности днищ солёных подземных вод, или с привносом солей временными пересыхающими ручьями, или с усыханием мелких водоёмов. Подземные и
поверхностные воды испаряются, а соли, кристаллизация которых
разрушает породу, превращая её в тонкую солончаковую пыль, остаются. В жаркие безветренные дни над солончаками днищ котловин
вследствие разницы в нагреве различных элементов поверхности
часто возникают мощные турбулентные потоки восходящего воздуха – штопорообразные смерчи. Восходящие потоки и ветер в течение лета могут вынести весь разрыхлённый материал. Ежегодное повторение указанного процесса приводит к дальнейшему углублению
дефляционных впадин. Локальная дефляция проявляется также в отдельных щелях и бороздах в горных породах (бороздовая дефляция).
Корразия20. Она представляет собой механическую обработку обнажённых горных пород песчаными частицами, переносимыми
ветром, выражающуюся в обтачивании, шлифовании, соскабливании,
высверливании и т.п. Этот процесс сходен с применяемым в практике
методом чистки каменных (и не только) поверхностей искусственными песчаными струями (пескоструйная обработка).
Песчаные частицы поднимаются ветром на различную высоту, наибольшая их концентрация наблюдается в приземных частях
воздушного потока – до 2 м. Сильные, длительно продолжающиеся
удары песка о нижние части скальных выступов подтачивают и как
бы подрезают их, и они утончаются по сравнению с вышележащими.
Этому способствуют также процессы выветривания, нарушающие монолитность породы, что сопровождается быстрым удалением продуктов разрушения.
19
Формы рельефа, сформировавшиеся за счёт выноса материала ветром или потоками воды (например, котловины выдувания, овраги, карстовые полости), называются выработанными или денудационными (от лат. denudatio – обнажение).
20
От лат. korrado – скоблю, соскребаю.
146
Таким образом, взаимодействие дефляции, переноса песка,
корразии и выветривания придают скалам в пустынях своеобразные
очертания. Некоторые из них имеют грибообразную форму (при изменяющихся направлениях ветра), другие сходны с подточенными
столбами или обелисками. При преобладании ветров одного направления в основании скальных выступов образуются различные корразионно-дефляционные ниши, небольшие пещеры, котлообразные и
другие формы.
Кроме того, корразия и дефляция проявляются и на горизонтальной глинистой поверхности пустынь, где при устойчивых ветрах
одного направления песчаные струи образуют отдельные длинные
борозды или желоба глубиной от десятков сантиметров до метров,
разделённые параллельными гребнями неправильной формы. Такие
образования в Китае называют ярдангами.
Перенос. При движении ветер захватывает песчаные и пылеватые частицы и переносит их на различные расстояния. Перенос
осуществляется или скачкообразно, или перекатыванием частиц по
дну, или во взвешенном состоянии.
Различие переноса зависит от величины частиц, скорости
ветра и степени его турбулентности. При ветрах скоростью до 7 м/с
около 90% песчаных частиц переносится в слое 5-10 см от поверхности Земли, при сильных ветрах (15-20 м/с) песок поднимается на несколько метров. Штормовые ветры и ураганы поднимают песок на
десятки метров в высоту и перекатывают даже гальку и плоский щебень диаметром до 3-5 см и более.
Процесс перемещения песчаных зерён осуществляется в виде
прыжков или скачков под крутым углом от нескольких сантиметров
до нескольких метров по искривлённым траекториям. При своём
приземлении они ударяют и нарушают другие песчаные зёрна, которые вовлекаются в скачкообразное движение – сальтацию (от лат.
saltatio – пляска). Так происходит непрерывный процесс перемещения множества песчаных зерён. Пески в пустынях переносятся на
расстояния от нескольких километров до десятков, а иногда и сотен
километров. В ходе перемещения и соударения сами песчаные зёрна
подвергаются взаимному истиранию и дроблению.
Пылеватый материал алевритовой размерности может подниматься в воздухе на высоту до 3-4 км и более и переноситься во
взвешенном состоянии на сотни и тысячи километров. Известно, что
пыль пустынь Африки сильными пассатными ветрами переносится на
147
запад на расстояния более 2000-2500 км и составляет местами заметную примесь в осадках Атлантического океана. Описаны случаи,
когда эоловая пыль Сахары достигала различных стран Западной Европы.
Аккумуляция и эоловые отложения. На значительных
пространствах пустынь одновременно с дефляцией и переносом песчаных частиц происходит их накопление (аккумуляция), и образуются
эоловые отложения. Среди них выделяются два основных генетических типа – эоловые пески и эоловые лёссы.
Эоловые пески отличаются значительной отсортированностью, хорошей окатанностью, матовой поверхностью зёрен. Это преимущественно мелкозернистые пески, размер зерён составляет
0,25-0,1 мм. Самым распространённым в них минералом является
кварц, но встречаются и другие устойчивые минералы (полевые шпаты и др.). Цвет эоловых песков различный, чаще всего светложёлтый, бывает желтовато-коричневый, а иногда и красноватый (при
дефляции краснозёмных кор выветривания). В отложенных эоловых
песках наблюдается наклонная или перекрещивающаяся слоистость,
указывающая на направления их транспортировки.
Эоловый лёсс представляет своеобразный генетический тип
континентальных отложений. Он образуется при накоплении взвешенных пылеватых частиц, выносимых ветром за пределы пустынь, в
их краевые части и в горные области. Характерным комплексом признаков лёсса является:
1) сложение пылеватыми частицами преимущественно алевритовой размерности;
2) отсутствие слоистости и однородность по всей толще;
3) наличие тонкорассеянного карбоната кальция и известковых стяжений;
4) разнообразие минерального состава (кварц, полевой шпат,
роговая обманка, слюда и др.);
5) пронизанность лёссов многочисленными короткими вертикальными трубчатыми макропорами;
6) повышенная общая пористость, достигающая местами 50–
60%, что свидетельствует о недоуплотнённости;
7) просадочность под нагрузкой и при увлажнении;
8) столбчатая вертикальная отдельность в естественных обнажениях, что, возможно, связано с угловатостью форм минеральных
148
зерён, обеспечивающих прочное сцепление. Мощность лёссов колеблется от нескольких до 100 м и более.
Одна из крупных рек Китая – «жёлтая» река Хуанхэ получила
название вследствие того, что она размывает и переносит во взвешенном состоянии большое количество лёссового материала.
Формы рельефа, образующиеся в результате переноса и отложения ветром песчаных частиц, весьма многообразны. Максимальное развитие они получают в пустынях и полупустынях, прибрежных
зонах океанов и морей, в пределах песчаных берегов озёр и, в отдельных случаях, на речных террасах. Наиболее распространёнными
формами эолового песчаного рельефа являются эоловая рябь, барханы, барханные цепи и гряды, дюны. Барханами называют асимметричные серповидные скопления песков, напоминающие по форме
полумесяц. Дюны представляют собой асимметричные песчаные валы или гряды, образовавшиеся в результате постепенного сливания
первичных песчаных холмов. И барханы, и дюны располагаются поперечно господствующему направлению ветра.
5.4. Геологическая деятельность
поверхностных текучих вод
Компоненты гидросферы и мировые запасы воды.
Гидросфера – непрерывная водная оболочка Земли. Она объединяет
все виды природных растворов, всю воду, находящуюся в трёх различных агрегатных состояниях – твёрдом, жидком и газообразном.
Распределение воды на Земле представлено в табл.5.2.
Таблица 5.2
Распределение воды на Земле
Компоненты гидросферы
Мировой океан
Ледники и снежный покров
Подземные воды
Подземные льды криолитозоны
Озёра
Почвенная влага
Пары атмосферы
Болота
Реки
Площадь
распространения,
тыс. км2
361300
16227
134800
21000
2058
82000
510000
2682
148800
149
Объём
воды,
тыс. км3
1138500
24064
23400
300
176
16,5
12,9
11,4
2,1
Доля от
мировых
запасов, %
96,53
1,74
1,69
0,023
0,014
0,001
0,001
0,0007
0,0002
Гидросфера находится в состоянии непрерывного движения,
развития, обновления, перехода из одного агрегатного состояния в
другое, т.е. в процессе круговорота. Ежегодно с поверхности Земли
испаряется 0,5 млн. км3 воды, что составляет приблизительно половину объёма всех водоёмов суши. Водяные пары атмосферы обновляются в течение 10 суток. Вода рек в результате стока сменяется
каждые 12 суток. Вода озёр обновляется каждые 10 лет. Воды Мирового океана полностью сменяются каждые 3000 лет. В самой малоподвижной форме воды – ледниках – полный обмен происходит за
8500 лет.
Поверхностный сток и его виды. Атмосферные осадки,
выпадая на поверхность суши, распределяются различным образом:
часть из них просачивается в глубину и питает подземные воды,
часть испаряется в атмосферу, а часть стекает по поверхности, образуя поверхностный сток. Все воды поверхностного стока – от струй,
возникающих при выпадении дождя и таяния снега, до самых крупных рек – называются поверхностными текучими водами.
Все виды поверхностных текучих вод производят различную
геологическую работу, которая зависит от массы воды и скорости её
движения (течения): чем больше масса воды и скорость течения, тем
больше совершаемая работа. Способность воды производить работу
называют живой силой воды и определяют по формуле
K
mv 2
,
2
где m – масса воды; v – скорость течения, зависящая от уклона продольного профиля потока и определяемая по формуле Шези
v  c Ri ,
где c – коэффициент, зависящий от шероховатости русла; R – гидравлический радиус, равный отношению площади живого сечения водотока к смоченному периметру; i – уклон21.
Геологическая деятельность поверхностных текучих вод
складывается из смыва, размыва (эрозии), переноса и аккумуляции
продуктов разрушения.
Выделяют два вида поверхностного стока: площадной (безрусловой) и линейный (русловой).
21
Под уклоном понимается величина перепада (разности) высот, делённая на расстояние по горизонтали, на котором наблюдается этот перепад.
150
При площадном стоке вода стекает по всей поверхности
склона сплошной пеленой или густой сетью струй при периодическом
выпадении сильных дождей или таянии снега. Геологическая деятельность площадного стока проявляется в смыве со склона мелкозернистого обломочного материала (алевритовый, песчаный) и переносе его к подножию с образованием делювиальных отложений (см.
разд.5.1). Максимальный смыв наблюдается на ровных склонах, лишённых растительности. За один сильный ливень при площадном
смыве может быть снесён слой рыхлого осадочного материала толщиной в несколько миллиметров.
При линейном стоке (водотоке) движение воды происходит в
виде линейно направленных мощных струй и потоков в рытвинах,
оврагах и речных долинах. Геологическая деятельность водотока
проявляется в размыве – эрозии (лат. erosio – разъедание) осадочного материала и его переносе потоком. Различают три вида эрозии,
соотношение которых меняется на разных стадиях развития речной
долины:
- донная (глубинная) эрозия – направлена на врезание водотока в глубину, выражается в увеличении глубины его русла;
- боковая эрозия – заключается в размыве берегов, приводящем к расширению русла водотока;
- регрессивная (попятная) эрозия – представляет собой процесс развития эрозии вверх, против течения потока (за счёт обрушения водотока на вершину оврага водопадом, образования завихрений, стремнин с быстрым течением), приводит к сглаживанию неровностей русла (водоток отодвигает крутые участки русла вверх по
речной долине).
Линейный сток бывает временным и постоянным.
Базис эрозии и продольный профиль водотоков. Предельный уровень, к которому стремится водоток и глубже которого
врезаться в горные породы он не может, называется базисом эрозии.
Общий базис эрозии – это уровень Мирового океана. Местным базисом эрозии служит уровень дна крупной реки или водного бассейна,
куда впадает водоток. Местный базис эрозии может располагаться на
любой высоте.
Продольный профиль водотока – это форма (рельеф) геологической поверхности, по которой проходит русло. Первоначальный
профиль, на котором закладывается водоток, обычно имеет различные неровности, возникшие до образования русла и обусловленные
151
различными факторами: выходами в русле реки неоднородных по устойчивости горных пород (литологический фактор); озёрами на пути
движения реки (климатический фактор); структурными формами –
различными складками, разрывами, их сочетаниями (тектонический
фактор) и др. В процессе развития водоток стремится преодолеть
имеющиеся неровности, за счёт чего они со временем сглаживаются,
и постепенно вырабатывается более плавная кривая – продольный
профиль динамического равновесия водотока. Считается, что при постоянном базисе эрозии этот выровненный профиль на каждом отрезке водотока соответствует динамическому равновесию между живой силой воды, количеством переносимого материала и сопротивляемостью слагающих дно пород на размыв.
Понижение базиса эрозии изменяет режим водотока. Происходит это следующим образом. В части потока, примыкающей к
устью22, увеличивается уклон русла и возрастает скорость течения
(при прежней массе воды). В результате водоток начинает углублять
своё русло – до тех пор, пока уклон его не станет прежним (каким
был до понижения базиса эрозии). Углубление русла в приустьевой
части вызывает увеличение уклона и скорости течения на соседнем
участке потока, лежащем выше по течению, и т.д. Таким образом,
глубинная эрозия будет распространяться вверх, против течения, по
механизму регрессивной эрозии.
Любой водоток всё время стремится выработать продольный
профиль динамического равновесия применительно к существующему в данный момент положению базиса эрозии.
Очевидно, что изменение базиса эрозии изменяет баланс между процессами эрозии и аккумуляции в водотоке, который определяется соотношением количества привносимого и выносимого материала. Здесь возможны три варианта.
1. Количество выносимого из водотока материала больше,
чем количество привносимого. В этом случае водоток способен вынести больше материала, чем его привносится, а значит, имеется избыток энергии, который тратится на эрозию.
2. Количество выносимого из водотока материала меньше,
чем количество привносимого. В этом случае происходит аккумуляция обломочного материала.
22
Устье – часть реки, впадающая в море, океан или озеро.
152
3. Количество выносимого и привносимого материала одинаково. В этом случае вся энергия водотока расходуется на перенос материала, а значит, не происходит ни эрозии, ни аккумуляции.
Продольные профили водотоков, у которых в разных сечениях соотношения между количеством привносимого и выносимого материала разные, называются невыработанными; профили, в которых
эти соотношения уравновешены, называются выработанными.
При чередовании в русле водотока мягких и твёрдых пород
образуются пороги. Если водоток протекает по поверхности с расчленённым первоначальным рельефом, в его русле образуются водопады. Один из крупнейших водопадов мира – Ниагарский, расположенный на границе США и Канады. Ширина его 914 м, высота падения воды 50 м. Крупные водопады известны в Африке (Виктория, высота падения воды 120 м), в Южной Америке (Игуасу, 72 м), в Индии
(Джерзоппа, 249 м), в Новой Зеландии (Сатерленд, 580 м) и др.
По мере выработки продольного профиля, приближающегося
к динамическому равновесию, закономерно изменяется и форма поперечного профиля водотока (рис.5.2).
Рис.5.2. Поперечный профиль речной долины
Деятельность временных водотоков. К временным водотокам относятся временные потоки оврагов и временные горные потоки.
На равнинных участках, сложенных рыхлыми толщами, деятельность временного линейного стока сводится к оврагообразованию. Развитие оврагов начинается с лощины – это слабо выраженное
понижение на поверхности склона, в котором собираются поверхностные воды и концентрируется водоток. Если водоток достиг определённой силы, то возникает эрозионная рытвина (промоина), которая
в дальнейшем превращается в молодой, а затем зрелый овраг. Дно у
153
зрелого оврага покрыто отложениями – пролювием (так называют
отложения временных водотоков – от лат. proluo – выношу течением), продольный профиль выработан, донная и регрессивная эрозии
прекратились. Если дно зрелого оврага достигает уровня грунтовых
вод, то возникает молодая (речная) долина, если же нет, то овраг
может оставаться в таком виде очень долго, склоны его выполаживаются (становятся пологими), зарастают и он превращается в балку.
В горных районах в результате деятельности временных горных потоков образуются чётко выраженные сухие лога и долины. В
верховье они имеют водосборный бассейн, образованный системой
сходящихся рытвин и промоин. На выходе из лога скорость движения
потоков уменьшается, они ветвятся на многочисленные рукава, в результате чего весь принесённый обломочный материал откладывается и формируется конус выноса («сухая дельта»), сложенный пролювием.
Деятельность постоянных водотоков. Постоянными водотоками являются реки, производящие значительную эрозионную,
переносную и аккумулятивную деятельность. Деятельность постоянных водотоков во многом определяется их режимом (количеством и
уровнем воды, скоростью течения), который в течение года меняется
и зависит от способа и интенсивности питания рек. В процессе своей
деятельности реки вырабатывают эрозионно-аккумулятивные формы
рельефа, которые называются речными долинами.
В поперечном сечении (профиле – см. рис.5.2) речные долины могут иметь различную форму: V-образную, плоскодонную (ящикообразную), в виде глубоких каньонов (ущелий). Форма и размеры
речных долин постепенно меняются в процессе их развития.
На интенсивности процессов в речных долинах сказывается
турбулентный характер течения, когда молекулы воды движутся беспорядочно или по перекрещивающимся траекториям, наблюдаются
различные завихрения, вызывающие перемешивание всей массы воды от дна до её поверхности. Наибольшие скорости наблюдаются в
приповерхностной части потока на стрежне, меньшие – у берегов и в
придонной части, где поток испытывает трение о породы, слагающие
русло. Вдоль реки скорость течения также меняется, что связано с
наличием перекатов и плёсов, нарушающих равномерность уклона.
Перенос водотоков. Реки переносят обломочный материал
различной размерности – от крупных валунов до мелких илистых
154
частиц. Чем больше скорость течения воды, тем более крупные обломки она переносит.
Весь материал, который переносится реками и затем откладывается, накапливается в речных долинах, называется аллювием
(от лат. alluvio – нанос, намыв). Аллювий может переноситься тремя
способами: волочением – тащится и перекатывается по дну русла, во
взвешенном состоянии и в растворённом виде.
Влекомые по дну обломки и взвешенные частицы называют
твёрдым стоком реки. Обломочный материал, перемещаемый рекой
по дну, усиливает глубинную эрозию, а сам постепенно измельчается, истирается и окатывается – образуются валуны, галька, гравий,
песок.
Значительное количество минеральных веществ (до 40%) переносится в растворённом состоянии. Это легкорастворимые хлориды
и сульфаты (NaCl, KCl, MgSO4, CaSO4), карбонаты (CaCO3, MgCO3,
NaCO3) и кремнезём. На долю карбонатов приходится до 60% ионного стока, а сульфаты и хлориды играют заметную роль только в водах рек засушливых областей. В небольшом количестве в растворённом состоянии переносятся также соединения железа и марганца в
виде истинных и коллоидных растворов.
Соотношение твёрдого стока рек и растворённых веществ
различны для рек разных областей. В горных реках, отличающихся
большой скоростью течения, преобладает твёрдый сток, особенно
взвеси; при этом влекомые по дну обломки представлены главным
образом галькой и крупными валунами, а взвеси – песчаными и более мелкими частицами. В равнинных реках преобладает сток растворённых веществ, влекомые по дну обломки состоят преимущественно из песчаных частиц, а взвеси – из частиц более мелких.
Аккумуляция водотоков. Различают три разновидности
аллювиальных отложений: русловой, пойменный и старичный аллювий.
Русловой аллювий – самый грубый: крупнозернистый песок,
гравий, галька. Размер его обломков зависит от скорости течения воды в русле. Он имеет косую слоистость с наклоном слоёв в направлении течения реки. Русловой аллювий формируется в процессе нарастания и расширения прирусловых отмелей при миграции русла в сторону подмываемого берега.
155
Пойменный аллювий – значительно более мелкозернистый,
чем русловой. Это объясняется тем, что он формируется в периоды
половодий, когда вода выходит из берегов, разливается по пойме и
скорость её течения резко падает, поэтому на пойму она выносит более мелкий материал, чем несёт в русле, где скорость течения больше. Пойменный аллювий обладает горизонтальной, слабоволнистой и
линзовидной слоистостью.
Старичный аллювий представлен чаще всего тонкообломочными глинистыми частицами и богат органическими остатками, которые образуются при зарастании стариц растительностью. Старичный
аллювий образуется в старицах – отшнурованных от русла излучинах, превратившихся в озёра или болота.
Мощность аллювиальных отложений в долинах рек определяется уровнем (высотой) подъёма паводковых вод и в этом случае
она называется нормальной мощностью. В равнинных реках нормальная мощность аллювия колеблется от 10-15 до 30 м. Нормальный аллювий всегда имеет двухслойное строение: внизу слой руслового, более грубого, косослоистого аллювия, выше он перекрыт слоем пойменного, более мелкозернистого аллювия.
Устьевые части рек. В устьевой части речной поток достигает уровня базиса эрозии, теряет энергию и отлагает переносимый
материал. Типичными формами устьевых частей рек являются дельты, эстуарии и лиманы.
Ежегодно в моря и океаны реками выносится почти 20 млрд т
твёрдых частиц. Большая часть этого материала аккумулируется в
дельтах23, которые, по сути, являются конусами выноса обломочного
материала, приносимого рекой. Вершина конуса выноса (дельты) обращена к реке, а основание наклонено в сторону моря.
Дельты образуются в низовьях рек – там, где скорость течения значительно снижается и начинается отложение осадочного материала. Формирование речных дельт выражается в постепенном захвате реками территории моря в условиях большого объёма аллювия,
тектонического поднятия прибрежной территории, понижения уровня
водоёма, положения устья в вершине залива или в лагуне (блокированные дельты), а также при мелководности бассейна, куда впадает
река. Внешне речные дельты представляют собой треугольные струк23
Своим названием речные дельты обязаны древнегреческому историку Геродоту
(V в. до н.э.), которому дельта Нила напомнила греческую букву «».
156
туры, иссечённые каналами, рукавами, протоками и островами. Площади речных дельт могут составлять десятки и сотни тысяч квадратных километров, например, дельта реки Хуанхэ (Китай) 500 тыс. км2.
Помимо аллювиальных отложений в пределах дельт широко развиты
морские, эоловые, озёрные и болотные отложения. Таким образом,
дельты представляют собой сложные динамичные системы, образующиеся под влиянием различных геологических процессов. Дельтовые осадки образуют огромные линзы мощностью до 15 км, в которых накапливается значительное количество органики, в дальнейшем
участвующей в образовании нефти.
Эстуарии (от лат. aestuarium – берег, заливаемый приливом)
представляют собой воронкообразные заливы, глубоко вдающиеся в
долину реки. Фактически эстуарии – это устья в форме полузакрытых
(защищённых) прибрежных водоёмов, которые свободно сообщаются
с океаном. Необходимыми условиями для развития эстуариев являются: наличие приливов и отливов; вдольбереговые течения; прогибание земной коры, превышающее скорость накопления осадков. Во
время больших приливов морские воды далеко проникают в эстуарий, происходит турбулентное перемешивание двух водных масс –
солёной морской и пресной речной, образующих во время отлива
мощный поток, который выносит в море обломочный материал, принесённый рекой, где он подхватывается береговыми течениями.
Только в определённых условиях часть тонкой взвеси осаждается в
эстуарии. Кроме того, тонкие глинистые частицы при смешивании
пресных вод с солёными под действием электролита (морской воды)
слипаются в агрегаты, которые выпадают в осадок. Эстуарии хорошо
выражены у таких рек, как Сена, Эльба, Темза и др. Самый большой
эстуарий мира носит имя Ла-Плата и находится между Аргентиной и
Уругваем. На берегах этого эстуария расположены города БуэносАйрес и Монтевидео.
С эстуариями по форме сходны лиманы (от греч. лимнэ – бухта, залив) – расширенные устья рек, затопленные водами бесприливных морей. Выделяют лиманы, открытые в сторону моря – губы, и закрытые, полностью отделённые от моря косой или имеющие с ним
связь через узкий пролив – гирла. Образование лиманов также связано с прогибанием земной коры в устьевых частях рек, приводящим
к затоплению морем долин равнинных рек. Обычно в лиманах отлагаются мелкозернистые пески, алевриты и глины, а также нередко и
органические вещества, дающие начало залежам горючих сланцев,
157
углей, нефти. При малом притоке пресных вод с материка и засушливом климате в воде лиманов осаждаются соли или накапливаются
солесодержащие илистые отложения – грязи. Лиманы хорошо выражены в прибрежных частях Чёрного и Азовского морей.
Стадии развития речной долины. На протяжении своего
существования река переживает периоды юности, молодости, зрелости и старости.
1. Период юности. В этот период продольный профиль равновесия реки ещё не выработан. Река течёт по неровному рельефу,
уклон её русла на всём протяжении чрезвычайно крутой, скорость
течения велика; кое-где обособляются отдельные участки, развитие
которых контролируется местными базисами эрозии. На этой стадии
развития реки происходят усиленные процессы глубинной (донной)
эрозии, которые приводят к интенсивному углублению русла. Боковая эрозия в это время почти не проявляется, так как энергия реки в
основном направлена на разрушение ложа и перенос продуктов разрушения. Быстрое углубление русла приводит к образованию долин,
имеющих V-образную форму (см. рис.5.2). Коэффициент извилистости реки на этой стадии минимален.
Период юности в настоящее время переживают многие реки,
текущие в горных районах. Они, как правило, характеризуются бурным течением, наличием порогов и водопадов. Долины их имеют
форму ущелий и каньонов (см. рис.5.2).
2. Период молодости. По мере выработки профиля равновесия река переходит в период молодости. Этот период наступает, когда в силу вступает боковая эрозия. В период молодости река стремится углубить своё русло только в верхнем течении, где ещё наблюдаются процессы глубинной эрозии. В среднем и нижнем течении
реки глубинная эрозия сменяется боковой. Это приводит к незначительному расширению речной долины, которая приобретает Uобразную коробчатую форму (см. рис.5.2). На этой стадии формируются прирусловые отмели. Продольный профиль реки ещё не выработан.
3. Период зрелости. В этот период скорость течения равномерно уменьшается от верховьев к устью. Для этой стадии характерно появление излучин (петель, изгибов), называемых меандрами24,
приводящих к увеличению коэффициента извилистости реки, образо24
По названию реки Меандр в Малой Азии.
158
ванию многочисленных рукавов, по которым вода течёт параллельно
основному руслу, и возникновению обширных аллювиальных равнин
поймы.
4. Период старости. Для определения стадии старости реки
ясно выраженных критериев не существует. Считается, что река
вступает в период старости тогда, когда дно её долины достигает
ширины, во много раз превышающей ширину поймы зрелой реки. На
этой стадии происходит перенос и образуются многочисленные меандры. Река на стадии старости характеризуется максимальным коэффициентом извилистости и перемывает свои пойменные отложения.
При повороте русла (в меандрах) скорость течения реки возрастает у вогнутого берега, так как здесь расположены самые глубокие участки русла, и падает у выпуклого берега, так как здесь формируются отмели. В результате вогнутый берег интенсивно подмывается, становится обрывистым, а у выпуклого берега накапливаются
аллювиальные отложения. Берег начинает отступать, увеличивается
кривизна изгиба русла реки и значительно расширяется речная долина.
Ввиду постоянного увеличения кривизны реки в ходе подмыва вогнутых берегов и отложения материала у выпуклых берегов,
вершины двух соседних меандр, обращённых в одну сторону, сходятся всё ближе, и между ними остаётся только узкий перешеек. В период половодья может произойти прорыв такого перешейка, основная
масса воды устремится в новое, спрямлённое русло реки, а петля
окажется отрезанной (отшнурованной). Отшнурованная от русла реки излучина называется старицей. Старицы, как правило, представляют собой озёра подковообразной формы, которые в дальнейшем
заполняются осадками и превращаются в болото.
В период старости реки в её долине образуется широкая
пойма (пойменная терраса) – часть долины, заливаемая в половодье
и возвышающаяся над руслом реки в меженный период.
Периоды юности, молодости и зрелости составляют цикл эрозии реки. Большинство рек проходит все эти стадии развития. В ряде
случаев все стадии можно одновременно наблюдать у одной реки.
Например, Терек в верхнем течении переживает период юности, а в
нижнем – это уже зрелая река.
Цикл эрозии реки может быть неполным: в зависимости от
рельефа начальной поверхности и слагающих её пород река может
159
сразу вступить в период зрелости, минуя юность, и т.д., что особенно
характерно для равнинных рек. Более того, уже сложившийся цикл
эрозии может быть нарушен, например, после вступления в период
старости может вновь наступить период юности реки, т.е. может
произойти её омоложение. Этому способствует ряд факторов, главными из которых являются:
1) понижение базиса эрозии, приводящее к увеличению уклона русла реки и возрастанию скорости её течения, а также к возобновлению донной эрозии;
2) повышение какого-либо участка реки, обусловливающее
изменение её продольного профиля и увеличение уклона русла;
3) изменение климата района, в котором протекает река;
особенно большое значение имеет увеличение количества выпадающих осадков, в результате чего возрастает масса воды в реке; к этому же приводит таяние ледников в верховьях реки, связанное с потеплением климата.
Речные террасы. Терраса (см. рис.5.2) – это площадка в
строении речной долины, открытая или погребённая, и обязанная
своим происхождением эрозионной или аккумулятивной деятельности водотока в предыдущий цикл развития.
Каждое омоложение реки вызывает новый цикл эрозии – появление донной эрозии, углубление дна, спрямление русла. При таком углублении русла аллювиальные отложения, слагающие пойму
реки, оказываются выше новых пойменных осадков при новом базисе
эрозии. Неразмытые остатки древних пойм обычно образуют ступенчатые уступы, нависающие над новой поймой, и называются надпойменными террасами. Число террас соответствует количеству этапов
омоложения (циклов эрозии), которые пережила река за время своего существования.
Углубление реки при её омоложении приводит к тому, что
древние террасы располагаются выше молодых, подвергаются воздействиям выветривания и площадного смыва. Поэтому молодые
террасы обычно лучше выделяются в рельефе.
Надпойменные террасы нумеруются снизу вверх – от более
молодых к древним: над уровнем поймы обычно выделяют первую,
вторую, третью и т.д. террасы.
Террасы отличаются друг от друга, в частности, по соотношению аллювиальных и коренных отложений. Так, различают террасы следующих видов: аккумулятивные (террасы накопления), эрози160
онные (террасы размыва), цокольные (смешанные, эрозионноаккумулятивные).
Аккумулятивные террасы – те, у которых мощность аллювия
больше относительной высоты их над уровнем реки; весь террасовидный уступ таких террас сложен аллювиальными накоплениями.
Эрозионные террасы почти целиком сложены коренными породами; на террасовидной площадке таких террас аллювий отсутствует или располагается в виде очень тонкого покрова. Эти террасы
образуются при резком преобладании процессов эрозии над процессами аккумуляции в истории развития реки.
Цокольные террасы – это террасы, у которых мощность аллювия значительна, но не превышает их высоты; в уступах этих террас ниже толщи аллювия обнажаются коренные породы, слагающие
основание (цоколь) террасы и вышележащую часть склона долины.
5.5. Геологическая деятельность подземных вод
К подземным водам относятся все природные воды, находящиеся под поверхностью Земли в подвижном состоянии. Отрасль
геологии, которая изучает происхождение, движение, развитие и
распространение подземных вод и условий их образования, называется гидрогеологией.
Формы существования воды в горных породах. Интенсивная деятельность подземных вод определяется, прежде всего, их
огромной массой, которая достигает 51017 т., что немногим меньше
общей массы Мирового океана (1,51018 т.). Практически в пустотах и
трещинах земной коры содержится огромный подземный океан, превышающий по массе воды, например, Атлантический океан.
В зависимости от давления и температуры вода, заполняющая различные пустоты горных пород (поры, трещины, каверны),
может находиться в газообразной, жидкой или твёрдой (лёд) фазах.
Газообразная фаза представлена водяными парами, которые
вместе с воздухом заполняют поры, трещины и каверны горных пород. При понижении температуры или повышении давления водяные
пары конденсируются на стенках пустот горных пород и переходят в
жидкую фазу.
Подземную воду, находящуюся в горных породах в жидкой
фазе, подразделяют на физически связанную (гигроскопическую и
плёночную) и свободную (капиллярную и гравитационную).
161
Гигроскопическая (прочносвязанная) вода в виде сплошной
мономолекулярной плёнки или отдельных мельчайших капель покрывает стенки пустот в горных породах. Она образуется непосредственно на поверхности твёрдых частиц пород в результате процессов адсорбции молекул воды из паров и прочно удерживается за счёт электрокинетических и межмолекулярных сил. Гигроскопическая вода так
прочно связана с частицами породы, что не способна передвигаться
в пустотах под влиянием силы тяжести. Выделить гигроскопическую
воду из горной породы можно только путём нагревания породы до
температуры более 100 °С, при которой вода переходит в газообразную фазу.
Плёночная (слабосвязанная) вода возникает при увеличении
количества воды в пустотах пород и образует на поверхности минеральных частиц сплошную плёнку из нескольких слоёв молекул. Таким образом, поверх прочносвязанной плёнки возникает вторая –
полимолекулярная. Толщина такой плёнки бывает различной. Удерживается она молекулярными силами, возникающими между молекулами прочносвязанной воды и молекулами воды вновь образующейся
плёнки. Плёночная вода способна передвигаться от частиц с большей
толщиной плёнки к частицам с меньшей толщиной. Движение воды
на стенках пустот происходит до тех пор, пока толщина плёнок не
выровняется, причём плёночная вода движется в различных направлениях, не испытывая влияния силы тяжести.
Капиллярная вода образуется при ещё большем содержании
воды в горных породах и заполняет мелкие поры и микротрещины, в
которых удерживается силами поверхностного натяжения. Капиллярная вода может передвигаться по капиллярным каналам в любом направлении, в том числе и снизу вверх, противоположно действию силы тяжести. Продвигается она обычно тем дальше, чем тоньше диаметр пор или трещин, по которым она движется.
Гравитационная вода образуется при полном насыщении всех
пор и трещин породы водой. Она находится в капельно-жидком состоянии, передаёт гидростатическое давление и передвигается под
действием силы тяжести (гравитации), которая обусловливает наличие у гравитационной воды свободной поверхности – уровня (зеркала).
Кроме того, в природе существует вода, химически связанная
с горными породами, участвующая в строении кристаллической решётки минералов (например, мирабилит Na2SO410H2O, бишофит
162
MgCl26Н2О, гипс CaSO42Н2O). К такой воде относится конституционная, кристаллизационная и гидратная.
Коллекторские 25 свойства горных пород. Содержание и
накопление воды в породе зависит от её коллекторских свойств –
способности вмещать и пропускать через себя воду и любую другую
жидкость или газ.
Способность пород вмещать жидкость или газ (ёмкостная
способность) зависит от их пористости, которая определяется по
формуле
Vï
100% ,
Vîáù
где Vп – суммарный объём пор; Vобщ – общий объём породы.
n
Пористость обломочных пород зависит от их гранулометрического состава. Пористость осадочных пород, особенно песков и алевритов, тем выше, чем более однородны по размеру и лучше окатаны
отдельные песчинки. И наоборот, чем разнообразнее по размеру частицы, слагающие породу, и чем меньше они окатаны, тем меньше пористость породы.
Происхождение пόрового пространства в породе определяется особенностями её формирования и последующего развития. В зависимости от этих процессов различают поры первичные и вторичные.
Первичные поры формируются в процессе образования породы. К ним относятся поры: межзерновые – между обломками в осадочной породе; межкристаллические – по плоскостям спайности;
биогенные – образовавшиеся после распада органического вещества;
межслоевые – между плоскостями напластования осадочных пород.
Вторичные поры образуются в результате воздействия на породу различных факторов. Среди вторичных пор различают: трещинные – возникшие в результате дробления плотных пород при тектонических движениях; эрозионные – образовавшиеся под действием
экзогенных процессов выветривания; выщелачивания – возникшие
при растворении и уносе растворимых минералов потоками подземных вод.
Различные породы обладают разной пористостью. Пористость хорошо отсортированных песков может составлять 15-20%, а
25
От лат. сolleсtor – собирающий.
163
некоторых разновидностей сухой глины – 50-60%. Однако далеко не
все породы, обладающие пористостью, могут пропускать через себя
жидкость или газ. Величина пористости никак не отражает характер
соединения пор между собой, а следовательно, и фильтрационную
способность породы. Это свойство горных пород характеризуется
проницаемостью.
За единицу проницаемости принимается проницаемость пористой породы, при фильтрации через образец которой площадью
1 м2 и длиной 1 м при перепаде давления 1 Па расход жидкости вязкостью 1 Пас составляет 1 м3/с. Физический смысл размерности заключается в том, что проницаемость характеризует площадь сечения
каналов пустотного пространства, по которым происходит фильтрация.
Между пористостью и проницаемостью существует довольно
сложная зависимость, сущность которой состоит в том, что проницаемость породы определяется не только объёмом пустотного пространства, но и формой, размерами пор и трещин, характером их соединения между собой. Этим объясняется тот факт, что не всегда
значительная пористость обеспечивает высокую проницаемость породы. Так, глины нередко имеют пористость бόльшую (до 40-60%),
чем крупнозернистые пески (до 30%), а оказываются практически
непроницаемыми. Обусловлено это тем, что размеры пор у глин настолько малы (менее 0,0002 мм), что вода находится в них в капиллярном состоянии, т.е. не способна свободно перемещаться по пласту.
Все горные породы в той или иной степени способны пропускать воду (абсолютно водонепроницаемых пород в природе не существует), однако степень проницаемости их различна. По степени водопроницаемости горные породы подразделяются на три группы:
1. Проницаемые породы – через которые вода фильтруется
наиболее легко: песок, гравий, галька, трещиноватые скальные породы.
2. Полупроницаемые породы – супеси, лёсс, лёгкие суглинки,
торф и др.
3. Непроницаемые породы – через которые вода практически
не фильтруется: глины, плотные глинистые сланцы, аргиллиты, сцементированные осадочные породы, нетрещиноватые магматические и
метаморфические породы, а также породы, находящиеся в зоне многолетней мерзлоты.
164
Породы первой и второй групп слагают пласты-коллекторы,
породы третьей группы образуют пласты-водоупоры.
Происхождение подземных вод. Подземные воды по
происхождению подразделяются на следующие типы: инфильтрационные, конденсационные, седиментогенные, магматогенные, метаморфогенные.
1. Инфильтрационные воды образуются в результате просачивания (инфильтрации) атмосферных осадков, а также вод рек и
озёр по порам и трещинам горных пород. Общий объём воды, выпадающей на поверхность Земли в течение года, оценивается в
108,4 тыс. км3. Из них более 2/3 (71,1 тыс. км3) испаряется, т.е. возвращается в атмосферу, а около 1/3 (37,3 тыс. км3) формирует поверхностный сток. Часть этого стока проникает в пласты-коллекторы,
образуя инфильтрационные воды.
2. Конденсационные воды образуются за счёт конденсации
атмосферной влаги в порах и трещинах пород в условиях резких суточных колебаний температуры, что характерно для районов пустынь.
3. Седиментогенные (реликтовые) воды образуются за счёт
захоронения вод древних морских бассейнов совместно с накопившимися в них осадками. Происхождение этих вод связано с тем, что
бόльшая часть осадочных горных пород образовалась из осадков,
сформировавшихся в водной (морской) среде. Воды этих древних
морских водоёмов частично сохранились в осадках и в образовавшихся из них породах. В зависимости от времени формирования реликтовые воды подразделяют на сингенетические и эпигенетические.
Сингенетические – подземные воды, которые были захоронены одновременно с заключающим их осадком. Эпигенетические – воды, возникшие в результате проникновения вод морских бассейнов в ранее
сформированные породы, также в последующем захороненные с новыми отложениями.
4. Магматогенные (ювенильные) воды поступают из глубинных недр земной коры, их происхождение связано с процессами остывания (кристаллизации) расплавленной магмы.
5. Метаморфогенные (возрождённые) воды образуются при
метаморфизме минеральных масс, содержащих кристаллизационную
воду или газово-жидкие включения. Под влиянием температуры и
давления происходят процессы дегидратации. Если они протекают
165
длительно, то приводят к образованию капельно-жидкой воды, вступающей в общий геологический круговорот подземных вод.
Из рассмотренных генетических типов подземных вод наиболее важное значение имеют инфильтрационные воды и, в некоторой
степени, седиментогенные.
Химический состав подземных вод. Подземные воды
представляют собой сложные водные растворы, содержащие растворённые соли, газы (O2, CO2, H2S, N2, CH4 и др.), органические вещества и коллоиды. В составе подземных вод обнаружено более 60 химических элементов.
Суммарное содержание растворённых в воде солей в единице
объёма называют общей минерализацией. Насыщение подземных вод
различными солями происходит в процессе сложного взаимодействия
подземных вод и горных пород, по которым они движутся. Подземные воды растворяют легкорастворимые соединения, переносят их на
большие расстояния и при определённых условиях осаждают в виде
минералов в пустотах горных пород или у выходов подземных вод на
поверхность. Классификация подземных вод по степени минерализации представлена в табл.5.3.
Таблица 5.3
Классификация подземных вод по степени минерализации
Общая минерализация, г/л
0,01-1
0,01-0,03
0,03-0,1
0,1-0,5
0,5-1
1-10
1-3,5
3,5-10
10-50
10-35
35-50
более 50
50-100
100-270
270-350
более 350
Подземные воды
Пресные:
наиболее пресные
очень пресные
нормально пресные
пресноватые
Солоноватые:
слабосолоноватые
сильносолоноватые
Солёные:
слабосолёные
сильносолёные
Рассолы:
cлабоконцентрированные
крепкие
очень крепкие
сверхкрепкие
166
Подземные воды классифицируют также по химическому составу растворённых в них солей на основании содержания наиболее
распространённых анионов (НСО3–, SО42–, Сl–) и катионов (Са2+, Mg2+,
Na+). Указанные ионы вместе с катионами K+ составляют более 90%
всех растворённых в подземных водах солей. По преобладающему
аниону выделяют гидрокарбонатные, сульфатные, хлоридные воды и
ряд промежуточных вод – гидрокарбонатно-сульфатные, сульфатнохлоридные, хлоридно-сульфатные и более сложного состава. По преобладающему катиону воды могут быть кальциевыми, магниевыми,
натриевыми или смешанными кальциево-магниевыми, кальциевомагниево-натриевыми и др. При характеристике гидрохимических типов на первое место ставится преобладающий анион. Так, например,
пресные воды в большинстве случаев являются гидрокарбонатнокальциевыми или гидрокарбонатно-кальциево-магниевыми.
В верхних слоях земной коры в общем случае устанавливается чётко выраженная вертикальная гидрохимическая зональность:
сверху вниз располагаются зоны гидрокарбонатных, сульфатных и,
наконец, хлоридных вод. Кроме того, по мере значительного увеличения минерализации с глубиной в хлоридно-натриевых рассолах наблюдается рост содержания иона Са2+.
Особой категорией подземных вод являются минеральные
воды – обладающие биологически активными свойствами, оказывающими физиологическое воздействие на организм человека, и используемые в лечебных целях. Минеральные воды различают по
температуре, минерализации и содержанию целебных химических
компонентов. По температуре выделяют воды холодные – до 20 С,
тёплые (субтермальные) – 20-37 С, термальные – 37-42 С, горячие
(гипертермальные) – выше 42 С. По составу, свойствам и лечебному
значению различают несколько групп минеральных вод, наиболее
известными и широко используемыми из которых являются углекислые, сероводородные, метановые и радиоактивные воды.
Изучение химического состава подземных вод имеет большое
практическое значение. Например, если пластовые подземные воды
исследуемого геологического района характеризуются низким содержанием сульфатов и повышенным – карбонатов, а также высокой
концентрацией йода, брома, сероводорода в водах хлориднокальциевого типа, это позволяет предполагать наличие здесь нефтяных, газовых или газоконденсатных месторождений.
167
Условия залегания подземных вод. По условиям залегания выделяют следующие типы подземных вод:
1. Почвенные воды. Они распространены в почвенном слое
близ поверхности Земли (рис.5.3). Их формирование связано с процессами инфильтрации атмосферных осадков, талых вод и конденсации атмосферной влаги. Вид и состояние почвенных вод зависят от
трёх основных факторов: общей увлажнённости почвы, мощности зоны аэрации (зоны свободного проникновения воздуха) и структурнотекстурных особенностей почвы.
Рис.5.3. Схема залегания подземных вод: 1 – почва; 2 – пески; 3 – глины
2. Воды верховодки. Верховодкой называют временное скопление подземных вод, залегающих на небольшой глубине в зоне
аэрации. Обычно верховодка не имеет сплошного распространения, а
образует сравнительно небольшие линзы над локальными водоупорами (см. рис.5.3), которыми могут служить глины, суглинки в песке,
168
прослойки плотных пород и т.д. Мощность линз верховодки обычно
не превышает 0,5-1 м, реже достигает 2-3 м. Воды верховодки обладают уровнем – свободной поверхностью, т.е. являются безнапорными. Чаще всего наличие верховодки бывает связано с периодом
обильного снеготаяния и сильных дождей. Поэтому уровень воды
верховодки подвержен значительным колебаниям, в засушливое
время года она может полностью исчезнуть в результате испарения и
просачивания в нижележащие слои. По степени минерализации воды
верховодки могут быть и пресными, и солоноватыми, и солёными.
3. Грунтовые воды – это воды первого от поверхности постоянного водоносного горизонта, выдержанного по площади и расположенного на первом водоупорном слое (см. рис.5.3). Атмосферные
воды просачиваются через грунт сверху вниз – до водоупора, затем
перемещаются в горизонтальном направлении и постепенно заполняют все пустоты горной породы, формируя грунтовые воды и водоносные горизонты.
Водоносным горизонтом называется пласт или слой породы, в
котором поры, пустоты и трещины заполнены водой. У каждого такого пласта имеются кровля и подошва. Первый от земной поверхности
постоянный водоносный горизонт называется горизонтом грунтовых
вод. Обычно грунтовые воды залегают на небольшой глубине – от
2 до 10 м. Они, как и воды верховодки, обладают свободной поверхностью – уровнем (зеркалом), в силу чего также являются безнапорными. Уровень грунтовых вод непостоянен, он повышается в дождливые и понижается в засушливые периоды. Если уровень грунтовых
вод на каком-то участке поднимается до земной поверхности, то на
этом месте образуется родник или болото.
Движение грунтовых вод происходит при наличии разности
уровней (гидравлических напоров) и называется фильтрацией. Воды
движутся от мест с более высоким уровнем к местам с более низким
уровнем. Скорость фильтрации грунтовых вод при ламинарном режиме движения определяется по закону Дарси:
v = kфJ,
где kф – коэффициент проницаемости горных пород (коэффициент
фильтрации); J – гидравлический (напорный) градиент, рассчитываемый по формуле
J
h
,
l
169
где h – разница уровней (напоров); l – расстояние между ними
(длина пути фильтрации).
По степени минерализации грунтовые воды являются преимущественно пресными, гораздо реже встречаются солоноватые и
солёные.
4. Межпластовые (пластовые) воды – это воды, заключённые
между двумя водоупорами, т.е. ограниченные ими и сверху (со стороны кровли), и снизу (со стороны подошвы). Водоносные горизонты,
содержащие межпластовые воды, обычно характеризуются обширной
областью распространения, часто измеряемой тысячами квадратных
километров. При этом они залегают на значительной глубине, выходя
на поверхность лишь на периферии.
Межпластовые воды могут иметь свободную поверхность –
быть безнапорными или обладать напором.
Безнапорные межпластовые воды располагаются в водопроницаемых породах, ограниченных сверху и снизу водонепроницаемыми пластами, и уровень этих вод находится ниже кровли первого
водоупора (см. рис.5.3). Они встречаются сравнительно редко, обычно на приподнятых междуречных массивах в условиях расчленённого
рельефа. Питание этих вод происходит за счёт выхода на поверхность в виде нисходящих источников, а также путём фильтрации воды из рек и других поверхностных водоёмов и водотоков.
Напорные (артезианские 26) межпластовые воды располагаются в водоносных горизонтах, перекрытых и подстилаемых водоупорными слоями горных пород (см. рис.5.3), и обладают гидростатическим (пьезометрическим) напором. В отличие от безнапорных межпластовых вод, артезианские воды полностью насыщают водопроницаемый слой от подошвы до кровли. Водоносные горизонты, содержащие напорные межпластовые воды, связаны с отрицательными
структурами земной коры – предгорными и межгорными прогибами,
впадинами, моноклиналями и т.п.
Образование и функционирование артезианских вод происходит следующим образом. Атмосферные воды попадают в водопроницаемый пласт в районах, где он обнажается на поверхности (это
область питания). Постепенно атмосферная влага проникает вглубь и
полностью насыщает весь пласт. Перемещаясь по пласту, вода дости26
Артезианские воды названы так по месту их первоначального обнаружения в
XII веке во французской провинции Артуа, древнее название которой – Артезия.
170
гает других участков его выхода на поверхность и самоизливается,
образуя источники подземных вод. Это – область разгрузки (дренажа) пластовых вод. В зависимости от рельефа и высотного положения областей питания и разгрузки в центральной, наиболее прогнутой части бассейна, складываются условия, благоприятные для создания области напора, т.е. самопроизвольного излияния воды на поверхность под давлением – из скважин, в виде фонтана. Высота
подъёма воды зависит от расположения скважин относительно областей питания и дренажа и от гидростатического уровня.
Гидростатическим (пьезометрическим) уровнем называется
воображаемая поверхность, проходящая через область питания и
разгрузки и определяющая высоту подъёма воды в данном месте.
Пьезометрический уровень обычно выражается в абсолютных отметках по отношению к уровню моря. Выше этого уровня артезианская
вода при фонтанировании подняться не может.
Другой характеристикой области напора является гидростатический (пьезометрический) напор, под которым понимают высоту
столба воды от кровли водоносного горизонта до пьезометрического
уровня. Пьезометрический напор выражается в метрах.
Таким образом, по условиям залегания можно выделить две
главные зоны распространения подземных вод – зону аэрации и зону
насыщения (см. рис.5.3).
Зона аэрации расположена между поверхностью земли и
уровнем грунтовых вод. В этой зоне, непосредственно связанной с
атмосферой и почвенным слоем, наблюдается инфильтрация (просачивание) атмосферных осадков и поверхностных вод в глубину. Часть
пор в зоне аэрации занята воздухом, отсюда и её название. К водам
зоны аэрации относятся почвенные воды и воды верховодки.
Зона насыщения расположена ниже уровня грунтовых вод. В
этой зоне все поры, трещины, каверны и другие пустоты заполнены
(насыщены) гравитационной водой. К водам зоны насыщения относятся грунтовые и межпластовые воды.
Карст и суффозия. Геологическая деятельность, совершаемая подземными водами, заключается, прежде всего, в растворении
(выщелачивании, химическом гипергенезе – см. разд.5.1) минералов
или горных пород, по которым они движутся. Процесс растворения
горных пород подземными водами с образованием отрицательных
западинных форм рельефа на поверхности Земли и различных полос171
тей, каналов и пещер в глубине называется карстом 27. Растворяющая
способность подземных вод значительно усиливается с повышением
давления и температуры, а также при наличии растворённых газов.
Так, химически чистая вода оказывает на известняки незначительное
растворяющее действие, но в присутствии углекислого газа агрессивность воды резко возрастает.
Легче всего растворяются такие минералы, как галит, сильвин, кальцит, доломит, гипс и т.п. В районах распространения пород,
сложенных этими минералами, вода, проникая по трещинам и порам,
выщелачивает отдельные зёрна минералов и после установления
сквозного стока уносит их в растворённом виде. Таким образом, подземное выщелачивание приводит к образованию вторичных коллекторов из пород, которые формировались как водоупоры. По коллекторским свойствам вторичные коллекторы не только не уступают
первичным, но часто и превосходят их.
Процессы растворения повторяются многократно, в результате во вмещающих породах образуется целая система соединяющихся
пустот и каналов, в дальнейшем увеличивающихся в размерах. Так
возникают карстовые пещеры.
Карстовые пещеры иногда достигают огромных размеров.
Они широко распространены в США, Франции, Италии, Венгрии, Чехии, Словакии, Грузии, России и др. Большое количество пещер
(свыше сотни) известно в кавернозных известняках, слагающих плато
Кентукки (США). Здесь расположена Мамонтова пещера, которая состоит из пяти ярусов каналов и гротов общей протяжённостью свыше
300 км. В Европе крупнейшие пещеры длиной 40-60 км известны в
Швейцарии (Хельхох) и Австрии (Айсризенвельт). Крупные пещеры
имеются в Венгрии, Германии, на Балканах.
Характерной формой для карстовых пещер являются натёчные образования, также связанные с деятельностью подземных вод.
Среди натёчных форм, которые чаще всего сложены кальцитом, выделяют сталактиты, сталагмиты, колонны, занавеси, перегородки и
т.д. Образуются они следующим образом. Подземные воды, проходя
через известняки, частично растворяют их и насыщаются гидрокарбонатом кальция Са(НСО3)2. Попадая в карстовые полости, обогащённые Са(НСО3)2, подземные воды оказываются в условиях более
27
Впервые этот широко распространённый процесс был подробно изучен на побережье Адриатического моря, на плато Карст близ г. Триеста, откуда и получил
своё название.
172
низкого давления, при котором происходит выделение избытка углекислоты, переход растворимого гидрокарбоната в нерастворимый
карбонат кальция и выпадение последнего в осадок. Так образуются
сталактиты – удлинённые, растущие вниз от кровли пещеры подвески, напоминающие ледяные сосульки. Более толстые натёчные формы, называемые сталагмитами, растут снизу вверх в результате падения капель на дно пещеры, частичного испарения воды, потери
некоторого количества углекислоты и выделения нерастворимого
карбоната кальция. Иногда, соединяясь, сталактиты и сталагмиты
образуют натёчные формы в виде колонн (сталагнаты), занавесей и
перегородок. На стенах карстовых пещер нередко возникают карнизы
и каскады. На дне большинства пещер развиты многочисленные колодцы или отдельные озёра. Иногда они соединяются и в виде водного потока движутся по дну пещеры в направлении её уклона.
Многие карстовые пещеры состоят из большого количества
гротов и залов, соединяющихся причудливыми галереями и располагающихся на разной высоте – в несколько этажей. Многоэтажность
пещер обычно связана с изменением уровня грунтовых вод в зависимости от базиса эрозии местной речной сети. Понижение базиса эрозии сопровождается понижением уровня карстовых вод, что приводит к формированию нового этажа пещеры.
Большинство карстовых пещер связано с выщелачиванием
известняков. Однако в мощных пластах, сложенных другими растворимыми минералами, также развиваются карстовые процессы. Примером может служить Кунгурская ледяная пещера, расположенная на
западном склоне Урала в пределах бассейна реки Сылва в гипсах и
ангидритах пермского возраста. Общая длина всех изученных ходов
превышает 4,6 км. Внутри пещеры имеется большое количество озёр,
в том числе 19 крупных. Самое большое озеро занимает площадь
около 200 м2. Характерными особенностями Кунгурской пещеры являются многоэтажность и низкая температура (от –2 до +3 °С), что
обусловливает в ней круглосуточное присутствие льда.
С течением времени на поверхности района, сложенного карстующимися породами, могут возникать различные формы карстового рельефа. По условиям образования выделяются карстовые формы,
связанные с выщелачиванием (карры) и с провалами и оседанием
сводов пещер (поноры, воронки, колодцы, долины и полья).
Сначала на поверхности известнякового массива возникают
глубокие борозды. Происхождение их связано с тем, что атмосфер173
ная вода, обогащённая углекислотой, проникает в трещины, растворяет их края, постепенно образуя небольшие углубления и промоины. С появлением направленного стока вод в промоинах и углублениях усиливаются процессы выщелачивания известняков, в результате образуются системы борозд и желобков, разделённых узкими
гребнями – карры.
Карстовые воронки представляют собой асимметричные чашеобразные углубления, диаметр и глубина которых изменяются от
единиц до десятков метров. Округлые, пологие и не особенно глубокие воронки называются карстовыми долинами. Нередко на дне карстовых воронок и других форм карстового рельефа встречаются глубокие отверстия – поноры. Они представляют собой своеобразные
вертикальные каналы, ведущие к подземным карстовым полостям.
Смыкаясь друг с другом, поноры образуют более крупные формы поверхностного карста – котловины и полья. Полья могут возникать
также в результате провала кровли пещер. В рельефе полья выделяются обширными размерами, имеют вид замкнутых впадин с крутыми
бортами и относительно плоским дном. Нередко полья заполняются
водой, образуя карстовые озёра.
Подземные воды не только растворяют горные породы, но и
разрушают их механическим путём, выносят твёрдые частицы. Процесс выноса подземными водами твёрдых частиц из различных пород
называется механической суффозией (от лат. suffusio – подкапывание). Чаще всего суффозии подвергаются глины, пески, рыхлые песчаники, при этом водоносные слои уменьшаются в объёме и проседают. Таким образом, в результате суффозии возникают пониженные
формы рельефа на поверхности Земли.
Осадки подземных вод. Наряду с растворением и переносом отдельных твёрдых частиц, подземные воды в благоприятных условиях откладывают осадки. Этот процесс может происходить как на
поверхности Земли у выходов источников, так и в пустотах пород водоносных пластов. Отложение осадков – одна из важнейших форм
геологической деятельности, совершаемой подземными водами.
1. Осадки, отлагаемые подземными водами на земной поверхности. К ним относятся известковые и кремнистые туфы, поваренная соль, железные и марганцевые руды.
Известковый туф состоит из кальцита, который накапливается на поверхности у выходов источников. Выпадение СаСО3 у выхо174
дов источников обусловлено теми же факторами, что и его выпадение при образовании сталактитов и сталагмитов.
Выделение углекислого газа и быстрое осаждение карбоната
кальция определяют пористую текстуру известковых туфов, а соли,
содержащиеся в подземной воде, окрашивают их в различные тона.
Обычно окраска туфов белая или серая, но часто с ржавыми или бурыми пятнами, возникающими за счёт оксидов железа. Наличие равномерно распределённых оксидов железа придаёт всей породе желтоватый цвет, а железомарганцевые соединения окрашивают туфы в
яркие тона.
Известковый туф со сравнительно крупными пустотами носит
название травертина. Он способен довольно быстро образовывать
оболочку на любых предметах, попавших в источники, – ветках, листьях, монетах и т.д. Поэтому отложения травертина часто используют для определения возраста по находкам в них листьев, цветочной
пыльцы, спор вымерших растений и т.д. На склонах гор натёки травертина обычно образуют системы террас. Наиболее крупные натёчные террасы высотой до 200 м связаны с термальными источниками
Памуккале у г. Денизли в Турции.
Железные руды. Известны залежи бурых железняков, образование которых связано с геологической деятельностью подземных
вод. Железные руды такого происхождения приурочены к выходам
вод, обогащённых солями железа FeСО3 или FeSO4. В этих условиях
и, по-видимому, при участии бактерий происходит превращение
FeСО3 и FeSO4 в 2Fe2O33Н2O – лимонит, который, откладываясь в
больших количествах, образует пласты. Примером являются железные руды Керченского и Таманского полуостровов, приуроченные к
отложениям верхнего отдела юры. Аналогично образуются марганцевые руды.
2. Осадки, откладываемые подземными водами в пустотах
горных пород. Выше говорилось об осаждении карбоната кальция в
виде сталактитов и сталагмитов, колонн и других форм в карстовых
пещерах. Таким же путём из подземных вод, заполняющих мелкие
пустоты, выделяются растворённые в них химические соединения,
цементирующие гальку, щебень, пески и другие рыхлые породы. Цементирующим веществом при этом часто бывают СаСО3, SiO2nH2O,
FeCO3 и др. В результате цементации образуются новые породы –
конгломераты, брекчии, песчаники и др. При цементации соли из
растворов осаждаются в пόровом пространстве между частицами
175
осадка или породы. Таким образом, из рыхлых песков образуются известковые, кремнистые или железистые песчаники в зависимости от
характера цемента, отложившегося между зёрнами породы. Цементация отложений минеральным веществом, выделившимся из подземных вод, может происходить на разных глубинах. Ведущим фактором в этом процессе является высокая минерализация подземных
вод.
Оползни. С деятельностью подземных вод связаны разнообразные смещения горных пород, слагающих крутые береговые склоны долин рек, озёр и морей. Смещения горных пород на крутых склонах бывают различными как по характеру, так и по масштабу. В частности, выделяют мелкие смещения (оплывины), крупные смещения
(оползни) и внезапные обрушения огромных массивов горных пород
(осыпи, обвалы), которые обычно происходят в горных районах. Наибольшее значение имеют оползни, широко распространённые в природе.
Оползень – это естественное перемещение массивов горных
пород под влиянием силы тяжести в результате деятельности подземных вод и при наличии в разрезе горизонтов пластичных глин.
В ненарушенном состоянии такие глины мало отличаются от обычных. Однако при механическом воздействии и увлажнении они приобретают высокую пластичность.
Оползень формируется следующим образом. Обрывистый
склон сложен плотными и тяжёлыми карбонатными породами. В основании склона обнажается водоносный горизонт с источником. Водоупором служат пластичные (плывунные) глины, которые под действием влаги и давления вышележащей толщи становятся «текучими». Из водоносного слоя в результате суффозии водой выносятся
мелкие частицы песка, в связи с чем склон медленно оседает. В этих
условиях в какой-то момент породы, залегающие над водоносным
слоем, под действием силы тяжести могут оторваться и сползти. Поверхность, по которой происходит отрыв и смещение масс горных пород, называется поверхностью смещения или скольжения. В результате оползания массивы горных пород разбиваются на отдельные
глыбы, которые обычно называют оползневыми телами. Как правило,
поверхность первоначального склона после оползания наклоняется в
сторону, противоположную движению оползня. При этом стволы деревьев, постройки и т.д. наклоняются в ту же сторону.
176
5.6. Геологическая деятельность ледников
Ледниками называют естественные массы кристаллического
льда, находящиеся на поверхности Земли в результате накопления и
последующего преобразования твёрдых атмосферных осадков (снега). Общая площадь современных ледников составляет свыше
16,2 млн км2 (10,9% площади суши), а в полярных областях ледниковый покров распространяется и на мелководную (шельфовую) область моря. Общий объём льда, содержащегося в ледниках, оценивается почти в 30 млн км3.
Геологическая деятельность ледников, как и других экзогенных факторов, складывается из эрозии, переноса обломков и их отложения. Изучением строения, развития и деятельности ледников
занимается гляциология (от лат. glacies – лёд).
Образование ледников. Ледники состоят из так называемого глетчерного льда (нем. Gletscher – ледник), который, в отличие
от других разновидностей льда, возникающих при замерзании воды
(почвенный, речной, морской), образуется из снега. Область, где
происходит накопление снега, его слёживание и превращение в лёд,
называется хионосферой (от греч. хион – снег).
Для возникновения ледника необходимы низкая среднегодовая температура, большое количество осадков в виде снега, а также
наличие пологих склонов и впадин, защищённых от солнца и ветра.
Такие условия имеются в странах с холодным климатом и в высокогорных областях различных климатических зон. Высоты, на которых
образуются ледники, в разных районах земного шара неодинаковы и
зависят от широты местности.
Уровень, выше которого снег не успевает полностью растаять
за лето, называется снеговой линией. Положение снеговой линии зависит от климатических условий. При увеличении снежного покрова
эта линия перемещается вниз и, наоборот, при смягчении климата и
уменьшении количества осадков – поднимается. В полярных районах
снеговая линия располагается на высотах, близких к уровню моря (от
0 до 50-70 м), в Норвегии и на Аляске – на высоте 1,5 км, в Гималаях
и Тибете – на высотах от 5,1 до 6 км. Высота снеговой линии может
меняться даже в пределах одного района. Так, на Западном Кавказе,
который характеризуется обилием осадков, снеговая линия проходит
177
на высоте 2,7 км, а на Восточном Кавказе с более сухим климатом –
на высоте около 3,8 км; в Джунгарском Алатау на северном склоне
гор снеговая линия располагается на высоте 3 км, а на южном, более
прогреваемом летом склоне, она достигает 3,5 км.
При приближении к экватору снеговая линия поднимается, на
полюсах приближается к уровню моря, что обусловливает неравномерность накопления снега и образования глетчерного льда – основная его часть (99,5%) сосредоточена в полярных областях и лишь
0,5% приходится на высокогорные ледники.
Накапливаясь в понижениях рельефа или на вершинах гор,
снег за лето не успевает растаять, масса его растёт из года в год, он
уплотняется и под влиянием суточных колебаний температуры превращается в зернистую массу. Такой уплотнённый зернистый снег
называется фирном (нем. Firn – слежавшийся, вечный снег), а область его накопления – фирновым полем (бассейном, цирком)
(рис.5.4). Фирн вновь покрывается выпавшим снегом, под тяжестью
которого продолжает уплотняться, пока со временем не превратится
в глетчерный лёд. Если 1 м3 свежего снега имеет массу 85 кг, то масса 1 м3 фирна достигает 600 кг, а 1 м3 глетчерного льда – 909 кг. Таким образом, на образование 1 м3 глетчерного льда расходуется почти 11 м3 снега. Средняя плотность глетчерного льда составляет
0,909 г/см3, что несколько ниже плотности речного льда (0,917 г/см3).
Обусловлено это беспорядочным расположением зёрен глетчерного
льда, размер которых изменяется от горошины до куриного яйца.
Структура же речного льда упорядоченная – кристаллы имеют примерно одинаковый размер и ориентированы перпендикулярно к поверхности воды. В отличие от речного и морского льда, глетчерный
лёд не обладает слоистостью, как правило, прозрачен и имеет голубоватый оттенок. Накапливается он в виде масс значительной мощности, которые составляют тело ледника. Важным свойством глетчерного льда является его текучесть. Скорость течения ледника зависит от его мощности и крутизны ложа, которое он покрывает. Чем
больше мощность и чем круче ложе, тем значительнее скорость течения ледника. Обычно она составляет 3-10 м в сутки, а крупные
ледники движутся со скоростью до 40 м в сутки.
178
Рис.5.4. Строение ледника: 1 – фирн; 2 – цирк; 3 – главный ледник; 4 – приток;
5 – подлёдный поток; 6 – серакки; 7 – кривассы; 8 – ригель.
Морены: Б – боковая; Ф – конечная (фронтальная); С – срединная;
В – внутренняя; Д – донная
В строении ледников выделяют следующие области:
- область питания – расположена выше снеговой линии;
здесь происходит накопление снега и превращение его в фирн, а затем в глетчерный лёд;
- область стока (абляции28) – расположена ниже снеговой
линии; здесь глетчерный лёд движется, стекает, постепенно теряя
массу в процессе таяния, испарения и механического разрушения.
Типы ледников. В зависимости от соотношения областей
питания и стока, от размеров и формы, ледники подразделяются на
три типа: горные (альпийского типа), покровные (материкового типа)
и промежуточные.
1. Горные (альпийские) ледники – сравнительно маломощные
ледники высокогорных районов, приуроченные к различным депрессиям в рельефе: впадинам, долинам рек, ущельям и т.п. Ледники такого типа развиты в Альпах, Гималаях, на Тянь-Шане, Памире, Кавка28
От лат. ablatio – отнятие, убыль, устранение.
179
зе. Область питания горных ледников выражена отчётливо, имеет
форму цирка (фирновый бассейн) и окружена амфитеатром высоких
гребней и пиков – хребтами, отрогами. Лёд стекает по горным долинам с крутыми склонами, образуя ледяные потоки – языки.
Среди горных ледников различают несколько разновидностей:
- долинные – наиболее крупные, характерные для ледников
данного типа;
- каровые – образующиеся в углублениях гор почти на уровне
снеговой линии и практически не имеющие стока;
- висячие – у которых ложе ледника нарушается крутым уступом, и ледяной поток, нависающий над ним, периодически срывается вниз в виде лавины.
Горные ледники бывают простыми, обособленными друг от
друга, а в ряде случаев наблюдаются сложные ледники, выходящие
из различных областей питания, сливающиеся друг с другом в области стока и образующие единый поток – настоящую реку льда с притоками, заполняющую горную долину на многие километры.
Хотя ледники альпийского типа играют скромную роль в общем балансе оледенений, отдельные высокогорные ледники достигают значительных размеров. Так, длина ледника Федченко на Памире составляет 77 км при ширине 4 км и толщине 1 км. Площадь оледенения горных систем даже в низких широтах измеряется десятками
тысяч квадратных километров. На Памире и Тянь-Шане общая площадь ледников превышает 20 тыс. км2, а в Гималаях составляет почти 60 тыс. км2.
2. Покровные (материковые) ледники образуются в полярных
районах и располагаются почти на уровне моря. Они занимают огромные площади и характеризуются значительной мощностью ледникового покрова. В отличие от ледников альпийского типа покровные ледники не обладают отчётливо обособленными областями питания и стока, форма их не контролируется рельефом ложа. Толщина
льда здесь настолько велика, что под нею скрываются все неровности рельефа. Поверхность покровных ледников обычно имеет форму
выпуклого щита с возвышением в центральной части.
Ледники покровного типа – крупнейшие на планете. Современные покровные ледники представлены ледниковыми щитами
Гренландии и Антарктиды. Площадь Гренландского ледника достигает 1,8 млн км2 при толщине 3 км и общем объёме свыше 2,6 млн км3.
180
Крупнейшим ледником планеты является Антарктический, занимающий площадь более 13,8 млн км2. В нём сосредоточено около
24 млн км3 льда, что составляет 80% объёма всех ледников мира.
Собственно, в Антарктиде расположены два ледника, разделённые
Трансарктическими горами. Ложе ледника Восточной Антарктиды с
максимальной мощностью льда до 3,6 км находится на высоте около
2 км; ледник Западной Антарктиды залегает в основном на дне океана и на отдельных островах морей Росса и Уэдделла, образуя шельфовые ледники.
В Антарктиде происходит интенсивное накопление льда – при
уровне осадков около 150 мм/год здесь ежегодно формируется слой
льда в 24 мм. Это накопление немного превышает потери льда, связанные в основном с отрывом от шельфовых ледников огромных ледяных глыб – айсбергов.
3. Промежуточные ледники представляют собой предгорные
и плоскогорные ледники, которые образуются на горах с плоской
(столообразной) или плоско-выпуклой вершиной. Такие ледники,
развитые на Скандинавском полуострове, иногда называются ледниками скандинавского типа. Промежуточными их считают потому, что
они характеризуются смешением свойств ледников альпийского и материкового типов. Вследствие однообразия рельефа ложа они, как и
покровные ледники, залегают сплошной массой на плоскогорьях. Передвигаясь от центра к периферии, промежуточные ледники используют для стока долины рек, ущелья и в этом отношении приближаются к горным. По размерам ледники промежуточного типа обычно невелики – площадь таких ледников на Скандинавском полуострове не
превышает несколько сотен квадратных километров.
Движение ледников. Передвигаясь, массы льда производят значительную работу по разрушению горных пород, обработке
(вспахиванию и истиранию) поверхности, по которой они движутся, и
переносу разнообразного обломочного материала. Движению ледника способствует появление воды в его подошве, которая образуется в
результате снижения температуры таяния льда при высоком давлении и выполняет роль смазки ледяного массива.
Скорость движения ледника зависит от многих факторов,
главными из которых являются масса льда и уклон поверхности, по
которой он перемещается. Кроме того, скорость течения ледника
связана с изменениями климата, условий питания, извилистости ледникового ложа. В частности, центральная часть ледника движется
181
значительно быстрее, чем боковые участки, которые испытывают
большее трение о борта долины. Неравномерное движение ледниковой массы обусловливает образование краевых или боковых трещин.
Кроме того, в теле ледника под действием боковых напряжений образуются длинные параллельные трещины – кривассы (см. рис.5.4).
Другим видом нарушения тела ледника являются серакки, связанные
с деформациями тела ледника при изменении ширины долины или с
неровностями в рельефе ложа (см. рис.5.4).
Ледниковая экзарация. Работа ледника по разрушению и
истиранию пород ложа называется ледниковой эрозией или экзарацией (от лат. exaratio – выпахивание). Однако твёрдость льда явно
недостаточна для разрушения большинства горных пород. Ледниковая эрозия в значительной степени обусловлена наличием обломков
горных пород, вмерзших в лёд, которые и являются главным инструментом разрушения.
При движении льда образуются глубокие борозды, царапины,
штрихи, выровненные, выположенные формы рельефа. Округлые
скальные асимметричные выступы со склонами, оглаженными и исштрихованными с одной стороны, и шероховатыми и зазубренными –
с другой, называются «бараньими лбами», их скопления образуют
так называемые «курчавые скалы». Долина, по которой движется
ледниковый язык с вмёрзшими в лёд обломками пород, приобретает
U-образную форму с плоским дном и крутыми боковыми стенками.
Такая долина называется трогом (от нем. Trog – корыто). Завершается троговая долина некоторым повышением коренных скальных пород – поперечным скальным выступом, ограничивающим движение
ледника и называемым ригелем (нем. Riegel – перекладина) (см.
рис.5.4).
Ледниковый перенос и аккумуляция. Весь обломочный
материал, образующийся в результате деятельности ледников, переносимый и отложенный, называется мореной (или моренными, гляциальными отложениями). Тёмноокрашенные обломки пород, составляющие морену, хорошо нагреваются солнцем, способствуют плавлению льда и постепенно погружаются в него. Светлоокрашенные обломки, наоборот, отражают солнечный свет и образуют грибообразные, вздымающиеся над поверхностью льда формы. В результате поверхность ледника приобретает сложный рельеф, обусловленный неравномерным нагревом и таянием отдельных участков.
182
Морены бывают движущимися и неподвижными. Первые
движутся вместе со льдом, вторые представляют собой обломочный
материал, оставшийся на месте после таяния ледника. Морены различных типов представлены на рис.5.4.
Неподвижные (отложенные) морены разделяются на конечные, основные и абляционные.
Конечной (фронтальной) мореной называются отложения,
формирующиеся в результате накопления приносимого ледниками
обломочного материала у нижней границы ледникового языка при её
длительном стационарном положении.
Основная морена – это отложения, оставшиеся после таяния
ледника на всём протяжении троговой долины. В отличие от конечной, основная морена образуется при постепенном непрерывном отступании ледника, когда нижняя граница ледникового языка не фиксируется надолго в определённом положении.
Абляционная морена чаще образуется ближе к периферической части ледника в стадии его деградации. При таянии ледника
имеющийся внутри него и на поверхности обломочный материал
осаждается, накладываясь на основную морену.
Характерной особенностью отложений неподвижных морен
является отсутствие сортировки обломочного материала.
С основными моренами связаны различные формы рельефа.
Одной из таких форм являются друмлины (от ирланд. drumlin –
холм) – продолговатые овальные холмы, располагающиеся по направлению движения ледника. Их длина составляет от сотен метров
до 1-2 км, ширина 100-200 м, иногда до 500 м, высота 15-30 м и до 50
м. Иногда друмлины имеют сильно вытянутую форму, в других случаях – округлую. Часть друмлин сложены целиком моренами, у другой
части присутствует ядро из коренных скальных пород.
Движущиеся морены делятся на поверхностные, внутренние
и донные.
Поверхностные морены, в свою очередь, делятся на боковые
и срединные. Поверхностные боковые морены образованы обломками
горных пород, обрушившихся на поверхность ледника со склонов
троговой долины. Поверхностные срединные морены образуются при
слиянии двух ледников из смежных долин в результате объединения
боковых морен каждого ледника.
Обломочный материал, находящийся на поверхности ледника, может проникнуть в трещины или быть перекрытым новыми пор183
циями снега. Обломки горных пород, заключённые внутри тела ледника, образуют внутреннюю морену, которая также может быть срединной или боковой.
Обломки, образованные в процессе экзарации и вмёрзшие в
подошву ледника, составляют донную морену. Они не только усиливают эрозионную деятельность, но и создают специфические формы
ледниковой эрозии.
Водно-ледниковые отложения. С деятельностью ледников связаны также флювиогляциальные отложения (лат. fluvius – река) – отложения водных потоков, образующихся при таянии ледников
(талых ледниковых вод). Такие водные потоки, как правило, размывают морену и выносят за пределы тающего ледника образующийся
обломочный материал. При этом вблизи границы ледника откладывается грубообломочный материал, далее – более мелкий, песчаный, а
затем глинистый. Таким образом, флювиогляциальные отложения, в
отличие от моренных (гляциальных), характеризуются сравнительной
отсортированностью и слоистостью и в этом отношении близки к
речным. Однако флювиогляциальные отложения по сравнению с
речными намного хуже окатаны, так как являются составной частью
перемытой морены и переносятся водным потоком на незначительные расстояния.
Основными формами рельефа флювиогляциальных отложений являются озы, камы и зандры.
Озы (от швед. asar – хребет, гряда) – гряды в форме узких
извилистых гребнеобразных валов, внешне напоминающие железнодорожные насыпи. Ширина озов у основания составляет 50-150 м, у
гребня до 5 м, протяжённость может быть до 30 км и более, высота
обычно 15-50 м. Озы сложены хорошо перемытыми слоями песка,
гравия, гальки с включениями валунов. Основная масса озов образуется путём заполнения внутриледниковых туннелей или руселтрещин, ограниченных высокими стенками мёртвого льда.
Камы (от нем. Kamm – гребень) – холмы с крутыми склонами
и пологими вершинами, сложенные преимущественно перемытыми и
отсортированными песками и гравием, иногда перекрытые абляционной мореной. Высота камов составляет до 20 м и более. В центральной части камов обычно выражена слоистость озёрного типа, в краевых частях она нарушена обвально-оползневыми структурами. Камы
образуются при таянии ледника из моренного материала, принесённого флювиогляциальными потоками в ледяные озёра и пещеры.
184
Крупные камы, примыкающие к коренным склонам долин и имеющие
плоские поверхности, называют камовыми террасами.
Зандры (от нем. Sand – песок) представляют собой занимающие большие пространства пологоволнистые равнины, расположенные за грядами конечных морен и сложенные продуктами перемывания морен, вынесенными флювиогляциальными потоками. В зандрах
наблюдается дифференциация отложенного материала: слабосортированные пески с гравием и галькой откладываются вблизи конечных
морен, далее на больших площадях отлагаются пески и на периферии местами появляются тонкозернистые пески и супеси.
5.7. Геологические процессы
в зоне многолетней мерзлоты
Понятие криолитозоны. Верхняя часть почв и горных пород подвергается сезонному промерзанию зимой и оттаиванию в весенне-летний период. Поверхностный слой сезонного промерзанияоттаивания отличается большой динамичностью и называется деятельным (активным) слоем. Закономерности промерзания-оттаивания
и температурный режим деятельного слоя определяются условиями
теплообмена на поверхности Земли, составом пород и их влажностью.
Ниже деятельного слоя на севере Аляски, Канады, Европы,
Азии, островах Северного Ледовитого океана расположены области
распространения многолетнемёрзлых горных пород (ММП), характеризующиеся отсутствием периодического оттаивания. Температура
этих областей долгое время (от 2-3 лет до тысячелетий) не поднимается выше 0 °C, поэтому их называют многолетней мерзлотой (устаревший термин – «вечная мерзлота»).
Многолетняя мерзлота и деятельный слой вместе составляют
так называемую криолитозону (от греч. криос – холод) – верхний
слой земной коры, характеризующийся отрицательной температурой
почв и горных пород и наличием (возможностью) существования
подземных льдов. При этом деятельный слой называют сезонной
криолитозоной, а многолетнюю мерзлоту – многолетней криолитозоной.
Соотношение деятельного слоя и многолетней мерзлоты в
разных местах различно. Нижней границей криолитозоны служит
изотермическая поверхность с температурой 0 °С. Наука, изучающая
185
криолитозону и процессы, протекающие в ней, называется геокриологией (мерзлотоведением).
Географическое распространение криолитозоны. Многолетняя мерзлота занимает площадь около 35 млн км2 (не менее
25% площади всей суши земного шара) и подразделяется на субаэральную (развита на континентах), субмаринную (охватывает
океанические и шельфовые области Полярного бассейна) и субгляциальную (распространена под холодными ледниками с температурой подошвы ниже 0 °С).
Материк, где вечная мерзлота отсутствует полностью – это
Австралия, в Африке возможно её наличие только в высокогорных
районах. Значительная часть современной многолетней мерзлоты
унаследована от последней ледниковой эпохи, и сейчас она медленно тает.
В многолетней криолитозоне при движении с юга на север
выделяют несколько зон распространения ММП:
- зона редкоостровного распространения – ММП занимают до
10% площади при толщине до 15 м;
- зона островного распространения – ММП занимают до 60%
площади при толщине до 50 м;
- зона массивноостровного и прерывистого распространения – ММП занимают до 95% площади при мощности до 150 м с островами талых вод.
Очевидно, что при движении с юга на север происходит увеличение размера массивов ММП с одновременным возрастанием их
мощности и уменьшением площади распространения таликов – участков талой, незамерзающей породы среди многолетней мерзлоты.
В самых северных районах распространения многолетней
криолитозоны расположена зона сплошной мерзлоты. Она занимает
наибольшие площади и характеризуется увеличенной мощностью –
от 100-200 до 700-900 м, а местами до 1000 м и более. На севере
Восточно-Европейской и Западно-сибирской равнин на глубинах до
200 м расположена реликтовая криолитозона мощностью до 500 м.
В горных районах распространение многолетней мерзлоты
подчиняется вертикальной зональности и характеризуется увеличением мощности с высотой гор от 100 до 1000 м и более.
В субмаринной криолитозоне наибольшее распространение
имеет островная и прерывистая мерзлота мощностью до 100 м, в
меньшей степени – сплошная мерзлота мощностью 100-400 м.
186
Мощность субгляциальной криолитозоны изменяется в больших пределах (от нескольких метров до 500 м и более) в зависимости
от температурного режима ледников, их динамики, геотермии, условий и др.
Районы многолетней мерзлоты составляют свыше 60% (около
10 млн км2) территории России. Наиболее широко она распространена в Восточной Сибири и Забайкалье. Самый глубокий предел многолетней мерзлоты отмечен в верховьях реки Вилюй (Якутия): глубина
залегания многолетней мерзлоты составила 1370 м.
Подземные льды криолитозоны. Подземными льдами называют все виды льда в ММП независимо от их образования, размеров и условий залегания. Льды, формирующиеся в мёрзлых породах,
разделяют на четыре основные группы.
1. Погребённый лёд – образуется при захоронении снега и
подземных льдов.
2. Повторно-жильный лёд – образуется при неоднократном
заполнении водой или снегом морозобойных трещин, захватывающих
как деятельный слой, так и многолетнюю мерзлоту. Повторножильные льды формируются в северной криолитозоне, где низкие
температуры сочетаются с небольшой мощностью деятельного слоя.
Глубина образующихся ледяных жил различна – от 0,5-1 до 30-40 м,
а ширина в верхней части до 8-10 м и более.
3. Инъекционный лёд – возникает в результате замерзания
подземной воды, внедряющейся под напором в толщу раздробленных, дисперсных ММП.
4. Конституционный лёд – образуется при промерзании
влажных дисперсных пород. Он подразделяется на лёд-цемент –
мелкие кристаллы льда, заполняющие поры и небольшие трещины во
влажных породах при их замерзании, и сегрегационный (миграционный) лёд, образующийся при замерзании воды, мигрирующей к
фронту промерзания. В результате формируются ледяные шлиры
(нитевидные включения), небольшие гнёзда, линзовидные прослойки.
Подземные воды криолитозоны. Распространение подземных вод криолитозоны тесно связано с пространственным положением ММП, являющихся водоупором. Классификация подземных
вод криолитозоны включает надмерзлотные воды деятельного слоя,
надмерзлотные воды несквозных таликов, воды сквозных таликов,
подмерзлотные воды, межмерзлотные и внутримерзлотные воды.
187
Надмерзлотные воды деятельного слоя образуются при оттаивании верхней части пород в весенне-летнее время. Основное питание этих вод происходит за счёт атмосферных осадков, движение –
в соответствии с уклоном поверхности Земли. По составу они преимущественно пресные гидрокарбонатные.
Надмерзлотные воды несквозных таликов – это воды подрусловых, прирусловых пойменных и подозёрных несквозных таликов,
существующих благодаря отепляющему воздействию водоёмов и водотоков. Подрусловые талые воды приурочены к руслам рек и ручьёв. Чем больше речной поток, тем шире и мощнее подрусловой талик. Питание вод таких таликов происходит преимущественно за счёт
инфильтрации атмосферных осадков и частично речных вод, вследствие чего они слабо минерализованы. Подрусловые талые воды
движутся вдоль долины реки и имеют сток в течение года, в них местами происходит питание и разгрузка грунтовых вод. Прирусловые
пойменные воды характерны для таликов, приуроченных к прирусловым отмелям, косам, нижним частям пойм, испытывающим временное
отепляющее воздействие во время половодий. Поверхностный сток в
таких водах является периодическим. Воды подозёрных несквозных
таликов характеризуются застойным режимом, в некоторых из них
наблюдается сероводородное заражение.
Воды сквозных таликов включают:
- воды инфильтрационных таликов, имеющие нисходящее
движение и образующиеся в результате инфильтрации атмосферных
осадков или втекания поверхностных вод по зонам разрывных тектонических нарушений или карстовым каналам; эти воды питают подмерзлотные и межмерзлотные воды;
- воды напорно-фильтрационных таликов, обладающие напором и характеризующиеся восходящим направлением движения; по
таким таликам местами происходит разгрузка подмерзлотных и межмерзлотных вод.
Подмерзлотные воды располагаются непосредственно под
ММП и называются контактирующими. Они приурочены к различным
по составу и проницаемости горным породам и всегда обладают напором. Глубина их залегания различна, температура также неодинакова – выделяют воды с положительной и отрицательной температурой. По степени минерализации воды с положительной температурой – пресные и солоноватые, с отрицательной температурой – солёные и рассолы. Такие высокоминерализованные воды называют
188
криогалинными (криопэгами). Местами они достигают значительной
мощности, как бы наращивая снизу криолитозону.
Помимо контактирующих подмерзлотных вод выделяются неконтактирующие – отделённые от ММП водонепроницаемыми породами. Такие воды также в большинстве случаев обладают напором.
Межмерзлотные и внутримерзлотные воды наблюдаются в
слоях, линзах и других формах, ограниченных ММП или сверху и снизу, или с боков, в условиях поступления вод глубинного стока. Межмерзлотные воды обычно имеют гидравлическую связь с другими типами вод криолитозоны. Внутримерзлотные воды ограничены ММП со
всех сторон и не связаны с другими типами вод. Межмерзлотные водоносные линзы образуются под обмелевшими и осушенными озёрами.
Геологические процессы в криолитозоне. Для криолитозоны характерен комплекс своеобразных (криогенных, мерзлотных)
процессов, связанных с влиянием низких температур: морозное пучение, наледеобразование, термокарст, солифлюкция, курумообразование, термоэрозия, термоабразия и др.
Морозное (криогенное) пучение представляет собой явление
увеличения объёма водонасыщенных дисперсных пород при выделении из них льда. Причиной морозного пучения может быть как сезонное, так и многолетнее промерзание горных пород. При переходе воды из жидкого состояния в лёд объёмное расширение пород достигает 8%.
Развитие морозного пучения определяется следующими условиями: наличием водонасыщенных дисперсных грунтов – глинистых, песчаных, крупнообломочных с песчано-глинистым заполнителем; глубоким сезонным (многолетним) промерзанием грунтов; близким залеганием от поверхности земли грунтовых вод.
Внешне морозное пучение выражается в локальном поднятии
поверхности земли в виде пучин – небольших вздутий высотой
0,2-0,6 м и длиной от нескольких метров до 10-12 м.
Особую форму морозного пучения в районах многолетней
мерзлоты представляют достаточно крупные формы рельефа – так
называемые бугры пучения. Образуются они при промерзании талых
водоносных пород, подпитываемых снизу напорными межмерзлотными и подмерзлотными водами. Рост бугров пучения может продолжаться в течение многих лет, а их высота может достигать 30-60 м.
В Канаде бугры пучения называют пинго, в Якутии – булгунняхами.
189
На стадии старения бугра пучения льдистое ядро, которое находится
в его центре, протаивает, и на месте бугра образуется озеро.
Наледи представляют собой ледяные тела различных форм и
размеров, возникающие в результате многократного излияния на поверхность и замерзания поверхностных или подземных вод.
Речные наледи образуются при резком сужении на отдельных
участках реки её живого сечения вследствие зимнего промерзания.
При этом создаётся значительный гидростатический напор, и речные
воды, взламывая лёд, по трещинам и другим ослабленным зонам выходят на поверхность и замерзают в виде ледяного тела. После многократных излияний и замерзания толщина речной наледи может составлять 3-4 м и более.
Наледи подземных вод связаны с промерзанием водоносных
путей, прорывом подземных вод и излиянием их на поверхность земли. Огромные наледи площадью в десятки квадратных километров
образуются в Якутии за счёт выхода на поверхность и замерзания
зимой вод из крупных карстовых источников.
Наледи речных и подземных вод широко распространены в
районах многолетней мерзлоты. Так, в Верхоянско-Колымской горноскладчатой зоне насчитывается до 10 тыс. наледей общей площадью
свыше 8 тыс. км 2. Наиболее крупная наледь – Большая Мамская в
Якутии, её площадь достигает 80 км 2, объём – 200 млн м 3.
Термокарст – это процесс вытаивания подземного льда, сопровождающийся осадкой земной поверхности и образованием отрицательных форм рельефа – котловин, западин, воронок и др. Основными причинами развития термокарста в ММП являются общее потепление климата и деградация многолетней мерзлоты, а также инженерно-хозяйственная деятельность человека.
Солифлюкция (от лат. solum – земля, почва и fluctio – истечение) представляет собой медленное стекание оттаивающих рыхлых
переувлажнённых дисперсных пород по пологим склонам. Основная
причина развития солифлюкции – разрушение структурных связей в
насыщенных льдом ММП и уменьшение их прочности при оттаивании.
Оттаивающий слой текучих, пластичных грунтов сползает вниз по
поверхности твёрдых мёрзлых пород со скоростью от нескольких сантиметров до 1-2 м в год. Основные проявления этого процесса в
рельефе – натёчные формы: солифлюкционные языки, покровы, террасы.
190
Курумы – это каменные подвижные россыпи на склонах гор,
образующиеся под влиянием мерзлотных процессов – выпучивания,
сползания, замерзания и т.д. Важнейшее значение в их развитии
имеет один из видов физического выветривания – морозное выветривание (см. разд.5.1), в результате которого крупные блоки пород
(до 3,5-4 м) отторгаются от подстилающих коренных пород и движутся вниз по склону со скоростью от нескольких сантиметров до 1-1,5 м
в год.
Курумы широко развиты в горных районах Восточной Сибири,
где они образуют так называемые каменные реки и моря, занимающие большие площади в несколько квадратных километров.
Термоабразия берегов морей, озёр, водохранилищ связана с
быстрым (до 20 м в год) разрушением и отступанием берегов, сложенных оттаивающими ММП.
Термоэрозия обусловлена тепловым и размывающим действием временных и постоянных водотоков и катастрофически быстрым
развитием промоин, рытвин и оврагов.
5.8. Геологическая деятельность океанов и морей
Геологическая роль океанических и морских бассейнов весьма велика. Они занимают 361 млн км2 площади земной поверхности,
что составляет 70,8% (см. табл.2.1). В Мировом океане заключено
86% общего количества воды гидросферы. Моря и океаны являются
главными бассейнами, в которые поступают продукты разрушения
материков и где происходит формирование осадочных горных пород
(диагенез).
5.8.1. Строение океанического дна
Океаническое дно изучают разными способами. Глубина
океанических бассейнов определяется акустическим зондированием.
Океаническая кора исследуется сейсмическим, гравиметрическим,
магнитометрическим методами, методом измерения теплового потока. Эффективным методом исследования является также использование специальных глубоководных аппаратов и судов, оснащённых буровыми установками, способными бурить скважины глубиной в несколько тысяч метров и отбирать керны океанических пород.
191
Главными элементами рельефа океанического дна (рис.5.5)
являются: континентальный шельф; континентальный склон с подводными каньонами; континентальное подножие; система срединноокеанических хребтов; островные дуги; ложе океана с абиссальными
равнинами, положительными формами рельефа (главным образом,
вулканами, гайотами и атоллами) и глубоководными желобами.
Рис.5.5. Типы сочленения континентов с океанами (профили):
а – атлантический; б – тихоокеанский
Континентальный (материковый) шельф представляет собой
пологие (средний угол наклона до 1) окраины континентов (материков) – отмели, погружённые до 200-300 м ниже уровня моря у их
внешнего края. Со стороны океана шельф ограничивается чётко выраженной бровкой, откуда начинается более крутое погружение мор192
ского дна. Общая площадь шельфа около 7 млн км2 (около 2% площади дна Мирового океана).
Континентальный (материковый) склон с каньонами. От
бровки шельфа дно опускается круче (средний угол наклона до 5-7,
нередко 15-20, иногда до 50), образуя континентальный склон. Его
ширина составляет от 15 до 30 км, глубина погружения – 2-3 км. Характер рельефа материкового склона достаточно сложен. Часто он
обладает ступенчатым профилем и изрезан глубокими каньонами –
V-образными поперечными долинами глубиной до 1200 м, в результате чего бровка шельфа становится похожей на бахрому. В нижней
части каньоны достигают глубины 2-3 км. Стенки каньонов скальные,
а донные осадки, сгруженные у их устьев на континентальное подножие (конусы выноса), свидетельствуют, что каньоны играют роль
лотков, по которым осадочный материал с шельфа сносится на большую глубину. Подводные каньоны напоминают речные долины или
каньоны горных областей.
Континентальное (материковое) подножие – пологая (максимальный уклон до 2,5) наклонная равнина в основании континентального склона, протягивающаяся до глубины 3,5-4,5 км и местами
характеризующаяся осадками большой мощности (до 10-15 км) за
счёт выноса материала мутьевыми потоками и периодически возникающими крупными оползнями. Материковое подножие является
аналогом предгорных аллювиальных равнин, образованных речными
осадками у подножия горных массивов (см. разд.5.4).
Ложе океана включает как абиссальные равнины, так и другие крупные и мелкие формы рельефа.
Абиссальные равнины – это плоские и самые глубокие
(3-6 км) участки океанического дна, занимающие около 30% его
площади. Они представляют собой аккумулятивные поверхности, образованные осадками.
Срединно-океанические хребты образуют единую глобальную
систему возвышенностей общей протяжённостью более 60 тыс. км.
Центральная, наиболее приподнятая часть хребта обычно рассечена
глубокой продольной долиной – рифтом. В пределах рифтовой долины проявляется активный базальтовый вулканизм, происходит раздвижение океанического дна (спрединг) и формирование молодой
океанической коры (см. разд.4.2). Срединно-океанические хребты
пересечены многочисленными трансформными (поперечными) разломами.
193
Гайоты – изолированные подвижные горы вулканического
происхождения с плоскими вершинами, погружённые на глубину
1-2 км от уровня моря.
Атоллами называют почти круглые (кольцевые) коралловые
или водорослевые рифы, окаймляющие лагуну.
Глубоководные желоба, окружающие Тихий, Индийский
океаны и частично Карибский бассейн, представляют собой узкие
протяжённые впадины глубиной от 7 до 11,034 км (Марианская впадина).
Островные дуги – подводные хребты с отдельными возвышающимися над водой вершинами – архипелаги вулканических островов (например, Курильская гряда), с внешней стороны которых
располагаются глубоководные желоба.
По особенностям рельефа и тектонической активности выделяют два основных типа сочленений (переходных зон) континентов с
океанами:
1. Атлантический (пассивный) тип (рис.5.5, а), характерный
для северной и южной Атлантики, Северного Ледовитого океана и
значительной части Индийского океана. Он представляет собой чётко
выраженную спокойную переходную подводную окраину: континент
 шельф  континентальный склон  континентальное подножие
 ложе океана.
2. Тихоокеанский (активный) тип (рис.5.5, б), где наблюдается иной переход от континента к океану: континент  впадины окраинных морей (Охотское, Японское и др.)  островные дуги (Курильская, Японская и др.)  глубоководные желоба  ложе океана. Для
этого типа характерна высокая тектоническая активность, проявляющаяся интенсивными вулканическими извержениями, землетрясениями и движениями земной коры.
5.8.2. Физические свойства и химический состав морской воды
Физические свойства. Температура воды в поверхностном
слое морей и океанов во многом зависит от климатических условий
местности. В тропиках она значительно выше, чем в умеренных и полярных широтах. Но, начиная с некоторой глубины, колебания температуры морской воды, зависящие от климатических условий, исчезают, и далее с глубиной температура неуклонно понижается.
194
Среднегодовая температура воды у поверхности Мирового океана составляет 17,4 °С.
Температура воды в придонных слоях Мирового океана достигает 2-3 °С, а в глубоководных впадинах может быть ниже нуля
(до –2 °С), так как температура замерзания воды из-за наличия в ней
солей понижается.
На температуру морских вод значительное влияние оказывают морские течения, которые могут как повышать, так и понижать
среднюю температуру бассейна. Резкое различие температуры морской воды высоких широт и тропических областей обусловливает
циркуляцию и постоянное перемешивание вод Мирового океана.
Давление в морях и океанах возрастает пропорционально
глубине. На каждые 100 м глубины оно увеличивается примерно на
1 МПа, достигая наибольшей величины в глубоководных впадинах.
Плотность морской воды изменяется в небольших пределах –
от 1,028 до 1,022 г/см3 и зависит от колебаний температуры, давления и содержания солей.
Химический состав. Морская вода содержит в растворённом виде большое количество различных солей. Средняя солёность
морской воды, равная 35 г/л, называется нормальной. Различают абсолютную солёность – общее количество растворённых солей, и солевой состав воды – соотношения между содержанием растворённых
солей. В водах с нормальной солёностью подавляющая часть растворённого вещества приходится на долю NaCl (78,32%) и MgCl2
(9,44%). Сульфаты, представленные MgSO4, CaSO4, K2SO4, составляют
11,94%, на долю всех других солей приходится 0,3%. В морской воде, помимо перечисленных солей, присутствуют йод, фтор, фосфор,
цинк, свинец и другие элементы. Поскольку воды Мирового океана
постоянно перемешиваются, их средняя солёность остаётся неизменной. Что касается вод некоторых обособленных морей (например,
Чёрного моря), то на их солёность влияют многие факторы, главными
из которых являются климатические условия, речной сток, газовый
режим. В результате солёность вод таких морей значительно отличается от нормальной. Чем больше изоляция морского бассейна, тем
значительнее отличие. При этом может изменяться не только абсолютная солёность, но и солевой состав воды.
Очевидно, что вблизи устьев рек морская вода имеет пониженную солёность. В некоторых случаях (например, в Средиземном
море) в результате испарения понижается уровень воды и увеличи195
ваются её солёность и плотность. Поэтому в Средиземное море (солёность 35-39 г/л) из Мраморного и Чёрного (солёность 18-22 г/л)
морей через пролив Дарданеллы направляются поверхностные течения, т.е. испарение компенсируется притоком речных вод. Такой же
обмен водами происходит между Красным морем и Индийским океаном, а также между относительно пресноводным Балтийским морем и
Северным. Менее солёные воды имеют меньшую плотность и распространяются над более солёными и тяжёлыми, поэтому поверхностные
течения всегда движутся к областям с большей солёностью, а придонные течения – в противоположном направлении.
Растворимость солей, а следовательно, и солёность воды
увеличиваются с повышением температуры. Поэтому в полярных областях в поверхностном слое солёность минимальная, а замерзающий
лёд практически пресный.
Газовый режим морей и океанов. В воде современных
морей растворены такие газы, как кислород, азот, углекислый газ,
иногда сероводород в сочетании с азотом и углекислым газом. Бассейны, в водах которых растворён кислород, обладают нормальным
газовым режимом; при наличии сероводорода развивается аномальный газовый режим – сероводородное заражение.
Газовый режим морских бассейнов зависит от многих факторов, главными из которых являются температура морской воды и её
вертикальное перемешивание. Газовый режим, в свою очередь, определяет характер органического мира бассейна и существенно
влияет на процессы осадконакопления. Наибольшее геологическое
значение имеют кислород и углекислый газ, обладающие большой
химической активностью. Кислород играет основную роль в жизнедеятельности морских организмов. Он поступает в воды бассейна как
из атмосферы, так и за счёт процессов фотосинтеза с участием водорослей. Количественно в морской воде преобладает углекислый газ,
которого здесь во много раз больше, чем других газов атмосферы: в
1 л поверхностного слоя морской воды растворено 50 мл CO2, 13 мл
N2, 2-8 мл O2 и небольшое количество аргона и других газов. Таким
образом, в водах Мирового океана растворено около 140 трлн т. углекислоты, что в 60 раз больше её количества, содержащегося в атмосфере. Объясняется это повышенной растворимостью углекислого
газа в морской воде. Кислорода в воде растворено всего 8 трлн т.,
т.е. в 130 раз меньше, чем в атмосфере.
196
Растворение газов в морской воде – процесс обратимый. При
этом устанавливается динамическое равновесие между количеством
газов, поступивших из атмосферы в морские воды и выделившихся из
них. Растворимость газов зависит от температуры воды. При её повышении образуется избыток газов и они выделяются в атмосферу.
Особенно важную геологическую роль играют изменения
растворимости углекислого газа. В полярных областях с низкой температурой она особенно высока и воды здесь обычно недонасыщены
углекислотой. В экваториальной зоне, наоборот, морская вода перенасыщена углекислотой. Перемешивание вод приводит к возникновению циркуляции СО2 в атмосфере: в экваториальных широтах СО2
выделяется в атмосферу из воды, а в полярных областях интенсивно
поглощается водой.
Содержание углекислого газа изменяется и в зависимости от
глубины океанических вод. В нижних, холодных слоях океана образуется избыток СО2 и возникает растворимый гидрокарбонат кальция
Са(НСО3)2. В верхних, прогретых слоях растворимость углекислоты
падает и её избыток выделяется в атмосферу. Кроме того, часть СО2
поглощается фотосинтезирующими водорослями. Создающийся дефицит СО2 приводит к образованию нерастворимого карбоната кальция СаСО3 и выпадению его в осадок.
Однако, если глубина моря превышает 4-4,5 км, то нерастворимый карбонат кальция в нижних слоях океана снова превращается
в растворимый гидрокарбонат. Таким образом, на глубине 4-4,5 км
расположен так называемый уровень карбонатной компенсации. Если
дно океана выше этого уровня, то происходит активное накопление
карбонатов и захоронение углерода в океанической коре, если же
океан глубже, то формирование карбонатных осадков не происходит.
5.8.3. Органический мир океанов и морей
Флора и фауна. В геологической деятельности океанов и
морей принимают участие многочисленные растительные и животные
организмы, в изобилии населяющие моря и океаны. После гибели организмов их скелетные остатки в дальнейшем преобразуются в органогенные осадочные породы (см. разд.3.3.3).
Состав и строение огромной массы обитающих в морских водах растительных и животных организмов в значительной мере зависят от среды обитания, т.е. от глубины моря, температуры и динами197
ки морской воды и её солёности, давления, глубины проникновения
света и т.д. Даже незначительное изменение хотя бы одного из факторов часто приводит к массовой гибели животных и растений, населяющих участок морского бассейна. Этим и объясняется тот факт,
что к определённым областям моря приурочены приспособившиеся к
обитанию в них биоценозы.
Весь органический мир морских бассейнов подразделяется на
три основные группы: бентос, планктон и нектон.
Бентос (от греч. бентос – глубина) составляет большая группа животных и растений, обитающих на дне морей и океанов. Часть
из них прирастает ко дну и образует прикреплённый бентос, другая
часть передвигается на небольшие расстояния и составляет подвижный бентос. К прикреплённому бентосу относятся морские лилии, кораллы, губки, мшанки и др., к подвижному бентосу – моллюски, морские ежи, морские звёзды, многощетинковые и ресничные черви, нематоды и др. Бентос больших глубин в отличие от бентоса мелководных прибрежных частей моря называется абиссальным бентосом.
Планктон (от греч. планктос – блуждающий) включает все
организмы, пассивно плавающие, дрейфующие, т.е. переносимые
волнами и морскими течениями. Среда обитания планктона – толща
морской воды до глубин, как правило, 100-200 м. Планктонные формы складываются из зоопланктона и фитопланктона. Зоопланктон
представлен простейшими (фораминиферы, радиолярии, инфузории
тинтинниды), некоторыми кишечнополостными (медузы, сифонофоры, гребневики), моллюсками, ракообразными (веслоногие, эвфаузиевые, мизиды, креветки), оболочниками (аппендикулярии, сальпы,
бочоночники, пиросомы), яйцами рыб, личинками различных беспозвоночных животных. Фитопланктон состоит в основном из диатомовых водорослей, перидиней и кокколитофорид. Фораминиферы и радиолярии обитают главным образом в океанических водах тропических и средних широт, диатомеи – в холодных околополярных морях.
Планктон составляет основную часть органической массы, населяющей Мировой океан.
Нектон (от греч. нектос – плавающий) составляют все активно плавающие животные, способные противостоять силе течения и
самостоятельно перемещаться на значительные расстояния. В эту
группу входят разнообразные виды рыб, морских беспозвоночных,
млекопитающих и др.
198
Основное геологическое значение среди перечисленных
групп морских организмов имеют бентос и планктон. Ввиду массовости распространения многие представители этих групп играют ведущую роль в процессах осадконакопления и являются породообразующими организмами.
Биономические зоны. Морская среда разделяется на пять
зон обитания, каждая из которых характеризуется своей флорой и
фауной: литоральную, неритовую, батиальную, абиссальную и пелагическую (см. рис.5.5, а).
1. Литоральная (приливно-отливная) зона (от лат. litoralis –
береговой). Она включает площадь, расположенную между уровнями
высокого и низкого приливов. В этой зоне при низком приливе морское дно обнажается, при высоком приливе – скрывается под водой.
Литоральная зона всегда подвержена сильному воздействию волн,
из-за чего условия жизни здесь очень суровые. Организмы должны
либо крепко прикрепляться к дну, либо селиться в норах. Некоторые
из них укрываются в сохраняющихся во время низкого прилива водоёмах, у других развиваются анатомические особенности, позволяющие им пережить время, в течение которого они остаются на воздухе.
2. Неритовая (сублиторальная) зона (по названию встречаемого здесь моллюска Nerita). Она протягивается от линии низкого
прилива до бровки континентального шельфа. Процветающая здесь
жизнь намного богаче, чем на такой же площади в любом другом
месте земного шара. Так как глубина воды не превышает 200 м,
верхняя часть зоны освещена солнцем, пища имеется в изобилии, то
здесь буйно развивается огромное количество разнообразных видов
морских организмов, питающихся либо друг другом, либо веществами, растворёнными в морской воде.
3. Батиальная зона (от греч. батис – глубокий). Она включает
морское дно материкового склона на глубинах приблизительно от
200 до 3000 м. Здесь обитает богатая популяция животных, несмотря
на то, что из-за отсутствия света растительный мир весьма скуден.
Благодаря тому, что осадки накапливаются медленно, живущие на
дне организмы-редуценты успевают уничтожить бόльшую часть органического вещества. Осадки состоят главным образом из известковых раковин планктонных организмов, диатомовых водорослей и
спикул губок.
199
4. Абиссальная зона. Ей принадлежит дно моря ниже уровня
3000 м. До этой зоны не доходит солнечный свет, температура в ней
постоянно близка к точке замерзания воды. Так как растения в этих
условиях существовать не могут, те животные, которые питаются
растительной пищей, живут за счёт того, что поднимаются отсюда в
освещённый слой воды у поверхности. Строение раковин и скелетов
животных, живущих на абиссальных участках дна, свидетельствует о
том, что на этих глубинах способны существовать только высокоспециализированные организмы. Исключение составляют районы выхода на дне термальных вод.
5. Пелагическая зона (от греч. пелагос – открытое море). Ей
соответствует верхний слой воды на обширных пространствах открытого моря за пределами литоральной зоны. Жизнь в этой зоне включает пассивно плавающие планктонные формы и самостоятельно
плавающих животных. Наиболее обычными растениями являются водоросли, в том числе диатомовые. Животный мир здесь разнообразен – от микроскопических форм до китов. Их устойчивые твёрдые
части поступают в донные осадки на большую глубину. Местный
подъём холодной воды, богатой питательными веществами, в определённых районах океана вызывает бурный рост мелких организмов,
служащих первичным звеном пищевой цепи.
5.8.4. Абразия
Абразией (от лат. abrasio – соскабливание) называется комплекс разрушительной работы, производимой водами Мирового
океана.
Вся толща вод Мирового океана находится в непрерывном
движении. Природа движений океанических вод различна. Среди них
выделяют волновые и приливно-отливные движения, поверхностные
и глубинные морские течения, цунами. Волновые движения возникают в результате трения ветра о водную поверхность. Приливноотливные движения – периодические поднятия и опускания уровня
воды в океанах и морях – формируются в результате того, что Земля
испытывает притяжение Луны и Солнца. Разрушительная деятельность океанов и морей связана главным образом с волновыми движениями и, в значительно меньшей степени, с приливно-отливными.
Разрушение морских берегов и дна происходит под действием различных факторов, главными из которых являются: ударная си200
ла волны, обрушивающейся на берег; удары обломков горных пород,
переносимых волнами; химическое воздействие морской воды на
горные породы, слагающие берега. Эти факторы обычно действуют
совместно, что значительно усиливает разрушительную деятельность
моря.
Волны обладают значительной кинетической и потенциальной энергией. Полная энергия волн определяется по формуле
gH 2
,
8
где g – ускорение силы тяжести;  – плотность воды; Н – высота
E
волны.
Очевидно, что полная энергия волн резко возрастает с увеличением их высоты.
Сила удара (давление) волны может быть определена по
формуле
P
0,18L ,
g
где L – длина волны.
Во время штормов волны оказывают на горные породы, слагающие берег, давление, превышающее 0,1-0,2 МПа. Ударная сила
волн значительно увеличивается за счёт многочисленных обломков,
которые вместе с волнами обрушиваются на берег. Однако при равной ударной силе волн скорость разрушения морских берегов различного типа неодинакова, так как она зависит от ряда факторов и, в
первую очередь, от крутизны берега, прочности слагающих его пород
и характера их залегания.
Более интенсивно абразия протекает у крутых берегов. Максимальная скорость разрушения берега наблюдается там, где слагающие его породы падают в сторону материка (рис.5.6, а); минимальная скорость разрушения характерна для берегов, сложенных
пластами горных пород, моноклинально наклонёнными в сторону моря (рис.5.6, б). В том случае, когда пласты горных пород залегают
горизонтально, скорость их разрушения будет средней.
Абразия проявляется постоянно, что в конечном итоге приводит к разрушению крутого берега (рис.5.6, в): сначала в основании
отвесного берегового уступа (клифа) образуется выемка – волноприбойная ниша, которая со временем углубляется до тех пор, пока породы, слагающие кровлю ниши, не обрушатся под действием силы
201
тяжести. Таким образом, крутой берег постепенно отступает в сторону материка, и на месте ниши образуется волноприбойная терраса.
У подножия берегового уступа, в верхней части волноприбойной террасы, которая протягивается в виде отмели, скопившиеся обломки
горных пород дробятся волнами и выносятся в море. Эту часть волноприбойной террасы, с которой продукты разрушения берега удалены и которая сложена только коренными породами, называют абразионной террасой (бенчем), при отливе она сильно обнажается. Между абразионной террасой и клифом может возникать пляж. Нижняя
часть волноприбойной террасы всегда покрыта морской водой. Здесь
накапливаются галька, гравий, песок и другие продукты разрушения
коренного берега. Эта часть носит название аккумулятивной (намывной) террасы.
а
б
в
Рис.5.6. Схема разрушения морских берегов: а – при падении пород в сторону материка; б – при падении пород в сторону моря; в – последовательное разрушение
берега с образованием ниши и террас; 1 – известняки; 2 – глины; 3 – песчаники;
I – первоначальная поверхность берега; II – волноприбойная ниша; III – абразионная терраса; IV – аккумулятивная терраса; V – пляж. Уровни стояния воды:
В – высокий; Н – низкий
Волноприбойная терраса под действием абразии постоянно
увеличивается, расширяясь в сторону как морского бассейна, так и
материка. Иногда она достигает значительных размеров – 50-60 км в
ширину. Скорость продвижения моря в сторону суши довольно велика и достигает 1-2 км за 1000 лет.
В тех случаях, когда морской берег испытывает тектонические движения восходящего или нисходящего направления, образуется несколько волноприбойных ниш и террас. При нисходящих движениях более древние террасы располагаются ниже современного
уровня моря, при восходящих движениях – выше.
202
5.8.5. Перенос продуктов разрушения
Морские воды переносят не только продукты абразии, но и
огромные массы обломочного материала, выносимого в море реками.
Перемещение обломочного материала осуществляется теми же видами движения вод Мирового океана, которые производят разрушение
берегов и дна, однако для переноса материала требуется меньшая
энергия движущейся массы воды.
Для переноса глинистых и алевритовых частиц нужны гораздо меньшие скорости движения воды, чем для перемещения гравия и
гальки. Но для разрушения пород, сложенных глинами, необходимы
более высокие скорости течения воды. Это связано с большими силами сцепления между отдельными частицами в тонкодисперсных
глинистых породах.
Перенос частиц волновыми движениями воды ограничен определённым пределом, который получил название нормального разгона волнения. Поскольку волновые движения в толще воды с глубиной затухают, то перемещение обломочного материала по дну волновыми движениями морской воды осуществляется только в пределах
сравнительно узкой прибрежной полосы с глубинами до 100-150 м,
реже до 200 м, т.е. только в области шельфа. В пределах остальной
части бассейна волновые движения могут перемещать лишь те частицы, которые находятся во взвешенном состоянии в верхних слоях
воды.
Более универсальным фактором переноса обломочного материала являются постоянные морские течения. Хотя в зонах их действия и происходит снижение скорости с глубиной, но движением охватывается слой воды мощностью до 1500-2000 м. Скорость постоянных
течений в ряде случаев бывает очень значительной. Так, скорость
течения Гольфстрим у берегов Флориды составляет 250 см/с, у Атлантического побережья она снижается до 90 см/с. Имея такую скорость, постоянные течения способны переносить довольно крупный
обломочный материал на большие расстояния. Ещё более значительна роль постоянных течений в переносе тонкодисперсного материала, длительное время находящегося во взвешенном состоянии.
Существенную роль в переносе обломочного материала играют приливные течения, скорость которых достигает иногда 5-7 м/с.
Приливные течения и волнения приводят к закономерному размещению обломочного материала по площади бассейна. В результате их
203
действия формируется горизонтальная зональность в распределении
осадков, при которой более грубый материал располагается ближе к
береговой линии, а тонкозернистый материал оседает во внутренних
частях бассейна. Влияние постоянных течений проявляется в нарушении этой зональности и в появлении пятен и линз грубозернистого
материала во внутренних частях бассейна.
Перенос обломочного материала, хотя и в меньших объёмах,
осуществляется плавающими морскими льдами – айсбергами, а также
донными мутьевыми потоками, возникающими при периодическом
оползании рыхлых осадков на крутых континентальных склонах
океана.
5.8.6. Осадконакопление
Осадочный материал и зоны осадконакопления. Кроме
продуктов разрушения берегов, в Мировой океан с суши поступает
огромная масса минеральных веществ, выносимых реками и, в меньшей степени, ледниками и ветром. Эти вещества, находящиеся в виде
обломков, а также в составе истинных и коллоидных растворов, осаждаются в различных участках моря, подчиняясь особенностям гидродинамического и гидрохимического режимов бассейна.
В образовании морских осадков, помимо принесённого материала, принимают участие скелетные остатки организмов, населяющих морской бассейн. Небольшая доля материала, осаждающегося в
морях и океанах, приходится на продукты вулканической деятельности (лавы при подводных извержениях; пепел, переносимый ветром),
метеориты и космическую пыль (табл.5.4).
Таблица 5.4
Осадочный материал морских бассейнов
Источники
осадочного материала
Всего:
реки
ветер
абразия
вулканы
живые организмы
ледники
космическая пыль
Количество осадочного
материала, тонн/год
29,68
21,73
1,6
0,5
2,5
1,8
1,5
0,05
204
Морские осадки чрезвычайно разнообразны. Они различаются размерами обломочных частиц, количественным соотношением
обломочного материала и материала химического происхождения,
минеральным составом тех и других компонентов, а также биологической характеристикой. В одних районах остатки флоры и фауны
содержатся в морских осадках в изобилии, в других присутствуют в
виде единичных экземпляров, в третьих отсутствуют вообще. Различие характера морских осадков является следствием исключительного разнообразия физико-географических условий, в которых происходит их накопление. Главными факторами, определяющими тип
морских отложений, являются рельеф и глубина морского дна, степень удалённости береговой линии и климатические условия. В соответствии с этими особенностями в пределах Мирового океана выделяются следующие зоны со специфическими условиями осадконакопления (см. рис.5.5, а):
- литоральная – в приливно-отливной зоне;
- мелководная – в области шельфа;
- батиальная – в области континентального склона;
- абиссальная – охватывает области ложа Мирового океана и
глубоководных впадин.
Осадки, формирующиеся в литоральной и мелководной зонах, называются неритовыми, а в батиальной и абиссальной зонах –
пелагическими.
В зависимости от происхождения осадочного материала выделяются осадки следующих типов:
1) терригенные – выносятся с суши;
2) органогенные (биогенные) – их источником являются живые организмы;
3) хемогенные – образуются в результате химических процессов;
4) вулканогенные – продукты вулканической деятельности.
Неритовые осадки. В пределах литоральной и мелководной
зон формируются терригенные, хемогенные и органогенные осадки.
В связи с тем, что эти зоны находятся в непосредственной близости к
источникам разрушения и сноса, терригенные осадки здесь преобладают.
Характер литорального осадконакопления чрезвычайно изменчив и тесно связан со строением (морфологией) берега. У пологих
плоских берегов формируются органогенные карбонатные по составу
205
осадки и так называемые пляжевые осадки. Органогенные осадки
образуются за счёт накопления остатков флоры и фауны, в изобилии
населяющей литораль на плоских побережьях, причём особенно велика роль растительности и прикреплённых животных. Пляжевые
осадки состоят из материала, вынесенного с суши и переработанного
волнами, или из материала, выброшенного морем (например, обломков раковин), или из смеси того и другого. Как правило, преобладает
обломочный, песчаный материал. Для этих отложений характерна
значительная изменчивость в направлении как перпендикулярном
береговой линии, так и вдоль её простирания.
Характерен и рельеф полосы пляжа. Разбивающиеся о фронтальную зону волны выбрасывают переносимый материал на берег,
где образуется береговой вал, высота которого обычно несколько
превышает среднюю высоту волны.
При откате волн во фронтальной зоне возникает замкнутая
прибрежная циркуляция воды (забурунивание), производящая основную работу по переотложению и скатыванию обломков. В зоне наибольшего отката волн образуется подводный вал, протягивающийся
параллельно берегу. Иногда подводный аккумулятивный вал, разрастаясь, выступает над поверхностью воды. Такие валы называются
барами (от франц. barre – преграда, отмель). Формирование бара
может приводить к отделению прибрежной части морского бассейна
от основной акватории – образуются лагуны. Лагуна (от лат. lacus –
озеро) представляет собой неглубокий естественный водный бассейн,
отделённый от моря баром или соединяющийся с морем узким проливом (или проливами). Основной особенностью лагун является отличие солёности воды и биоценозов.
Многократное перемещение обломков – продуктов абразии –
обусловливает их дифференцированное по массе отложение. Наиболее крупные обломки (валуны, галька) переносятся на минимальные
расстояния и слагают береговой вал, дальше в море уносятся песчаные частицы разного размера, затем алевритовые и, наконец, глинистые. Естественно, что в конкретных геологических условиях, в зависимости от прочности пород берега и интенсивности процесса абразии, указанная зональность обломков по дисперсности может смещаться в направлении как берега, так и моря. Однако закономерное
увеличение дисперсности обломков по мере удаления от берега в
целом, как правило, выдерживается. Наиболее тонкодисперсные
206
(илистые) осадки заполняют самые глубоководные котловины, а в
прибрежной зоне обычно распространены грубозернистые осадки.
К мелководной области морей и океанов относятся также
мелкие затишные участки заливов и бухт, в которых накапливаются
илы различного типа. На плоских побережьях в тропиках располагаются заболоченные низины с пышной своеобразной растительностью.
При отмирании растений здесь в широких масштабах идёт накопление органического вещества, которое в дальнейшем при захоронении
осадков и прогибании данного участка земной коры может преобразоваться в угли. Угленосные толщи, сформировавшиеся в прибрежноморских заболоченных равнинах, называются паралическими (от
греч. паралиос – приморский).
Иначе идут процессы осадконакопления у крутых, обрывистых, сложенных крепкими и плотными породами берегов. Прибой
достигает в таких местах максимальной силы, волны интенсивно разрушают коренные породы, образуя волноприбойную нишу и террасу.
На террасе накапливается неотсортированный обломочный материал
различной величины и формы. Морские волны сортируют этот материал и окатывают остроугольные обломки, постепенно превращая их
в гравий и гальку. Частицы более мелкой размерности выносятся в
море и не накапливаются у берега. Поскольку сортировка и окатанность терригенного материала бывают весьма различными, среди
древних прибрежных отложений, сформировавшихся у крутых берегов, в ископаемом состоянии обнаруживаются такие породы, как
конгломераты, брекчии или переходные образования. Органические
остатки в таких породах встречаются крайне редко, так как среда, в
которой происходит накопление грубообломочного материала, неблагоприятна для их обитания. Представлены они, как правило, фауной с толстостенными раковинами или организмами, высверливающими норы в твёрдом грунте.
Характер осадков мелководной зоны в значительной степени
определяется также рельефом водосборных площадей, т.е. прилегающих участков континента, откуда в морской бассейн поступает
минеральное вещество. При расчленённом рельефе водосборов, с которых сносится огромная масса обломочного материала, в мелководной зоне накапливаются терригенные осадки. Как уже отмечалось,
под действием волн происходит закономерное распределение обломочного материала в литоральной и мелководной зонах. Более грубые осадки – глыбы, галька, гравий и т.п. – отлагаются ближе к бе207
регу, за ними в направлении к внешней границе шельфа располагается зона песчаных осадков, затем алевритовых и, наконец, глинистых. Органическая жизнь на участках шельфа, прилегающих к водосборам с расчленённым рельефом, подавлена, поэтому органогенные
осадки развиты здесь ограниченно. Карбонатные органогенные осадки могут формироваться лишь на значительном удалении от берега.
В мелководную зону, прилегающую к водосборам с плоским
рельефом, обломочный материал практически не поступает. Минеральное вещество доставляется с суши лишь в форме растворов.
Обилие света и питательных веществ создаёт благоприятные условия
для развития органической жизни. Население таких шельфов исключительно разнообразно, характеризуется массовостью и представлено организмами с известковым скелетом. Здесь в широких масштабах
накапливаются органогенные карбонатные осадки, состоящие из целых и раздробленных раковин.
Своеобразной формой органогенных карбонатных накоплений являются органогенные постройки, растущие со дна морей и возвышающиеся над средним уровнем дна. При приближении таких построек к поверхности воды они превращаются в рифы. Современные
органогенные постройки чаще всего возводятся коралловыми полипами. Это морские одиночные или колониальные животные, ведущие
прикреплённый образ жизни. Отдельная особь обладает известковым
скелетом в виде небольшой камеры – кораллита. У колониальных кораллов каждое последующее поколение полипов расселяется, прикрепляясь к кораллитам уже отмершего предшествующего поколения. Так образуется колония, у которой живёт и развивается только
верхняя часть, а нижняя представляет собой твёрдый известковый
остов. Размеры колоний могут быть различными, часто крупными.
Для существования кораллов необходимы определённые условия
морской среды – скалистое дно, нормальная солёность воды и сравнительно небольшая глубина, примерно 5-40 м. В ряде случаев коралловые постройки достигают значительной высоты, намного превышающей названную глубину. Объясняется это тем, что рост их
происходит одновременно с опусканием морского дна.
По размерам, форме и положению в морском бассейне коралловые рифы подразделяются на береговые, барьерные и атоллы
(рис.5.7).
208
Рис.5.7. Коралловые рифы: I – береговые; II – барьерные; III – одиночный;
IV – атоллы; V – гайот; 1 – коренные породы; 2 – органогенные постройки
Береговые (окаймляющие) рифы – это постройки, которые
прослеживаются вдоль берега и отделены от него узкой и неглубокой
полосой воды.
Барьерные рифы – постройки крупного размера, расположенные на значительном расстоянии от побережья и отделённые от
него довольно широкой (в несколько километров) и относительно
глубоководной полосой моря. Барьерные рифы часто располагаются
у внешней границы шельфа.
Атоллы – это рифы, которые в плане имеют кольцевую форму. Внутри рифового кольца располагается лагуна – мелководный
участок моря, сообщающийся с открытым морем одним или несколькими проливами. С наружной стороны атолла находится более глубоководная зона. Во внутренней лагуне кольцевого рифа, а также на
периферии рифов любого типа накапливаются продукты абразии самой органогенной постройки. Представлены они хорошо окатанными
обломками скелетных остатков кораллов и других организмов и образуют своеобразный генетический тип осадков: раковистый гравий
(при размере обломков более 2 мм) и раковистый песок (менее 2 мм).
Основанием атоллов часто служат выступы океанического дна, вулканические конусы, гайоты.
В литоральной и мелководной зонах откладывается основная
масса осадков, которые в дальнейшем преобразуются в осадочные
горные породы. Скорость накопления неритовых осадков значительно выше, чем пелагических, формирующихся в батиальной и абиссальной зонах. В литоральной и мелководной зонах отлагается до
209
99% материала поверхностного стока рек и только 1% идёт на образование пелагических осадков. Например, только в течение кайнозоя
на шельфе Атлантического океана у берегов США накопилась толща
осадков мощностью более 500 м, а общая мощность осадочных пород
Мексиканского залива, по-видимому, превышает 15 км. Значительную
часть разреза этих пород составляют соленосные отложения – эвапориты. Они образуются в мелководных бассейнах аридных областей с
преобладанием испарения над поступлением вод. Такие бассейны,
обычно расположенные в мелководной зоне и примыкающие к континентам, называются лагунами.
Как уже говорилось, лагуна представляет собой залив, соединяющийся с основным морским бассейном узким мелководным
проливом. Вследствие этого водообмен между лагуной и открытым
морем затруднён, что и определяет в ней аномальную солёность воды. Различают лагуны с осолонёнными и опреснёнными водами. Повышенная концентрация солей характерна для лагун, расположенных
в областях аридного климата, и обусловлена усиленным испарением
вод с их поверхности. Опреснённые лагуны находятся в зонах гумидного климата при условии усиленного стока пресных вод с континента. Осадки опреснённых лагун, примером которых может служить
Азовское море, близки к осадкам мелководной зоны в целом. Что касается осолонённых лагун, то в них накапливаются в основном хемогенные осадки. В зависимости от степени осолонения лагун в них отлагаются карбонатные, сульфатные или галогенные осадки. К ним
относятся различные соли, представленные такими минералами, как
галит NaCl, мирабилит NaSO410H2O, астраханит MgNa2(SO4)24H2O.
Отложения древних осолонённых лагун, находящихся в ископаемом
состоянии, широко распространены в пределах земного шара и имеют большое промышленное значение как химическое сырьё.
Пелагические осадки. В пределах батиальной и абиссальной зон существуют специфические условия, которые определяют
характер формирующихся осадков. Во-первых, в эти зоны, обычно
удалённые от берега, терригенный материал поступает в незначительном количестве, главным образом в виде взвешенных в воде
тонкодисперсных частиц, переносимых течениями. Во-вторых, отсутствие света и пониженные температуры делают эти зоны малопригодными для жизни бентоса. В-третьих, здесь отсутствуют волнения,
способствующие перераспределению и взмучиванию осадочного материала. Тем не менее среди осадков батиальной и абиссальной зон
210
присутствуют терригенные тонкозернистые разности, органогенные,
представленные остатками планктонных организмов, хемогенные и
вулканогенные.
К терригенным отложениям этой части дна Мирового океана
относятся зелёные, синие, чёрные и красные илы.
Зелёные илы встречаются у берегов Испании, Южной Африки
и Северной Америки. Их окраска обусловлена присутствием минерала
глауконита. Зелёные глауконитовые илы располагаются у верхней
границы континентального склона, на глубинах от 100 до 500-1000 м,
реже опускаются до 2000 м. Они более грубозернистые по сравнению
с илами других типов и часто переходят в тонкозернистые песчаные
разности. К зоне глауконитовых осадков обычно приурочены конкреции фосфорита.
Синие и чёрные илы состоят из частиц пелитовой размерности, они сильно обогащены органическим веществом, издают запах
сероводорода. Тёмный цвет осадка обусловлен присутствием пирита
и марказита в тонкодисперсной форме. Образование синего и чёрного илов происходит в восстановительной среде, а основной областью
их распространения является континентальный склон с прилегающей
частью ложа Мирового океана.
Красные илы также сложены частицами пелитовой размерности. Цвет их обусловлен присутствием оксидных минералов железа
(лимонит, гематит). Такой ил образуется в морях, прилегающих к
континентам, где развиты красноцветные коры выветривания, в частности, у берегов Бразилии, в Японском море, в юго-восточной части Чёрного моря. Распространение красного ила, таким образом, носит локальный характер.
Изучение глубоководных донных илов показывает, что их
цвет не случаен, а отражает особенности среды их формирования.
Органогенные осадки области континентального склона
представлены известковыми илами, которые состоят из остатков
планктонных организмов – фораминифер, известковых водорослей и
др. Эти осадки широко распространены и встречаются на глубинах до
3 км.
На средних океанических глубинах вдали от континентов дно
Мирового океана покрыто илами, несколько отличными от илов области континентального склона. Это органогенные илы трёх типов –
глобигериновые, радиоляриевые и диатомовые.
211
Глобигериновые илы окрашены в белый, слегка желтоватый
или розовый цвет, в сухом виде напоминают писчий мел, бурно реагируют с кислотой, что указывает на их высокое содержание карбонатов, которое в глобигериновом иле выше, чем в известковых илах
континентального склона. Глобигериновый ил почти целиком сложен
остатками планктонных организмов – глобигерин, имеющих известковый скелет и населяющих воды тропической и умеренной зон. Этот
ил широко распространён, он покрывает дно океанов на площади во
многие сотни и тысячи километров при глубинах дна до уровня карбонатной компенсации, т.е. не более 4,5 км. Глубже известковые
осадки накапливаться не могут, так как с этой глубины начинается
растворение карбонатного материала.
Радиоляриевые илы сложены остатками кремнистых водорослей – радиолярий и распространены на глубинах от 4,5 до 8 км. Это
самые глубоководные органогенные илы, формирующиеся в тех участках дна, где карбонатный материал уже не может накапливаться.
Радиоляриевым илом покрыты обширные пространства, составляющие около 41% всей площади ложа Мирового океана.
Органическое вещество отмирающих организмов довольно
быстро растворяется в морской среде, и только в условиях массовой
гибели организмов в породу попадает некоторое его количество. Такие условия существуют, например, вблизи «чёрных курильщиков» –
очагов глубинных газов в центральных районах океана, в пределах
рифтовых долин. Высокая температура выделений газов способствует массовой гибели организмов и обогащению органическим веществом окружающих осадков.
Содержание органического вещества, захороненного вместе с
основными осадками, в среднем невелико и обычно не превышает
1-2%. Однако изучение органического вещества очень важно, так как
оно представляет собой исходный материал для образования природных углеводородов – газа и нефти.
По мере приближения к полярным областям глобигерины и
радиолярии постепенно смешиваются с другими планктонными организмами, среди которых ведущее место занимают диатомеи – микроскопические водоросли с кремнистым скелетом. Соответственно глобигериновые и радиоляриевые илы сменяются диатомовыми илами,
состоящими преимущественно из остатков диатомей. Эти илы распространены в холодных морях высоких широт на глубинах от 1 до
6 км. Иногда они встречаются и в глубоководных желобах.
212
Таким образом, для осадков континентального склона характерно зональное распределение в зависимости от глубины моря,
рельефа дна и удаления от берега. Однако эта зональность иногда
нарушается явлением так называемой лавинной седиментации, при
которой накопленные на шельфе осадки срываются с бровки и лавиной скатываются вниз, образуя мутьевые потоки. В результате у подножия склона откладываются конусовидные тела мелководных осадков, залегающие среди более глубоководных. Отложения мутьевых
потоков называют турбидитами.
На глубинах свыше 6-8 км развиты осадки, выделяемые под
названием красной океанической глины. Красная глина покрывает
значительную часть площади Мирового океана (36%) и имеет небольшую мощность. Она состоит из пелитовых частиц и содержит
ушные кости китов, зубы акул, материалы вулканогенного происхождения и метеоритную пыль. Небольшая мощность красной океанической глины, а также высокое относительное содержание в ней органических остатков и метеоритной пыли указывают на исключительно
медленное её накопление.
В целом мощность пелагических осадков невелика, редко
превышает 300-500 м и только в пределах пассивных океанических
окраин измеряется многими километрами.
Итак, наряду с разрушением берегов и наступлением моря на
сушу в Мировом океане происходит непрерывное накопление осадков. Особенно быстро этот процесс идёт в мелководной зоне, где образуются отмели, косы и даже острова.
Закономерности распределения осадков. Для общего
распределения осадков на дне Мирового океана характерны следующие закономерности:
1. Широтная климатическая зональность, соответствующая
зональности суши. В пределах Мирового океана, как и на континентах, выделяются три климатические зоны: нивальные (от лат.
nivalis – снежный, холодный) – ледовые (северная и южная); гумидные (от лат. humidus – влажный) – влажные (северная, экваториальная и южная); аридные (от лат. aridus – сухой) – сухие (северная и
южная). Основная часть осадков накапливается в гумидных зонах.
2. Циркумконтинентальная зональность – мощность осадков
возрастает с приближением к континенту или крупным островам, являющимся поставщиками осадочного материала.
213
3. Вертикальная зональность – с глубиной Мирового океана
уменьшаются размеры обломочных частиц и количество биогенного
материала в осадках.
5.8.7. Диагенез
Диагенезом (от греч. диагенезис – перерождение) называют
изменение осадков, их перерождение и превращение в осадочные
горные породы.
Явление диагенеза включает в себя множество физических,
химических и биологических процессов, которые приводят к преобразованию рыхлых осадков. Результат этих процессов во многом зависит от минералогического состава осадков и окружающей среды
(глубоководная морская среда и т.п.), но всегда выражается в литификации (окаменении) осадочного материала.
Факторы диагенеза. Осадки Мирового океана образуются в
различных климатических и гидродинамических условиях. Первичный
рыхлый морской осадок представляет собой, как правило, многокомпонентную систему, в состав которой могут входить иловые частицы,
химически осаждённые соединения, органические вещества, реликтовые (остаточные) воды, заполняющие поры. Кроме того, в определённых условиях в осадке может присутствовать вулканический материал. Таким образом, в целом морской осадок является разнородной смесью реакционноспособных соединений.
При этом как между разнородными частицами осадка, так и
между частицами осадка и придонными водами океана равновесие
отсутствует. Уже в самой начальной стадии существования осадка
начинается взаимодействие отдельных его частей друг с другом, с
остаточными иловыми водами и средой накопления.
В процессах диагенеза участвуют следующие факторы:
1. Высокая влажность осадков, имеющая огромное значение
в перераспределении отдельных элементов в осадке и обусловливающая диффузионное перемещение вещества в вертикальном и горизонтальном направлениях, что способствует взаимодействию различных составляющих и образованию новых диагенетических минералов.
2. Наличие многочисленных бактерий, главная масса которых
сосредоточена в верхних первых сантиметрах осадков. Бактерии играют различную роль в преобразовании вещества. В некоторых слу214
чаях они разлагают углеводороды и органические соединения, синтезируют новые реакционноспособные вещества и изменяют химизм
среды. В результате деятельности различных бактерий происходят
сложные процессы – перевод окисных соединений в закисные, окисление закисных соединений и т.д. В ряде случаев бактерии служат
главным источником накопления органического вещества в верхней
части осадочного слоя.
3. Иловые растворы воды, пропитывающие осадок, существенно отличаются по составу от наддонной воды океана – имеют более высокую минерализацию, пониженное содержание сульфатаниона, характеризуются присутствием железа, марганца и других
элементов. Различие состава иловых растворов и придонной океанической воды вызывает обмен веществ между ними. При большой
концентрации ряда веществ в иловых растворах в осадке образуются
новые диагенетические минералы.
4. Органическое вещество, большое скопление которого в
осадке вызывает дефицит кислорода, появление углекислого газа и
сероводорода, т.е. создаёт восстановительные условия.
5. Окислительно-восстановительный потенциал, зависящий
от содержания органического вещества и от гранулометрического состава осадка. В мелководных зонах, где преобладают хорошо водопроницаемые пески с отсутствием или ничтожным содержанием органического вещества, создаются окислительные условия среды, наблюдающиеся и в глубине осадка. В этом случае возможны единичные новообразования гидроксидов железа или бурых корок вокруг
зёрен песка. В более глубоководных тонких илах, богатых органическим веществом и бактериями, окислительные или нейтральные условия создаются лишь в самой верхней части осадка мощностью около 10–20 см, с которой связано образование гидроксидов железа и
марганца, ниже располагается восстановительная зона, где возможно
образование серного колчедана (пирита).
Основными факторами, ограничивающими диагенез, являются температура, давление и время. Процессы диагенеза происходят
при температуре от 20 до 300 С и давлении до одного килобара (на
глубине до 10 км). При дальнейшем повышении температуры и давления речь идёт уже о метаморфизме (см. разд.4.4).
Процессы диагенеза. Основными диагенетическими процессами являются уплотнение, цементация, растворение и трансформация минералов.
215
Уплотнение происходит по мере накопления осадочного материала под тяжестью формирующихся выше слоёв. При этом объём
осадка уменьшается за счёт сокращения пористости и вытеснения
влаги, присутствующей между зёрнами.
Цементация происходит в результате осаждения минералов в
порах и пустотах внутренней структуры новообразованных горных
пород из циркулирующих по ним водных растворов, содержащих различные химические соединения. Цементирующими могут быть различные минералы, но чаще всего ими являются кремнезём (кварц),
карбонаты (кальцит и др.), железистые минералы (гематит и др.).
Образование цементов увеличивает спаянность компонентов горной
породы и её твёрдость.
Растворение заключается в растворении ряда минералов,
присутствующих в осадочном материале или горной породе. Его
следствием является образование так называемой вторичной пористости.
Минералогические трансформации являются основополагающим процессом диагенеза. Они заключаются в замещении одних
минералов другими и способны привести к полной смене исходного
состава или формы горной породы. Наиболее распространёнными
видами минералогических трансформаций являются кристаллизация
и перекристаллизация, доломитизация, образование конкреций.
Кристаллизация и перекристаллизация. Они наиболее выражены в мелкозернистых и иловых хемогенных и органогенных осадках, состоящих из легко растворимых минералов. Такие условия способствуют переходу опала в халцедон, а затем в кварц. Из аморфных
гелей образуются кристаллические формы глинистых и других минералов. Очень быстрая кристаллизация характерна для органической
основы коралловых рифов, преобразующейся в кристаллические известняки.
Доломитизация. Сущность процесса состоит в том, что горная
порода, в основе которой лежит карбонат кальция (известняк), может частично или полностью замещаться карбонатом магния, превращаясь, таким образом, в доломиты.
Образование конкреций. В процессе диагенеза формируются
различные новообразования, отличающиеся друг от друга по составу
и форме. Некоторые из них бывают рассеяны по всей толще осадка,
например, глауконит, пирит, сидерит и др. Но часто новообразования
концентрируются вокруг каких-либо центров и образуют конкреции
216
шаровидной, почковидной и другой формы. Размеры конкреций бывают от нескольких миллиметров до больших конкреционных линз,
протягивающихся на несколько метров.
Этапы диагенеза. Диагенетическое развитие горной породы можно подразделить на три этапа: протодиагенез, мезодиагенез и
катагенез.
1. Протодиагенез (ранний диагенез). На начальной стадии
диагенеза происходит накопление осадков, их уплотнение, гидратация и окисление частиц органического вещества за счёт аэробных
бактерий и микрофлоры. Формируются железомарганцевые конкреции, кристаллы целестобарита, цеолиты, железистые смектиты. Эти
процессы длятся до 1000 лет и способствуют слипанию обломочных
частиц и формированию первичной слабосцементированной осадочной породы.
2. Мезодиагенез (средний диагенез). Эта стадия характеризуется уплотнением осадочных материалов под весом новых поступлений осадочного бассейна и сопровождается уменьшением пористости
и литификацией, приводящим к образованию различных осадочных
пород.
Уплотнение приводит к вытеснению из осадочных горных пород влаги, что вызывает различного рода минералогические реакции
в материалах, через которые она проходит, а также общую цементацию горной породы. На этом этапе многие минералы теряют содержащуюся в их составе воду (дегидратация) и превращаются в новые
виды (например, гипс становится ангидритом). Длительность процессов может составлять миллионы лет.
3. Катагенез (поздний диагенез). На данной стадии происходит завершение формирования горных пород, причём важнейшим
следствием этого процесса является уплотнение пород, протекающее
сначала без нарушения их структуры, а затем и с нарушением.
Катагенез включает процессы, протекающие при прогибании
территории, когда горные породы оказываются погружёнными на
значительные глубины, где испытывают влияние повышенных давлений и температур, а также минерализованных подземных вод. Чем
больше температура и давление вышележащих слоёв, тем интенсивнее уплотнение и изменение горных пород. Особенно большое уплотнение наблюдается в глинах. При прогибании до 4,5-5 км пористость глин изменяется от 49-50 до 5% и менее, и они превращаются
в аргиллиты. Высокие температура и давление, наличие минерализо217
ванных вод способствуют процессам растворения, образованию новых вторичных минералов, частичной перекристаллизации вещества.
Существенные преобразования претерпевает органическое вещество.
Со средними и поздними стадиями катагенеза ряд исследователей
связывают образование нефти и газа за счёт планктонных животных
и растений. В условиях катагенеза образуется каменный уголь высокой степени преобразования (углефикации), содержащий до 82–90%
углерода, и антрацит – свыше 95% углерода.
5.9. Геологическая деятельность озёр и болот
Озёра. Они представляют собой замкнутые водоёмы, не
имеющие непосредственной связи с Мировым океаном. Геологическая деятельность озёр близка к деятельности морей, однако масштабы её намного скромнее, так как суммарная площадь озёр почти
в 120 раз меньше площади Мирового океана. Вместе с тем, в масштабах планеты деятельность озёр играет заметную роль в связи с их
большим распространением. Так, только в Карелии насчитывается до
44 тыс. озёр, площадь каждого из которых в среднем составляет
1 км2. Общая площадь озёр на Земле достигает 2,7 млн км2, что соизмеримо с площадью Средиземного моря.
Источниками питания озёр служат атмосферные воды, поверхностный сток и подземная разгрузка водоносных горизонтов. Основную массу воды в озёра поставляют реки.
По величине озёра сильно различаются – площадь крупных
озёр-морей измеряется десятками и сотнями тысяч квадратных километров (табл.5.5).
Таблица 5.5
Крупнейшие озёра мира
Озеро
Часть света
Каспийское море
Аральское море
Байкал
Иссык-Куль
Мёртвое море
Верхнее
Титикака
Виктория
Азия
Азия
Азия
Азия
Азия
Северная Америка
Южная Америка
Африка
218
Площадь,
тыс. км2
395
65,5
30,5
6,13
0,98
82,4
8,3
69,4
Высота над
уровнем моря, м
–28
53
455
1609
–392
183
3812
1134
Изолированность озёр от Мирового океана проявляется и в
различии их гипсометрического уровня – встречаются озёра на отметках от –392 м (Мёртвое море) до 5400 м (озеро Хорпатсо в Тибете). Существенно различаются озёра по глубине, солёности воды и
т.д. Однако их главным классификационным признаком является
происхождение озёрной котловины. По этому признаку выделяются
озёра экзогенные и эндогенные.
Экзогенные озёра – это озёра, происхождение которых связано с поверхностными факторами. Они делятся на котловинные и
плотинные.
Котловинные озёра в зависимости от происхождения котловины бывают:
- эрозионные, среди которых различают: ледниковые озёра,
заполняющие троговые долины и связанные с геологической деятельностью ледников (Ладожское, Онежское, Селигер, Ильмень, Чудское, Таймыр и др.); речные озёра, образующиеся в поймах рек в
отшнурованных участках речного русла – старицах; эоловые озёра,
расположенные в углублениях эолового происхождения, обычно в
котловинах выдувания;
- провальные – озёра, возникающие на месте провала земной
поверхности над карстовыми или другими пустотами (Мичиган, Онтарио, Эльтон и др.) – карстовые, термокарстовые, суффозионные.
Плотинные озёра – те, у которых одной из стенок углубления
служит плотина (например, Телецкое). В зависимости от происхождения плотины различают озёра ледниковые, лавинные, обвальные,
моренные и т.д.
Эндогенные озёра – возникновение которых обусловлено поверхностным проявлением глубинных факторов. К ним относятся тектонические и вулканические озёра.
Тектонические озёра образуются в результате опускания
блоков земной коры – в грабенах (например, Байкал, Виктория, Ньяса).
Вулканические озёра занимают кратеры потухших вулканов
(Курильское, Кроноцкое, Карымское и др.).
Другим классификационным признаком озёр является их
водный режим. По этому признаку озёра делятся на проточные и бессточные. В проточные озёра реки как впадают, так и вытекают из
них. Примером проточного озера является Байкал, в который впадают многие реки (Селенга, Баргузин и др.) и из которого вытекает Ангара. В бессточные озёра реки только впадают. Примером таких озёр
219
могут служить Балхаш, Иссык-Куль, Эльтон, Баскунчак, Каспийское и
Аральское моря.
Важную роль играют химический состав и минерализация
озёрных вод. По минерализации воды озёра делятся на пресные, солоноватые и солёные. Минерализация пресных озёр не превышает
0,1%, примерами таких озёр являются Онежское и Ладожское. К категории солоноватых озёр относятся озёра с минерализацией 0,1–
0,35%, например, Каспийское море. Минерализация вод солёных
озёр превышает 0,35%, примерами могут служить Эльтон, Баскунчак,
Чаны.
По составу солей озёра делятся на содовые (карбонатные),
сульфатные и хлоридные.
Геологическая деятельность озёр, как и деятельность морей,
складывается из разрушения и осадконакопления. Для берегов озёр
характерна озёрная абразия (лимноабразия), которая в случае крупных озёр (например, Каспийского моря) вполне соизмерима по масштабам с морской. Озёрные течения транспортируют приносимые в
озеро обломки пород, на дне озёр происходит накопление обломочного, органогенного и хемогенного материала. Отличительной особенностью озёрных осадков является их тонкая слоистость, обусловленная сезонными колебаниями температуры, которые определяют
смену условий осадконакопления.
Обломочные осадки озёр в основном приносятся реками, а
также образуются при разрушении берегов и дна озёр. Они представлены илами, песками, гравием, галькой. При уплотнении осадков
образуются песчаники, конгломераты, брекчии и т.д.
Органогенные осадки озёр, как правило, представляют собой
скопления раковин и органогенные илы. Из этих осадков образуются
известняки, горючие и битуминозные сланцы, сапропелевые угли и
другие горючие полезные ископаемые.
Хемогенные осадки откладываются главным образом в бессточных озёрах. Вода таких озёр обычно насыщена NaCl, MgCl2,
CaSO4, MgSO4, Na2SO4, K2SO4, CaCl2 и другими солями. В сухое время
года, когда значительная часть воды в озере испаряется, происходит
интенсивное выпадение солей в осадок. В озёрах нередко осаждаются железные руды – бурые железняки.
Озёрные водоёмы в масштабах геологического времени
обычно недолговечны. Большинство из них заполняются осадками,
зарастают растительностью и превращаются в болота.
Болота. Болотами называют участки земной поверхности
с избыточным увлажнением почвы и поверхностных горных пород
220
с развитием болотной растительности. Они довольно широко развиты
на поверхности суши, занимают на территории России площадь около
2 млн км2 (свыше 10% всей территории).
По условиям питания и положению болота разделяются на
верховые, низинные и приморские.
Верховые болота – их питание происходит за счёт атмосферных осадков, бедных минеральными солями. Из растительности преобладают сфагновые мхи. Болота имеют выпуклую форму и быстро
зарастают древесной растительностью и кустарником.
Низинные болота – располагаются в котловинах, часто на
месте озёр. Питание их осуществляется за счёт подземных и текучих
вод, богатых минеральными солями. Здесь произрастают осоки, тростники, камыш, рдесты, зелёные мхи и деревья.
Приморские болота – характеризуются атмосферным питанием. В области тропиков зарастают мангровыми деревьями.
Геологическая деятельность болот заключается в накоплении
и разложении растительных остатков в переувлажнённой среде с образованием торфа и углей.
Отмирающая болотная растительность накапливается на дне
водоёма в большом количестве, но вследствие недостатка кислорода
подвергается лишь слабому разложению. Из этих полуразложившихся растительных остатков и образуется торф, представляющий собой
уплотнённую, обогащённую углеродом массу отмерших остатков растений.
При распаде растительного вещества в условиях болот обычно выделяются углекислота, метан и различные органические кислоты, придающие болотным водам бурую окраску. В результате неполного разложения органической массы она постепенно обогащается
углеродом и со временем превращается в чёрное углистое вещество.
Давление вышележащих осадков и повышенная температура недр
приводит к полному разрушению растительных тканей, относительному уплотнению торфяной массы, уменьшению содержания в ней
водорода и кислорода и значительному увеличению содержания углерода. В результате торф превращается в бурый уголь (лигнит). Последующее погружение в область более высоких давлений и температур приводит к дальнейшей переработке лигнита и превращению
его в каменный уголь. Угли озёрно-болотного происхождения называют лимническими.
221
Рекомендуемая литература
1. Агекян Т.А. Звёзды, Галактики, Метагалактика / Т.А. Агекян. – М.: Наука, 1970.
2. Аистов И.А. Концепция современного естествознания /
И.А. Аистов, П.А. Голиков, В.В. Зайцев. – СПб.: Питер, 2005.
3. Ананьев В.П. Инженерная геология / В.П. Ананьев,
А.Д. Потапов. – М.: Высшая школа, 2005.
4. Андруз Дж. Введение в химию окружающей среды /
Дж. Андруз, П. Бримблекумб, Т. Джикелз, П. Лисс. – М.: Мир, 1999.
5. Белоусов В.В. Основы структурной геологии / В.В. Белоусов. – М.: Недра, 1985.
6. Богатырёва Н.А. Химия Земли и экология / Н.А. Богатырёва, Е.И. Лесненко. – М.: Изд-во МГУ, 1997.
7. Браун Д. Недоступная Земля / Д. Браун, А. Массет. – М.:
Мир, 1984.
8. Будыко М.И. Эволюция биосферы / М.И. Будыко. – Л.: Гидрометеоиздат, 1984.
9. Вайнберг С. Первые три минуты. Современный взгляд на
происхождение Вселенной / С. Вайнберг. – М.: Энергоиздат, 1981.
10. Вернадский В.И. Живое вещество / В.И. Вернадский. – М.:
Наука, 1978.
11. Вернадский В.И. Живое вещество и биосфера / В.И. Вернадский. – М.: Наука, 1994.
12. Вильямс В.Р. Почвоведение / В.Р. Вильямс. – М.: Мир,
1960.
13. Войткевич Г.В. Основы теории происхождения Земли /
Г.В. Войткевич. – М.: Наука, 1988.
14. Войткевич Г.В. Химическая эволюция Солнечной системы
/ Г.В. Войткевич. – М.: Наука, 1991.
15. Волощук Г.М. Геология. [Электрон. ресурс]. – Режим доступа: http://www.natahaus.ru.
16. Воронков Н.А. Экология общая, социальная, прикладная /
Н.А. Воронков. – М.: Агар, 1999.
17. Воронова М.В. Почвы и их состав / М.В. Воронова. – М.:
Колос, 1997.
18. Ганжара Н.Ф. Почвоведение / Н.Ф. Ганжара. – М.: Агроконсалт, 2001.
222
19. Горелов А.А. Концепции современного естествознания /
А.А. Горелов. – М.: Центр, 1997.
20. Гусакова Н.В. Химия окружающей среды / Н.В. Гусакова. –
Таганрог: Изд-во ТРТУ, 2004.
21. Денисов В.В. Экология / В.В. Денисов. – Ростов-н/Д: Март,
2002.
22. Добровольский Г.В. Функции почв в биосфере и экосистемах / Г.В. Добровольский, Е.Д. Никитин. – М.: Наука, 1990.
23. Емельяненко П.Ф. Петрография магматических и метаморфических пород / П.Ф. Емельяненко, Е.Б. Яковлева. – М.: Высшая
школа, 1985.
24. Ершов В.В. Основы геологии / В.В. Ершов. – М.: Недра,
1986.
25. Жарков В.Н. Внутреннее строение Земли и планет /
В.Н. Жарков. – М.: Наука, 1978.
26. Иванов М.А. Петрография осадочных пород / М.А Иванов,
В.И. Алексеев. – СПб.: Изд-во СПбГГИ, 2009.
27. Кемп П. Введение в биологию / П. Кемп, К. Армс; пер. с
англ. – М.: Мир, 1988.
28. Киселёв В.Н. Основы экологии / В.Н. Киселёв. – Минск:
Унiверсiтэцкае, 1998.
29. Ковальский В.В. Геохимическая экология / В.В. Ковальский. – М.: Наука, 1974.
30. Ковда В.А. Основы учения о почвах / В.А. Ковда. – М.:
Наука, 1983.
31. Козловский Е.А. Новое о строении земной коры / Е.А. Козловский. – М.: Знание, 1988.
32. Колчинский Э.И. Эволюция биосферы / Э.И. Колчинский. –
Л.: Наука, 1990.
33. Концепции современного естествознания / Под ред.
Л.А. Михайлова. – СПб.: Питер, 2008.
34. Короновский Н.В. Основы геологии / Н.В. Короновский,
А.Ф. Якушова. – М.: Высшая школа, 1991.
35. Ксанфомалити Л.В. Планеты, открытые заново /
Л.В. Ксанфомалити. – М.: Наука, 1978.
36. Куликов К.А. Планета Земля / К.А. Куликов, Н.С. Сидоренко. – М.: Наука, 1977.
37. Магницкий В.А. Внутреннее строение и физика Земли /
В.А. Магницкий. – М.: Наука, 1965.
223
38. Мельничук В.С. Общая геология / В.С. Мельничук,
М.С. Арабаджи. – М.: Недра, 1989.
39. Мильнучук В.И. Общая геология / В.И. Мильнучук. – М.:
Недра, 1989.
40. Минералы. Сокровища Земли // Еженедельное издание;
гл. ред. А. Жаркова. – М.: ООО «Де Агостини».
41. Новиков И.Д. Эволюция Вселенной / И.Д. Новиков. – М.:
Наука, 1983.
42. Озерянская В.В. Биогенная эволюция химического состава
окружающей среды / В.В. Озерянская; под ред. В.А. Озерянского //
Горизонты химии 21 столетия. – Ростов н/Д: Изд-во ЮФУ, 2009.
43. Опарин А.И. Жизнь, её природа, происхождение и развитие / А.И. Опарин. – М.: Наука, 1968.
44. Орлёнок В.В. Физическая география / В.В. Орлёнок,
А.А. Курков, П.П. Кучерявый, С.Н. Тупикин. – Калининград: Изд-во
КГУ, 1998.
45. Орлов Д.С. Гумусовые кислоты почв / Д.С. Орлов. – М.:
Изд-во МГУ, 1974.
46. Орлов Д.С. Химия почв / Д.С. Орлов. – М.: Изд-во МГУ,
1992.
47. Передельский Л.В. Инженерная геология / Л.В. Передельский, О.Е. Приходченко. – Ростов н/Д: Феникс, 2009.
48. Планета Земля / Пер. с итал. А.Б. Васильевой – М.:
РОСМЭН-ПРЕСС, 2008.
49. Потапов И.И. Геология и экология сегодня / И.И. Потапов.
– Ростов н/Д: Изд-во РГЦ; Новочеркасск: Изд-во НГТУ, 1999.
50. Пустовая Л.Е. Общая экология для технических вузов /
Л.Е. Пустовая, А.Е. Аствацатуров, В.В. Озерянская, И.Н. Лоскутникова. – Ростов н/Д: Издательский центр ДГТУ, 2004.
51. Редже Т. Этюды о Вселенной / Т. Редже. – М.: Мир, 1985.
52. Рингвуд А.Е. Состав и происхождение Земли / А.Е. Рингвуд. – М.: Наука, 1981.
53. Розанов Б.Г. Морфология почв / Б.Г. Розанов. – М.: Изд-во
МГУ, 1983.
54. Рычагов Г.И. Общая геоморфология / Г.И. Рычагов. – М.:
Изд-во МГУ; Наука, 2006.
55. Самыгина С.И. Концепции современного естествознания /
С.И. Самыгина. – Ростов н/Д: Феникс, 1997.
224
56. Скурлатов Ю.И. Введение в экологическую химию /
Ю.И. Скурлатов, Г.Г. Дука, А. Мизити. – М.: Высшая школа, 1994.
57. Современное естествознание: энцикл. В 10 т. Т.9: Науки о
Земле / Под ред. Н.В. Короновского. – М.: Магистр-пресс, 2001.
58. Сорохтин О.Г. Глобальная эволюция Земли / О.Г. Сорохтин. – М.: Наука, 1974.
59. Тарасова Н.П. Задачи и вопросы по химии окружающей
среды / Н.П. Тарасова, В.А. Кузнецов, Ю.В Сметанников и др. – М.:
Мир, 2002.
60. Торосян В.Г. Концепция современного естествознания /
В.Г. Торосян. – М.: Высшая школа, 2003.
61. Ушаков С.А. Дрейф материков и климаты Земли /
С.А. Ушаков, Н.А. Ясаманов. – М.: Мысль, 1984.
62. Феномен жизни / Под ред. М.Д. Аксёнова. – М.: Аванта+,
2000.
63. Филиппов Е.М. Вселенная, Земля, жизнь / Е.М. Филиппов.
– Киев: Наукова думка, 1983.
64. Хентов В.Я. Химия окружающей среды для технических
вузов / В.Я. Хентов. – Ростов н/Д: Феникс, 2005.
65. Шкловский И.С. Вселенная, жизнь, разум / И.С. Шкловский. – М.: Наука, 1987.
225
Оглавление
Глава 1.
Глава 2.
Глава 3.
Глава 4.
ПРОИСХОЖДЕНИЕ ЗЕМЛИ И ЖИЗНИ НА НЕЙ……………
1.1. Происхождение Вселенной и Солнечной системы……………………………………………………………………
1.2. Биосфера как результат химической эволюции…
1.3. Свойства и функции живого вещества биосферы
3
ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ЗЕМЛЕ…………………………………….
2.1. Форма и параметры Земли……………………………….
2.2. Методы изучения строения Земли…………………….
2.3. Внутреннее строение Земли……………………………..
2.4. Термодинамические условия и химический состав Земли……………………………………………………….
21
21
22
27
СОСТАВ И СТРУКТУРА ОСНОВНЫХ ГЕОСФЕР…………….
3.1. Химический состав земной коры……………………….
3.2. Минералы………………………………………………………..
3.2.1. Общая характеристика минералов…………….
3.2.2. Формы нахождения минералов в природе…
3.2.3. Морфология кристаллов минералов………….
3.2.4. Оптические свойства минералов……………….
3.2.5. Механические свойства минералов……………
3.2.6. Особые свойства минералов……………………..
3.2.7. Классификация минералов………………………..
3.3. Горные породы…………………………………………………
3.3.1. Общая характеристика горных пород………..
3.3.2. Магматические горные породы………………….
3.3.3. Осадочные горные породы………………………..
3.3.4. Метаморфические горные породы…………….
3.4. Строение земной коры……………………………………..
3.5. Состав и состояние вещества мантии и ядра
Земли……………………………………………………………...
38
38
39
39
41
43
46
48
50
52
52
52
57
66
72
75
ЭНДОГЕННЫЕ ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ………..
4.1. Понятие о геодинамических процессах……………..
4.2. Тектонические движения и деформации земной
коры…………………………………………………………………
4.3. Магматизм………………………………………………………..
82
82
226
3
11
15
32
79
82
91
4.3.1. Состав магмы и условия её нахождения…….
4.3.2. Интрузивный магматизм……………………………
4.3.3. Вулканизм………………………………………………...
4.4. Метаморфизм……………………………………………………
91
95
100
114
ЭКЗОГЕННЫЕ ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ…………
5.1. Гипергенез и кора выветривания………………………
5.2. Почва……………………………………………………………….
5.2.1. Понятие почвы и её роль в биосферных
процессах………………………………………………….
5.2.2. Эволюция почвы……………………………………….
5.2.3. Факторы почвообразования………………………
5.2.4. Закон зональности распределения почв…….
5.2.5. Строение почвы………………………………………..
5.2.6. Морфологические признаки почвы…………….
5.2.7. Состав почвы…………………………………………….
5.2.8. Свойства почвы…………………………………………
5.3. Геологическая деятельность ветра……………………
5.4. Геологическая деятельность поверхностных текучих вод…………………………………………………………
5.5. Геологическая деятельность подземных вод……..
5.6. Геологическая деятельность ледников………………
5.7. Геологические процессы в зоне многолетней
мерзлоты………………………………………………………….
5.8. Геологическая деятельность океанов и морей…..
5.8.1. Строение океанического дна……………………..
5.8.2. Физические свойства и химический состав
морской воды……………………………………………
5.8.3. Органический мир океанов и морей…………..
5.8.4. Абразия…………………………………………………….
5.8.5. Перенос продуктов разрушения…………………
5.8.6. Осадконакопление…………………………………….
5.8.7. Диагенез…………………………………………………..
5.9. Геологическая деятельность озёр и болот…………
121
121
126
Рекомендуемая литература………………………………………………………
222
Глава 5.
227
126
128
129
132
133
135
138
141
144
149
161
177
185
191
191
194
197
200
203
204
214
218
УДК 551.1/.4(075.8)
О-46
Рецензенты:
доктор химических наук, профессор В.Е. Гутерман,
доктор химических наук, профессор А.Г. Бережная (ЮФУ)
О-46
Озерянская В.В.
Общая геология в курсах наук об окружающей среде /
В.В. Озерянская, Б.Ч. Месхи, С.Н. Свирская, Р.Р. Лазуренко:
учеб. пособие. – Ростов н/Д: Издательский центр ДГТУ, 2012.
– 228 с.
ISBN 978-5-7890-0697-9
Изложены современные научные представления о происхождении, строении и составе Земли, возникновении и развитии жизни
на ней. Приведены классификации минералов и горных пород, описаны их свойства. Большое внимание уделено внешним и внутренним
геодинамическим процессам, рассмотрена роль вулканических явлений, тектонических движений, различных форм воды, ветра, живых
организмов в формировании структуры и рельефа земной поверхности.
Пособие предназначено для бакалавров направления 280700
Техносферная безопасность, профиль – Защита окружающей среды и
является основным для данного направления при изучении дисциплины «Наука о Земле».
УДК 551.1/.4(075.8)
Печатается по решению редакционно-издательского совета
Донского государственного технического университета
Научный редактор
ISBN 978-5-7890-0697-9
доктор философских наук,
доцент М.А. Басилаиа
 Озерянская В.В., Месхи Б.Ч.,
Свирская С.Н., Лазуренко Р.Р., 2012
 Издательский центр ДГТУ, 2012
Учебное издание
Озерянская Виктория Викторовна,
Месхи Бесарион Чохоевич,
Свирская Светлана Николаевна,
Лазуренко Роберт Робертович
ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ
В КУРСАХ НАУК ОБ ОКРУЖАЮЩЕЙ СРЕДЕ
Учебное пособие
Редактор А.А. Литвинова
Компьютерная обработка: И.В. Кикичева
Тем. план 2012 г.
_______________________________________________________________
В печать 25.06.2012.
Объём 14,25 усл. п.л. Офсет. Формат 60х84/16.
Бумага тип №3. Заказ №353. Тираж 200 экз. Цена свободная
_______________________________________________________________
Издательский центр ДГТУ
Адрес университета и полиграфического предприятия:
344000, г. Ростов-на-Дону, пл. Гагарина,1.