МИНИСТЕРСТВО НАУКИ И ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ Федеральное государственное автономное образовательное учреждение высшего образования «ЮЖНЫЙ ФЕДЕРАЛЬНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ» Ю. В. Попов ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ Учебник Ростов-на-Дону – Таганрог Издательство Южного федерального университета 2018 УДК 551.1/.4(075.8) ББК 26.324я73 П58 Рецензенты: д-р PhD, заведующая кафедрой геологии и разведки месторождений полезных ископаемых Казахского Национального Исследовательского Технического Университета имени К. И. Сатпаева А. А. Бекботаева; д-р г.-м.н., профессор кафедры месторождений полезных ископаемых ЮФУ, зам. директора по научной работе Института наук о Земле Южного федерального университета М. И. Гамов; д-р г.-м.н., зав. отделом геологии Южного научного центра Российской академии наук С. Г. Парада П58 Попов, Ю. В. Общая геология : учебник / Ю. В. Попов ; Южный федеральный университет. – Ростов-на-Дону ; Таганрог : Издательство Южного федерального университета, 2018. – 272 с. ISBN 978-5-9275-2745-8 Учебник содержит сведения о Земле как развивающейся геологической системе, методах изучения её строения, состава и истории в планетарном масштабе, о наиболее распространённых экзогенных и эндогенных процессах, их проявлении на разных уровнях организации геологической среды, отражении в осадках и горных породах; в обобщённом виде приводится информация о тектонических и геодинамических процессах. Предназначен для студентов, обучающихся по направлениям подготовки «Геология» бакалавриата, «Прикладная геология» специалитета, а также по другим направлениям, предусматривающим изучение основ геологии. ISBN 978-5-9275-2745-8 УДК 551.24+551.3(075.8) ББК 26.324я73 © Южный федеральный университет, 2018 © Попов, Ю. В., 2018 © Оформление. Макет. Издательство Южного федерального университета, 2018 ОГЛАВЛЕНИЕ Введение ..............................................................................................5 1. Общие сведенияо геологическом строении и развитии Земли ................................................................................................7 1.1. Геология как наука. Объекты геологического изучения .....7 1.2. Внутреннее строение и геофизические особенности Земли .................................................................14 1.3. Химический и минеральный состав Земли ........................29 1.4. Геологическая хронология ....................................................36 2. Экзогенные геологические процессы ...................................52 2.1. Гипергенные процессы. Выветривание ...............................52 2.2. Геологическая деятельность ветра.......................................64 2.3. Склоновые процессы ..............................................................74 2.4. Геологическая деятельность русловых потоков .................89 2.4.1. Геологическая деятельность рек 91 2.4.2. Деятельность временных русловых потоков 107 2.5. Геологическая деятельность подземных вод ....................112 2.6. Геологическая деятельность озёр и болот .........................132 2.6.1. Геологическая деятельность озёр 132 2.6.2. Геологическая деятельность болот 140 2.7. Карстовые процессы и явления ..........................................141 2.8. Геологическая деятельность ледников и гляциофлювиальные процессы .......................................154 2.8.1. Геологическая деятельность ледников 154 2.8.2. Гляциофлювиальные процессы и отложения 164 2.9. Геологическая деятельность морей и океанов ..................168 2.10. Понятие об осадочных фациях, литогенезе и залегании осадочных толщ ..............................................189 2.10.1. Осадочные фации 189 2.10.2. Литогенез. Стадии и типы литогенеза 191 2.10.3. Залегание осадочных толщ 195 3 3. Эндогенные геологические процессы ................................199 3.1. Магматизм ............................................................................199 3.2. Метаморфизм ........................................................................221 3.3. Метасоматоз и мигматитообразование ..............................232 4. Общие сведения о тектонических процессах ...................238 4.1. Тектонические деформации и сейсмические явления ....238 4.1.1. Тектонические деформации 238 4.1.2. Землетрясения 245 4.2. Геодинамические процессы.................................................253 4.2.1. Тектоника литосферных плит 253 4.2.2. Понятие о геодинамических обстановках 261 4.2.3. Основные этапы тектоно-магматического цикла 262 Использованная литература .....................................................267 Рекомендуемая литература .......................................................269 ВВЕДЕНИЕ В сложившейся системе геологического образования курс «Общая геология» предваряет изучение тематических дисциплин и ориентирован на формирование базовых знаний о действующих на поверхности и в недрах Земли геологических процессах, механизмах их протекания, следствиях и взаимосвязи. Вместе с этим очерчиваются границы геологического пространства, формируется представление о его строении, развитии и специфике, вырабатываются представления о методологии геологических исследований, сфере применения геологических знаний, их месте и значении в выработке общей научной картины мира. В таком ракурсе «Общая геология» предстает как «философия геологии», определяющая для вступающего в сферу науки через врата геологии определённые фундаментальные научные установки, зачастую неартикулированные, на основе которых будет создаваться научное мировоззрение. Геология прошла долгий путь становления. В её основе лежала многовековая масса наблюдений, эмпирических факторов и домыслов. В конце XVII в. геологическая мысль обрела направленность и, подобно создающему своё русло молодому бурному потоку, привела в движение и переработала этот материал, отложив часть в виде слоёв истории науки и переработав другую в частицы надежных заключений, создавших «твердое дно» геологии. Этот мысленный поток вбирал новые знания, ширился, разделялся на протоки. Какие-то из них погребались под массой ложных взглядов; какие-то, очистившись от них, преодолевая преграды и обретая силу, сливались вновь; иные, реже, создавали новые русла. Перерабатывая в истоках массы фактов, в авангарде движения эти потоки стремятся к горизонтам науки – современные геологические исследования ведутся на дне океанов, направлены на изучение глубин Земли и микростроения минерального вещества, на исследование космических тел. Входя в поток современной науки, можно дрейфовать по течению, вбирая известное и оглядывая бе5 Введение рега; можно плыть, заглядывая в извилистые, плохо просматриваемые протоки, где ждёт тяжёлая работа по промыванию данных и пробиванию русла к новому знанию. Второй путь сложнее. Но и у проторённых путей кое-где накапливается критическая масса псевдонаучных взглядов, как показывает история, временами обрушивающаяся в русло науки. Учебник призван в общих чертах очертить схему главных «геологических русел», их взаимосвязь. Главы учебника сопровождаются контрольными вопросами. Значительно больше вопросов неизбежно возникнет при вдумчивом изучении. Поиск ответов на них – часть процесса научного познания, направленного к новым горизонтам, а не к добротному усвоению известных фактов. Исходя из необходимости формирования целостного представления о геологических явлениях, в учебник включены четыре основных раздела, содержащих соответственно: 1) сведения о Земле как развивающейся геологической системе, методах изучения её строения, состава и истории в планетарном и региональном масштабе; 2) сведения о наиболее распространённых поверхностных (экзогенных) процессах, определяющую роль в которых играют солнечная радиация и взаимодействие с внешними оболочками, включая биосферу; об их проявлении на разных уровнях организации геологической среды, отражении в осадках и горных породах; 3) сведения о процессах, обусловленных внутренним теплом планеты, об их взаимодействии с экзогенными процессами и созданными ими геологическими телами; 4) информацию о глобальных процессах, возникающих вследствие эволюции планеты и определяющих движение энергии и вещества в твердых оболочках планеты, связанных с ними преобразованиях приповерхностной части Земли. Успехов на пути приобретения геологических знаний! 6 1. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ГЕОЛОГИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ И РАЗВИТИИ ЗЕМЛИ 1.1. ГЕОЛОГИЯ КАК НАУКА. ОБЪЕКТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ Геология в современном понимании – это развивающаяся система знаний о вещественном составе, строении, происхождении и эволюции геологических тел, а также о закономерностях образования и размещении полезных ископаемых. Таким образом, объектами изучения геологии являются: – состав и строение образованных минеральным веществом геологических тел и Земли в целом; – процессы на поверхности и в глубинах Земли; – история развития планеты; – полезные ископаемые как специфичные минеральные образования. В близком к современному понимании термин «геология» впервые был использован норвежским естествоиспытателем М. П. Эшольтом в 1657 г., задолго до становления этой сферы знаний как самостоятельной науки. Теоретическим фундаментом геологии послужили опубликованные в 1669 г. датским естествоиспытателем Н. Стено тезисы, в которых горные породы рассматривались не как статичные образования, а как последовательно образующиеся и изменяющиеся геологические тела. Но как самостоятельная область научных знаний, в рамках которой объединились анализ эмпирических данных и выработка теоретических положений о закономерностях образования и изменения геологических объектов, их взаимосвязи с другими компонентами природы, геология оформилась лишь во второй половине XVIII – начале XIX вв. Стоит отметить, что накопление приобретенных опытным путём знаний о минеральных образованиях сопутствовало всей истории развития человечества. Достаточно вспомнить, что общая периодизация ранней истории с выделением каменного, бронзового и железного веков основана на характере используемых для производства орудий труда материа7 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли лов. Добыча и совершенствование технологии обработки полезных ископаемых приводили к расширению знаний о свойствах минералов и горных пород, выработке критериев поиска месторождений и совершенствованию способов их разработки. Являясь одной из основ материального производства и экономического развития, эти сведения систематизировались, включались сферу административного регулирования и анализа. Уже в 1584 г. в Русском царстве был утвержден Приказ каменных дел, в 1700 г. указом Петра I учрежден Приказ рудокопных дел (реформированный в 1719 г. в Берг-коллегию), под эгидой Берг-коллегии была создана и первая отечественная горнорудная школа. Главный объект геологического изучения – минеральные образования, формирующие твердые оболочки Земли и составляющие их различные геологические тела. Можно выделить несколько уровней организации минерального («геологического») вещества, в которых тела каждого последующего ранга организации образованы закономерным сочетанием тел предыдущего ранга: минерал – горная порода – геологическая формация – геосфера – планета. «Минимальным» изучаемым геологией объектом является минерал (составляющие минералы элементарные частицы и химические элементы рассматриваются в соответствующих разделах физики и химии). Минералы – однородные по составу и строению природные химические соединения, как правило, кристаллические, образовавшиеся на Земле или других космических телах. Изучению минералов посвящена одна из ветвей геологии – минералогия – наука о составе, свойствах, строении и условиях образования минералов. Это одна из старейших областей геологических знаний, по мере развития которой из неё выделялись самостоятельные ветви геологических наук. Горные породы – слагающие геологические тела естественные минеральные агрегаты, образующиеся в глубинах Земли или на её поверхности в ходе различных геологических процессов. По способу образования (генетически) горные породы подразделяются на типы, наиболее распространенные среди которых следующие: – магматические, возникшие за счёт глубинного вещества, находившегося в расплавленном состоянии; иначе говоря, об8 1.1. Геология как наука. Объекты геологического изучения разующиеся в результате кристаллизации огненно-жидкого природного расплава, называемого магмой или, если расплав поступил на поверхность, – лавой; – осадочные, формирующиеся на поверхности Земли в результате физического и химического разрушения существующих пород, осаждения минералов из водных растворов или в результате жизнедеятельности или отмирания организмов; – метаморфические, возникшие за счёт преобразования магматических, осадочных или других горных пород под воздействием высоких температур и давлений и сохранившие в процессе преобразования твёрдое состояние и исходный химический состав; – метасоматические, возникшие за счёт преобразования магматических, осадочных или других горных пород, сохранивших в ходе преобразования твёрдое состояние, но утратившие частично или полностью свой исходный минеральный и химический состав; – импактные (или коптогенные), возникшие в следствии импактных событий – падений космических тел; образование таких пород происходит в условиях высвобождения большого количества энергии в момент удара (давление при гигантских импактных событиях может превышать 100 ГПа, температура может достигать 3000 °C и выше), что приводит к значительным преобразованиям, вплоть до деформаций кристаллических решеток минералов, перекристаллизации в ходе ударного метаморфизма, частичного или полного плавления вещества, его испарения. В общем виде все горные породы могут быть разделены на образованные под воздействием глубинных источников энергии и процессов с присущими этим условиям повышенными температурой и давлением, определённым химическим составом среды – магматические, метаморфические, метасоматические (к этой группе в целом близки и импактные породы), и возникшие в поверхностных условиях, со свойственным им сочетанием суточных колебаний температур, активностью кислорода, воды, органических веществ, влиянием биологических процессов – осадочные породы. Такое разделение определило развитие двух научных направлений, изу9 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли чающих горные породы. Описанием, классификацией, изучением состава, строения и происхождения магматических, метаморфических, иных связанных с глубинными источниками энергии и вещества пород (а также импактных пород) и образованных ими геологических тел занимается петрография. Весь спектр исследований осадочных пород и современных отложений проводится литологией, выделившейся из общей петрографии как самостоятельное направления в начале XX в. (при этом современные осадки, процессы их накопления и преобразования в горные породы рассматриваются в соответствующем разделе – седиментологии). В ходе развития петрографии оформилась экспериментальная петрология, занимающаяся экспериментальным воспроизведением условий образования горных пород (в рамках этого направления проводятся эксперименты, направленные на исследование физико-химических процессов образования минералов и горных пород, их взаимодействия с расплавами, растворами, парами и пр.). Геологические формации – повторяющиеся во времени и пространстве сочетания определенных генетических типов горных пород (горнопородных геологических тел), связанных общностью условий образования. Геологические формации рассматриваются во многих разделах геологии (петрографии, литологии, геотектонике и др.), в каждом из которых разработаны методы формационного анализа применительно к определённому генетическому типу образующих формации горных пород. Учитывая, что выявление формаций, как объектов высокого ранга, возможно лишь при изучении крупных участков земной коры, важная роль отводится региональной геологии – разделу геологии, изучающему геологическое строение и развитие определенных участков земной коры. Геосферы – концентрические слои (оболочки), образованные веществом Земли. Важнейшая роль в изучении внутренних геосфер, их состава, протекающих в них процессов и их взаимосвязи, отводится геофизике и геохимии. Геофизика, основываясь на анализе природы, пространственной неоднородности и временной изменчивости физических полей, рассматривает вопросы, связанные со свойствами и процессами в Земле, её оболочках и составляющих их геологических телах. Химический состав Земли, происходящие в её недрах химические процессы, формы нахождения и закономер10 1.1. Геология как наука. Объекты геологического изучения ности распределения химических элементов в земных оболочках исследуются геохимией. Действие глубинных сил и процессов превращает Землю в динамичную, изменяющуюся во времени систему. Изучением структуры, движений, деформаций и развития земной коры в связи с влиянием глубинных процессов занимается геотектоника. Обобщение комплекса геологических, геофизических, геохимических и иных данных с целью построения модели геологической эволюции Земли и изучения процессов, изменяющих состав и строение её твердых оболочек, проводится в рамках геодинамики, оформившейся как самостоятельное направление в последней четверти ХХ в. Земля образовалась около 4,5 млрд лет назад, наиболее древние породы имеют возраст около 4 млрд лет. Необходимость определения последовательности образования геологических тел, их абсолютного возраста, создания общей периодизации геологической истории привели к развитию геохронологии. Развитие геохронологии проходило в тесной связи с получением данных об эволюции органического мира, запечатленной в окаменелостях. Изучением развития растительного и животного мира прошлых геологических эпох и взаимоотношений организмов со средой обитания по ископаемым остаткам и следам жизнедеятельности занимается палеонтология. Обобщение данных об истории и закономерностях эволюции геологических процессов и создаваемых ими геологических структур земной коры, изменениях физико-географических условий, развитии органического мира проводится в рамках исторической геологии. Важнейшей задачей геологии является открытие месторождений полезных ископаемых – минеральных образований земной коры, химический состав и физические свойства которых позволяют эффективно использовать их в сфере материального производства. Скопления полезных ископаемых образуют месторождения; при этом к промышленными месторождениям относятся те, в которых изученные скопления полезных ископаемых в количественном и качественном отношениях могут быть предметом промышленной разработки при данном состоянии техники и в данных экономических условиях. Наука о закономерностях образования и размещения месторождений полезных ископаемых называется 11 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли металлогения. К полезным ископаемым принадлежат и подземные воды, изучаемые в рамках гидрогеологии. Важная прикладная задача связана с изучением геологических условий строительства зданий и сооружений, что определило развитие инженерной геологии. Многогранность изучаемых геологией объектов превращает её комплекс взаимосвязанных научных направлений. Каждое направление включает в себя три аспекта: описательный (изучение свойства объектов и их классификация), динамический (рассматривающий процессы и условия образования и изменения) и исторический (рассматривающий эволюцию геологических объектов и процессов в контексте геологического времени). Как и любая современная наука, геология тесно связана с другими областями знаний (рис. 1.1), использует их результаты, формирует междисциплинарные направления. Рис. 1.1. Связь геологии с некоторыми науками 12 1.1. Геология как наука. Объекты геологического изучения Основными практическими задачами геологии являются: – открытие новых месторождений полезных ископаемых и новых способов их разработки; – решение инженерно-геологических задач, связанных с изучением геологических условий строительства и эксплуатации инженерных сооружений, прогнозом взаимодействия инженерных сооружений с геологической средой; – охрана и рациональное использование недр. Такая направленность исследований определят специфику методологии геологических исследований, опирающуюся на тесную связь теоретических и эмпирических методов. Так, получение данных о геологическом строении территории и её минерагенических перспективах основывается на проведении геологической съёмки, включающей все методы полевой геологии, камеральные и лабораторно-аналитические исследования, применение дистанционных методов (включая данные космического зондирования), специальные геохимические и геофизические исследования, бурение скважин и проходку неглубоких горных выработок. Главным результатом этих работ служит создание карт геологического содержания, и прежде всего геологической карты, систематизирующей многоплановые данные для анализа. Контрольные вопросы 1. Дайте определение геологии как научной дисциплине. 2. Какие практические задачи решает геология? 3. Какие уровни организации минерального вещества можно выделить? 4. Какие основные геологические науки вам известны? Укажите объекты их изучения и главные задачи. 5. Дайте определение понятию «горная порода». Как образуются разные типы горных пород? 6. В чем заключается особенность методологии геологических исследований? 13 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли 1.2. ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ И ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ЗЕМЛИ Методы изучения внутреннего строения Земли можно разделить на две основные группы: геологические методы и геофизические методы. Геологические методы базируются на результатах непосредственного изучения толщ горных пород в обнажениях, горных выработках (шахтах, штольнях и пр.) и скважинах. При этом в распоряжении исследователей имеется весь арсенал методов, обеспечивающих получение информации о строении, составе, возрасте геологических тел, что определяет высокую степенью детальности получаемых результатов. Вместе с тем возможности этих методов при изучении глубин планеты весьма ограничены: на глубины более 8000 м пробурены лишь десяток скважин в мире, а самая глубокая скважина имеет глубину 12262 м (Кольская сверхглубокая в СССР, 1962–1994 гг.), ещё меньшие глубины достигнуты при бурении океанического дна (около 2100 м, бурение с борта американского исследовательского судна «JOIDES Resolution»). Таким образом, непосредственному изучению доступны глубины, не превышающие 0,19 % радиуса планеты. Сведения о глубинном строении базируются на анализе косвенных данных, полученных геофизическими методами, исследующими закономерности изменения с глубиной различных физических параметров (электропроводности, механической добротности и т. д.), измеряемых при геофизических исследованиях. В основу разработки моделей внутреннего строения Земли положены в первую очередь результаты сейсмических исследований, опирающиеся на данные о закономерностях распространения сейсмических волн. В очагах землетрясений и взрывов возникают сейсмические волны – упругие колебания. Эти волны разделяются на объёмные, распространяющиеся в недрах планеты и «просвечивающие» их, и поверхностные, распространяющиеся параллельно поверхности и «зондирующие» верхние слои планеты на глубину десятки – сотни километров. Объемные волны в свою очередь разделяются на два вида – продольные и поперечные. Продольные волны, имеющие бóльшую скорость распространения, первыми фиксируются сейсмоприёмниками, их называют первичными или Р-волнами (от англ. рrimary – первичные), более медленные поперечные волны 14 1.2. Внутреннее строение и геофизические особенности Земли называют S-волны (от англ. secondary – вторичные). Поперечные волны, как известно, обладают важной особенностью – они распространяются только в твёрдой среде. На границах сред с резким изменением свойств происходит преломление волн, возникают отраженные и обменные волны. Поперечные волны в анизотропной среде имеют смещение, перпендикулярное плоскости падения (SH-волны) или лежащее в плоскости падения (SV-волны). При переходе границы сред с разными свойствами волны SH испытывают обычное преломление, а волны SV, кроме преломлённой и отражённой SV-волн, возбуждают P-волны. Так возникает сложная система сейсмических волн, «просвечивающих» недра планеты. Анализируя закономерности распространения сейсмических волн, можно выявить неоднородности в недрах планеты: если на некоторой глубине фиксируется скачкообразное изменение скоростей распространения волн, их преломление и отражение, можно заключить, что на этой глубине проходит граница внутренних оболочек Земли, различающихся по своим физическим свойствам. На основании этих данных создается обобщённая сейсмическая модель, интерпретация которой позволяет судить о глубинном строении планеты. Сейсмическая модель Земли Сейсмические волны, распространяясь от очага землетрясения в глубь Земли, испытывают скачкообразные изменения скорости, преломляются и отражаются на сейсмическом разделе, имеющем глубину от ~10 км и менее под океанами до 75–80 км под континентальными горными сооружениям (в среднем ~30 км, но это весьма грубое усреднение в силу изменения положения под разными геологическими структурами). Здесь скорость Р-волн резко изменяется с 3,7–7,6 км/с до 7,9–8,2 км/с. Эта граница разделяет земную кору и мантию. Она получила название граница Мохоровичича (или граница Мохо, граница М) по фамилии выделившего её в 1909 г. сейсмолога А. Мохоровичича. Ещё один резкий сейсмический раздел фиксируется на глубине ~2900 км, где происходит разделение мантии и ядра Земли. 15 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли На этой сейсмической границе скорость Р-волн скачкообразно падает с 13,6 км/с в основании мантии до 8,1 км/с в ядре; S-волн – с 7,3 км/с до 0. Исчезновение поперечных волн указывает на то, что внешняя часть ядра жидкая. Сейсмическая граница, разделяющая ядро и мантию, была обоснована в 1910 г. сейсмологом Б. Гутенбергом, и её часто называют границей Гутенберга (или Вихерта-Гутенбера, поскольку существование ядра было доказано Э. Вихертом в 1897 г.), хотя эти названия и не является официальными. Приведенные выше резкие сейсмические границы позволяют разделить недра планеты на три главные внутренние геосферы – земную кору, мантию и ядро (рис. 1.2.1). Рис. 1.2.1. Сейсмическая модель Земли Резкие изменения скорости и характера прохождения волн фиксируются на границе 670 км, разделяющей верхнюю (30– 670 км) и нижнюю (670–2900 км) мантию, и на границе ~5150 км, разделяющей внешнее жидкое (2900–5150 км) и внутреннее твёрдое (5150–6371 км) ядро (рис. 1.2.1). Скорость продольных волн во внутреннем ядре составляет 11,2 км/с, что указывает на его твер16 1.2. Внутреннее строение и геофизические особенности Земли дое состояние и высокую плотность. Существенные изменения отмечаются и на сейсмическом разделе 410 км, делящем верхнюю мантию на два слоя. При переходе этой границы скорости сейсмических волн скачкообразно возрастают. Совершенствование методов в направлении получения объёмной картины распространения сейсмических волн, исходящих из разных центров (результаты сейсмической томографии), и накопление больших массивов данных привели к выводам о более сложном строении геосфер. При этом представление о резких сейсмических разделах сменяется моделями, предполагающими наличие постепенных переходов между оболочками, связанных с трансформацией глубинного вещества (рис. 1.2.2). Более того, получены неоспоримые данные о плотностных неоднородностях («холодная» и «горячая» мантии), отражающих перемещение потоков вещества и энергии в глубинах Земли (рис. 1.2.3). Внешней оболочкой твёрдой Земли является земная кора, ограниченная границей Мохоровичича. Эта относительно маломощная оболочка (~0,47 % радиуса Земли и менее 1 % массы её твердых оболочек), толщина которой составляет от 3–4 км под океанами до 75–80 км под континентальными горными сооружениями. В составе земной коры отчетливо выделяется верхний осадочный слой, состоящий из неметаморфизованных осадочных пород, среди которых могут присутствовать вулканиты, и постилающая его консолидированная (или кристаллическая) кора, образованная метаморфическими и магматическими интрузивными породами. Существуют два главных типа земной коры – континентальная и океанская, принципиально различающиеся по строению, составу, происхождению и возрасту. Континентальная кора залегает под континентами и их подводными окраинами, имеет мощность от 35–45 км до 55–80 км, в её разрезе выделяются три слоя. Верхний слой – осадочный, сложен, как правило, осадочными породами, включающими небольшое количество слабометаморфизованных и магматических пород. Геофизически он характеризуется низкой скоростью сейсмических волн (Р-волны распространяются в нём со скоростью 1,7–5,5 км/с). Мощность осадочного слоя изменяется от 0 до 25 км, в среднем составляя около 2,5 км. 17 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли Рис. 1.2.2. Традиционная (а) и обсуждаемая на основании новых сейсмических данных (б) модели Земли1 1 Пущаровский Д. В., Пущаровский Ю. М. Состав и строение мантии Земли // Соросовский образовательный журнал. 1988. № 11. С. 111–119. 18 1.2. Внутреннее строение и геофизические особенности Земли Рис. 1.2.3. Трёхмерная схема сейсмической томографии на глубине до 660 километров. Отображает области выских (тёмный оттенок) и медленных (светлый оттенок) скоростей распространения сейсмических колебаний1 Ниже располагается консолидированная кора, подразделяемая по сейсмическим данным на верхнюю (Vp = 5,8–6,4 км/с) и нижнюю (Vp = 6,5–7,3 км/с) кору2. Верхняя консолидированная кора (гранито-гнейсовый или «гранитный» слой) сложена магматическими и метаморфическими породами богатыми кремнезёмом и алюминием (в среднем её химический состав отвечает гранодиориту). Нижняя кора (гранулито-базитовый или «базальтовый» слой) сложена главным образом глубокометаморфизованными плагиогнейсами, содержащими гранаты и пироксены (при почти полном отсутствии слюд). Из-за различий состава за гранито-гнейсовым слоем закрепилось понятие «сиалический» (от Si и Al) в противоположность «симатический» (от Si и Mg) и «фемический» (от Fe и Mg), применяющихся для обозначения «базальтового» слоя. 1 Garnero E. J., McNamara A. K. Structure and Dynamics of Earth's Lower Mantle // Science. 2008. Vol. 320. Is. 5876. P. 626–628. 2 Согласно ещё одной распространённой схеме (Павленкова, 2002) консолидированная часть континентальной коры подразделяется на три слоя: верхнюю (Vp = = 5,8–6,4 км/с), среднюю (Vp = 6,5–6,7 км/с) и нижнюю (Vp = 6,9–7,2 км/с) кору. Верхняя кора при этом условно определяется как «гранитогнейсовая», средняя – как «диоритовая», а нижняя – как «базальтовая». 19 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли Современную континентальную кору слагают породы различного геологического возраста, вплоть до самых древних. По разным оценкам от 50 до 85 % первичной континентальной коры сформировалось в древнейший архейский этап развития Земли (ограниченный возрастными границами 2,5–4 млрд лет) за счет преобразования первичной коры; формирование протоконтинентов началось уже ~4 млрд лет назад. Океаническая кора распространена под океанами и имеет относительно небольшую мощность, в среднем 5–7 км. В её разрезе по сейсмическим данным выделяются три слоя. Верхний слой (слой I) – осадочный, характеризуется малой мощностью (до 1,5 км, в среднем ~0,4 км) и низкой скоростью Р-волн (Vp = 1,6–2,0 км/с). Ниже резко выделяется слой II, сложенный переслаивающимися базальтами и морскими осадками (Vp = 3,6–5,8 км/с); его мощность 1,5–3,0 км. Слой III (Vp = 6,5–7,3 км/с) подразделяется на две части: IIIа – массивные габбро, IIIб – переслаивание габбро и ультрамафитов; его средняя мощность 5,0–7,5 км. Слои II и III иногда условно объединяют в «базальтовый» слой. Возраст древнейших пород в современных океанических котловинах не превышает ~160 млн лет. Помимо двух главных типов земной коры, выделяются переходные, развитые на континентальных окраинах. Субконтинентальная кора отличается от континентальной пониженной мощностью (менее 30 км) и подстилает островные вулканические острова, протягивающиеся вдоль некоторых окраин континентов; субокеаническая – еще более утонённая континентальная кора (менее 20 км), пронизанная основными магматическими породами, подстилает окраинные и некоторые внутренние моря. Мантия представляет собой наибольшую по объёму (83 %) и массе (67 %) внутреннюю оболочку Земли, ограниченную сверху границей Мохо, снизу – границей Гутенберга. В её составе выделяется верхняя мантия и нижняя мантия, разделённые границей 670 км, подразделяемые на более дробные слои. Подкоровая мантия располагается от границы Мохо до глубин ~30–100 км под океанами и ~200–300 км под континентами и характеризуется плавным нарастанием скорости сейсмических волн, что объясняется уплотнением пород за счёт литостатичес20 1.2. Внутреннее строение и геофизические особенности Земли кого давления вышележащих толщ. Ниже подкоровой мантии до глубин 300–410 км фрагментарно расположен слой пониженных скоростей сейсмических волн (к тому же выделяющийся резким понижением удельного сопротивления и присутствием линз, не пропускающие S-волны, что указывает на частичное плавление участков мантии). Этот слой называют астеносферой (от гр. asthenes – слабый и sphaira – шар); термин введён в 1914 г. американским геологом Дж. Барреллом, в англоязычной литературе часто обозначаемый LVZ – Low Velocity Zone. Главным свойством астеносферного вещества является способность к вязкому или пластическому течению под действием относительно малых напряжений. Наличие пластичного астеносферного слоя, отличающегося по реологическим свойствам от жёстких вышележащих слоёв, даёт основание для выделения литосферы – твердой оболочки Земли, включающей земную кору и подкоровую мантию, расположенную выше астеносферы. Нужно отметить, что литосфера не является монолитной каменной оболочкой планеты, а разделена на отдельные литосферные плиты, постоянно движущиеся по пластичной астеносфере. К границам литосферных плит приурочены очаги землетрясений и большинство вулканов. Граница литосфера – астеносфера имеет термическую природу и соответствует изотерме ~1300 °С, соответствующей минимальной температуре плавления мантийного вещества. Породы выше этой изотермы относительно холодны и ведут себя как жесткие тела. Породы ниже при аналогичном составе обладают твердотельной ползучестью и способны частично плавиться, в силу чего в астеносфере образуются расплавы, обычно заполняющие межзерновые пространства (их доля суммарно составляет порядка 1–10 % объёма). Глубже раздела 410 км в мантии повсеместно распространяются и P-, и S-волны. Между глубинами ~840 и ~1700 км располагается зона неоднородностей, иногда выделяемая в среднюю мантию. На её границах фиксируется еще более значительный, чем в средней мантии, контраст сейсмических аномалий относительно небольших объёмов: на верхней границе с верхней мантией зона раздела имеет мощность ~170 км, на границе с нижней ~500 км (рис. 1.2.2б). 21 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли В нижней мантии, отделённой резкой глобальной границей 670 км, скорость Р- и S-волн монотонно нарастает соответственно до 13,6 и 7,3 км/с вплоть до раздела Гутенберга. В основании мантии выделяется относительно пониженной вязкостью и неоднородностью слой D// изменяющейся мощности (300–500 км), что отражает неравномерное поступление тепловой энергии из ядра в мантию. Местами в основании слоя отмечается зона ультранизких скоростей сейсмических волн (ULVZ – ultra low velocity zone), указывающая на частичное плавление. В слое D// возникают огромные, направленные к поверхности Земли, грибовидные, сквозьмантийные потоки горячего вещества, называемые плюмами. Граница мантии и ядра отчетливо выделяется по снижению скорости Р-волн (до 8 км/с) и исчезновению S-волн. Исчезновение поперечных волн указывает, что внешнее ядро Земли находится в жидком состоянии. Ниже раздела 5150 км находится внутреннее ядро, в котором возрастает скорость Р-волн (до 11,2 км/с) и вновь начинают распространяться S-волны, что указывает на его твёрдое состояние. Между внешним и внутренним ядром некоторыми геофизиками выделяется переходная зона (4980–5120 км). На ядро приходится 16 % объема и 31 % массы Земли, при этом его жидкая внешняя часть составляет ~30 % общей массы планеты. Геофизическая характеристика Земли Плотность. Плотность оболочек закономерно возрастает к центру Земли (рис. 1.2.4). Средняя плотность коры составляет 2,8 г/см3; на границе Мохо она скачкообразно возрастает с 2,9–3,0 до 3,1–3,5 г/см3. В мантии плотность постепенно возрастает за счет сжатия силикатного вещества и фазовых переходов (перестройкой кристаллической структуры вещества в ходе приспособления к возрастающим давлению и температуре) от 3,3 г/см3 в подкоровой части до 5,5 г/см3 в низах нижней мантии. На границе Гутенберга (2900 км) плотность скачкообразно увеличивается почти вдвое – до 10 г/см3 во внешнем ядре. Еще один скачок плотности (от ~11 до ~13 г/см3) происходит на границе внутреннего и внешнего ядра (5150 км). Эти две границы резкого изменения плотности 22 1.2. Внутреннее строение и геофизические особенности Земли имеют различную природу: на границе мантия – ядро происходит изменение химического состава вещества (переход от силикатной мантии к железному ядру), а скачок на границе 5150 км связан с изменением агрегатного состояния (переход от жидкого внешнего ядра к твердому внутреннему). Рис. 1.2.4. Изменение плотности (1) и температуры (2) внутренних геосфер Земли с глубиной Температура. Источники тепловой энергии. Протекающие на поверхности и в недрах планеты геологические процессы в первую очередь обусловлены тепловой энергией. Источники энергии подразделяются на внутренние (эндогенные), связанные с генерацией тепла в недрах планеты, и внешние по отношению к планете (экзогенные). Интенсивность поступления тепловой энергии из недр к поверхности отражается в величине геотермического градиента, определяемого как приращение температуры с глубиной, выраженное в °С/км. Средняя величина геотермичес23 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли кого градиента в верхней части континентальной коры составляет 30 °С/км и колеблется от 200 °С/км в областях современного активного вулканизма до 5 °С/км в областях со спокойным тектоническим режимом. Эндогенное тепло связано с несколькими источниками, интенсивность и относительный вклад которых менялись на протяжении истории развития планеты. 1. Остаточное тепло, сохранившееся в недрах со времени формирования планеты. Предполагается, что образование Протоземли, длившееся порядка 100 млн лет, происходило за счёт аккреции протопланетного газопылевого облака, в ходе которого ударное нагревание космических тел, приливное воздействие при захвате и разрушении Протолуны и другие процессы привели значительному разогреву. 2. Энергия глубинной гравитационной дифференциации – выделение тепла при гравитационном перераспределении вещества по плотности. Однородная Протоземля в ходе плотностной дифференциации вещества за счет собственного гравитационного сжатия начала разделяться на оболочки, этот процесс продолжается и ныне. Такая дифференциация сопровождается химическими и фазовыми превращениями, что фиксируется плотностными границами и зонами разделов, отмеченными выше. Главным уровнем выделения этой энергии является граница ядро – мантия, где в ходе разделения происходит наращивание железного ядра. Геофизически этот процесс отражается в существовании слоя D//, из которого путем конвективного переноса и подъёма плюмов поступает колоссальное количество тепла. Именно этот источник энергии выступает определяющим для глобальных тектонических процессов (движение плит, формирование океанов и пр.). Второстепенными зонами выделения тепла являются граница верхней и нижней мантии и, возможно, другие границы разделов (1700 км, 2200 км). 3. Радиогенное тепло выделяется при распаде радиоактивных изотопов. Согласно некоторым расчётам, этот источник определяет около 25 % современного теплового потока, излучаемого Землёй. Необходимо принимать во внимание, что повышенные содержания главных долгоживущих радиоактивных изотопов (изотопы урана, 24 1.2. Внутреннее строение и геофизические особенности Земли тория и калия и в меньшей степени других элементов) отмечаются только в верхней части континентальной коры (зона изотопного обогащения). Например, концентрация урана в гранитах достигает 3,5 • 10–4 %, в осадочных породах – 3,2 • 10–4 %, в то время как в океанической коре она ничтожно мала: около 1,66 • 10–7 %. Таким образом, радиогенное тепло является дополнительным источником тепла в верхней части континентальной коры, что и определяет высокую величину геотермического градиента в этой области планеты. 4. Твёрдые приливы, вызываемые притяжением Луны. Переход кинетической приливной энергии в тепло происходит вследствие внутреннего трения в толщах горных пород. Доля этого источника в общем тепловом балансе ныне невелика – около 1–2 %, но на ранней стадии существования Земли, когда Луна находилась ближе, вклад был более значителен. В литосфере преобладает кондуктивный (молекулярный) механизм теплопереноса, в подлитосферной мантии Земли происходит переход к преимущественно конвективному механизму теплопереноса, приводящему к существованию конвективных течений в мантии. Неоднозначно трактуется вопрос о том, является ли конвекция общемантийной или двухъярусной с взаимосвязанными нижне- и верхнемантийными течениями. Возможно, что эти две модели сочетаются (не все течения преодолевают границу 670 км). Расчёты температур в недрах планеты дают следующие примерные значения: в литосфере на глубине около 100 км температура составляет около 1300 °С, на глубине 410 км – 1500 °С, на глубине 670 км – 1800 °С, на границе ядра и мантии – 2500 °С, на глубине 5150 км – 3300 °С, в центе Земли – 3400 °С. Тепловой режим Земли не был постоянным (рис. 1.2.5). Наибольшее количество тепла выделялось в начале образования Земли за счет аккреции, гравитационного уплотнения и радиоактивного распада с участием короткоживущих изотопов; на этом этапе, видимо, произошло плавление вещества Протоземли (полное или частичное) и обособление геосфер. Геотермический градиент в земной коре к рубежу 4 млрд лет (начало архея) определяется в 54°С/км, к современным значениям он приблизился ~1 млрд лет назад (~35°С/км). 25 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли Рис. 1.2.5. Вариации теплового режима в нижней и верхней мантии в геологической истории Земли (по Муруяме и Лю) На поверхности планеты важнейшую роль имеет экзогенный источник тепла – солнечное излучение. Ниже поверхности влияние солнечного тепла резко снижается. Уже на небольшой глубине (до 20–30 м) располагается пояс постоянных температур – область глубин, где температура остаётся постоянной и равна среднегодовой температуре района. Ниже пояса постоянных температур поступление тепла связано с эндогенными источниками. Магнетизм Земли. Земля представляет собой гигантский магнит с магнитным силовым полем, линии которого пересекаются с поверхностью в магнитных полюсах, которые располагаются поблизости от географических, но не совпадают с ними. Поэтому в показаниях магнитной стрелки компаса различают магнитное склонение и магнитное наклонение. Магнитное склонение – это угол между направлением магнитной стрелки компаса (магнитным меридианом) и географическим меридианом в данной точке. Этот угол будет наибольшим на полюсах и наименьшим на экваторе (7–8°), при этом из-за миграции магнитного полюса величина 26 1.2. Внутреннее строение и геофизические особенности Земли магнитного склонения со временим изменяется. Магнитное наклонение – угол, образуемый наклоном магнитной стрелки (вектора геомагнитного поля) и горизонтальной плоскости. По мере приближения к магнитному полюсу этот угол возрастает, достигая 90°. Измеренные значения магнитного поля могут отклоняться от нормального для конкретной территории, такие отклонения называют магнитными аномалиями. Частой причиной таких отклонений являются участники земной коры, обогащенные ферромагнитными минералами (магнетитом – Fe3+2Fe2+O4, пирротином – Fe1-хS и др.). Для магнитных минералов характерно явление остаточной естественной намагниченности, несущее информацию о направлении и напряжённости геомагнитного поля Земли во время образования и преобразования этих минералов. Изучение палеомагнетизма выявило неоднократные инверсии геомагнитного поля – изменение, при котором магнитные полюсы менялись местами. Процесс изменения магнитного знака длится от нескольких сотен до нескольких тысяч лет и начинается с интенсивного понижения напряженности главного магнитного поля Земли практически до нуля, затем устанавливается обратная полярность и через некоторое время следует быстрое восстановление напряженности, но уже противоположного знака. Северный полюс занимал место Южного и, наоборот, с примерной частотой 5 раз в 1 млн лет. Современная ориентация магнитного поля установилась около 800 тыс. лет назад. Предполагается, что возникновение магнитного поля обусловлено системами электрических токов, возникающих при вращении Земли, в связи с конвективными движениями в жидком внешнем ядре. Завершая характеристику строения и геофизических особенностей следует подчеркнуть, что Земля является динамической самоорганизующейся системой, в которой происходят разного уровня трансформации, поддерживающие её геологическую активность. Эту систему нужно рассматривать как целостную, обладающую синергичностью (т. е. результирующий эффект в ней существенно превосходит эффект, обеспечиваемый простой суммой эффектов каждого отдельного образующего систему компонента), эмер27 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли джентностью (несводимостью свойств системы к сумме свойств её компонентов) и иными описываемыми общей теорией систем свойствами. В глобальном масштабе определяющим процессом является дифференциация планетного вещества, включающая сложные круговороты масс и энергии. Направленность процессов определяется тенденцией к истощению запасов тепловой энергии, что приводит к замедлению скорости дифференциации оболочек и снижению эндогенной активности в целом. Следствием направленности является эволюционность геологических процессов; в силу этого принцип актуализма, предписывающий считать, что в прошлом любые системы функционировали по тем же законам, что и их современные аналоги, часто применим лишь со значительными поправками. Более того, глобальные геологические процессы цикличны (Е. Е. Милановский аргументировал существование разномасштабных циклов длительностью от десятков лет до сотен миллионов лет), а геологические системы – это открытые системы (в том числе и в отношении воздействия космических факторов). Все это делает изучение геологии Земли и весьма сложным, и весьма интересным делом. Контрольные вопросы 1. Какими методами изучается внутренне строение Земли? 2. Опишите сейсмическую модель Земли. Каковы основные направления уточнения этой модели? 3. Дайте сравнительную характеристику континентальной и океанической коры. 4. Опишите строение мантии Земли. 5. Дайте определение понятиям «астеносфера» и «литосфера». 6. Опишите строение ядра Земли. 7. Как изменятся плотность вещества внутренних оболочек Земли; каковы причины изменения плотности на границах геосфер? 8. Охарактеризуйте источники внутренней тепловой энергии Земли. Как изменялся вклад этих источников в истории планеты? 9. Для решения каких практических геологических задач изучаются магнитные свойства горных пород? 28 1.3. Химический и минеральный состав Земли 1.3. ХИМИЧЕСКИЙ И МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ ЗЕМЛИ О химическом и минеральном составе внутренних геосфер Земли прямых сведений нет. Предположения строятся на основании представлений о механизме формирования планеты, интерпретации геофизических данных с учетом известных физико-химических процессов, исследовании метеоритов, состав которых соответствует разным частям разрушенных космических тел (на разных этапах их эволюции). Модели основываются на формировании Протоземли в протосолнечном холодном газопылевом облаке – небуле. Одни гипотезы предполагают плавление в ходе аккреции хондритового1 материала планетезималей2 за счет ударного выделения энергии и других источников тепла; другие – формирование на начальном этапе недифференцированной на оболочки протопланеты-гиганта, состоящей из ледяной массы с железо-силикатной космической пылью, впоследствии разогревшейся за счет гравитационного сжатия или радиогенного тепла, разделившейся на тяжелое ядро и более легкие геосферы и потерявшей массивную газовую оболочку; иные – образование первоначально железного протоядра в магнитном поле Солнца, вокруг которого шло формирование протопланеты на счет гравитационного захвата вещества небулы. Вне зависимости от обсуждаемой модели принимается положение о дифференцированном глубинном строении как следствии геологической эволюции планеты. Геофизически фиксируемые различия свойств внутренних геосфер определяются изменением химического состава и(или) фазовыми переходами в веществе, при этом на разных границах разделов решающую роль имеет тот или иной из этих факторов. 1 К хондритам относят наиболее распространённые метеориты, состоящие из силикатных (оливин-пироксен-плагиоклазовых) каплевидных обособлений (хондр), располагающихся в богатой железом матрице из силикатов, Fe-Ni металла, сульфидов (± углерод и летучие соединения, Ca-Al силикаты и др.); их состав наиболее близок по составу к примитивному веществу протопланетного облака. 2 Планетезимали представляют собой небесные тела, образующиеся в результате постепенной аккреции более мелких тел протопланетного газо-пылевого диска. Рассматриваются как исходный материал для образования протопланет. 29 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли Общими также являются положения о железно-никелевом составе ядра Земли, «каменном» силикатном строении мантии (состоящей примерно на 99 % из О, Si, Mg, Fe, Al, Ca) и земной коры, возникновении современных типов земной коры в ходе дифференциации поступающего из мантии вещества. Ядро Земли состоит из железа (по разным оценкам на ~80– 85 %) и никеля (~5 %). Но фиксируемая геофизическими методами плотность ядра ниже, чем у железо-никелевого сплава, что дает основание полагать присутствие в его составе легких элементов, вероятнее всего серы, водорода, азота, поддерживающих жидкое состояние внешнего ядра (а также Si, Cr, Mn, P, Co). Внутреннее твердое ядро беднее легкими элементами и близко составу 80 % Fe + 20 % Ni. Его состав сходен с составом железных метеоритов, состоящих почти нацело из железа и никеля (Ni от 4–6 % до более 12 %) c небольшими примесями хромита, фосфитов и сульфидов. Но о полной аналогии речь не идет, поскольку такие метеориты являются осколками ядер астероидов и протопланет, имеющих значительно меньшие размеры и несколько отличающихся характером и продолжительностью эволюции. Для описания химического состава мантии на сегодняшний день предложено несколько моделей. Несмотря на имеющиеся между ними различия, всеми авторами принимается, что примерно на 90 % мантия состоит из окислов кремния, магния и железа; еще по несколько процентов приходится на оксиды алюминия и кальция (т. е. мантия Земли примерно на 99 % состоит всего из 6 элементов – О, Si, Mg, Fe, Al, Ca) и доли процента составляют натрий и калий. Остальные элементы присутствуют в рассеянных концентрациях. В общем виде о составе дифференцированного мантийного вещества могут свидетельствовать ахондриты – каменные метеориты (без хондр), в той или иной степени претерпевшие плавление; наиболее примитивные из них близки по составу хондритам, дифференцированные сходны с базальтами или перидотитами. С веществом границы мантии и ядра сопоставимы железокаменные метеориты (палласиты), состоящие из железа (80–90 %), никеля (3–20 %), оливина и троилита (FeS). Предполагается значительное содержание воды в верхней мантии, порядка 0,1 вес. % в зоне 400–670 км. 30 1.3. Химический и минеральный состав Земли Для минерального состава верхней мантии, видимо, характерны силикаты с относительно простыми структурами, основу которых составляют кремнекислородные октаэдры. Прямых данных о составе крайне мало, а имеющиеся (в частности, редкие выведенные тектоническими движениями на поверхность фрагменты подкоровой мантии, выносимые магматическими расплавами фрагменты глубинных пород, сверхглубинные включения в алмазах) характеризуют лишь верхнюю мантию и, возможно, самые верхи нижней мантии до глубины порядка 700 км1. Поэтому однозначной модели состава пока не выработано. Для верхней мантии предложено несколько моделей: пиролитовая (главные минералы – оливин (~57 об. %), пироксены (~29 %) и гранат), пиклогитовая (предполагающая тот же набор главных минералов, но снижение доли оливина до ~40 %), эклогитовая (главные минералы – пироксен и гранат). Предполагается, что сейсмические границы и зоны разделов фиксируют структурные перестройки в минералах. Так, граница 410 км преимущественно связана со структурной перестройкой оливина α-(Mg,Fe)2SiO4 в вадслеит β-(Mg,Fe)2SiO4; глубже 520 км происходит перестройка вадслеита в рингвудит – g-модификацию (Mg,Fe)2SiO4 со структурой шпинели. На границе 670 км шпинелеподобный рингвудит трансформируется в (Mg,Fe)-перовскит и Mg-вюстит, Fe-Mg гранат пироп – в перовскит (Mg, Fe)SiO3 и твердый раствор корунда-ильменита (Mg,Fe)SiO3 – Al2O3, Са-гранат андрадит – в Са-перовскит CaSiO3. Дифференциация мантийного вещества, связанная главным образом с его плавлением и кристаллизацией возникающих магматических расплавов, привела к выносу поступающей к поверхности магмой элементов, накапливаемых в остаточных расплавах. Среди наиболее распространенных таковыми являются в первую очередь Si, Al, Na, K; наряду с ними, большую часть горных пород составляют Ti, Fe, Mn, Mg, Ca, F, а также H2O и CO2 (петрогенные 1 Глубинные ксенолиты и минералы кимберлитов, в том числе и алмазы, являются уникальными источниками информации о глубинных оболочках Земли. Большинство алмазов поступает с глубин 150–200 км, но есть и такие, формирование которых связывается с глубинами 410–660 км и верхней частью нижней мантии. В районе Рио-Сорисо в Бразилии известны уникальные кимберлиты, содержащие материал с глубин около 1700 км, поднятый к поверхности мантийным плюмом. 31 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли элементы). Среди малых элементов – это так называемые некогерентные элементы, несовместимые с кристаллическими решетками большинства породообразующих минералов и в силу этого при плавлении на мантийном уровне концентрирующиеся в расплавах. Мерой когерентности-некогерентности элемента является коэффициент распределения Kd, равный отношению его концентраций в твердой фазе и расплаве: Kd = Cs/CL, где Cs и CL – концентрация элемента в твердой фазе (кристаллизовавшемся из расплава минерале) и расплаве соответственно. Некогерентные элементы имеют Kd <1, совместимые − Kd >1. Первые включают несколько групп. Наиболее несовместимыми являются крупноионные литофильные элементы (K, Rb, Cs, Ba), или LILE (large ion lithophile element), обладающие большими ионными радиусами, ограничивающими их вхождение в решетки большинства силикатов и алюмосиликатов. Элементы с высокой напряженностью поля (Ti, Zr, Hf, Ta, Nb, W), обозначаемые также как высокозарядные или HFSE (high field strength element), имеют относительно небольшие ионные радиусы, но большие заряды, которые сложно компенсировать в структуре минерала. Редкоземельные элементы (La-Lu), или REE (rare earth element), и актиноиды (U, Th) обладают и большим зарядом, и относительно большим радиусом. Легкие лантаноиды (LREE), Th, U являются сильно несовместимыми, в то время как как тяжелые лантаноиды (HREE) менее несовместимы, поскольку могут замещать Al3+ в структуре граната, а Eu2+ в определённых условиях замещает Ca2+ в плагиоклазах. В стандартной геохимической модели принимается, что земная кора образовалась в результате объемного плавления примитивной хондритовой мантии (за вычетом образовавших ядро элементов); вследствие этого верхняя мантия стала деплетированной (обедненной некогерентными элементами), а нижняя мантия попрежнему соответствует составу примитивной недифференцированной мантии. Первичная кора на Земле не сохранилась. Возможно, верхняя часть планеты (образовавшейся ~4,5 млрд лет назад) представляла собой «магматический океан». Образовалась ли после её застывания кора, близкая к океанической либо сходная с континентальной, или специфичная кора анортозитового состава единого 32 1.3. Химический и минеральный состав Земли мнения нет. По аналогии с данными о составе поверхности Луны и планет земной группы можно полагать, что в образовании первичной твердой коры важную роль играли мощнейшие вулканические извержения и метеоритная бомбардировка, сопровождавшиеся выбросами твердых частиц и излияниями базальтов (о чем свидетельствуют в частности лунный грунт («реголит») и залитые застывшей базальтовой лавой «лунные моря», поступающие с астероида Вега метеориты группы HED). Наиболее древние породы имеют возраст ~4 млрд лет, что позволяет с этого рубежа говорить о геологической истории Земли. В интервале 4–2,5 млрд лет (нуклеарная стадия) уверенно определяются магматические процессы, сопровождавшие формирование протоконтинентальных ядер, которые в следующую – кратонную – стадию (2,5–2,0 млрд лет) по составу и структуре приблизились к современной континентальной коре, образовали жёсткие стабилизированные блоки коры (кратоны). До рубежа 2,5 млрд лет (граница архея и протерозоя) магматические расплавы поступали преимущественно из мантии, а в период ~2,5–2,3 млрд лет. отмечается масштабное вплавление гранитоидных магм в коровых условиях. Позднее, с рубежа 2 млрд лет, формируются литосферные плиты с океанической и континентальной корой, геодинамические процессы приобретают современный тип. Длительный магматизм привел к выносу из мантии и концентрации в континентальной коре накапливающихся в остаточных расплавах элементов, что сделало её «салической» и обогащённой некогерентными элементами (в том числе радиоактивными К, Rb, Th, U). Можно говорить об эволюции коры в направлении её кратонизации (гранитизации), протекающей в ходе взаимодействия геосфер Земли. Относительно других оболочек земная кора обогащена легкими элементами. Достоверные сведения имеются только о химическом составе самой верхней части земной коры. Первые данные о её составе были опубликованы в 1889 г. американским ученым Ф. Кларком, как среднеарифметические из 6000 химических анализов горных пород. Позже эти данные многократно уточнялись, но и сейчас среднее содержание химического элемента в земной коре или другой геосфере называется кларковым числом. Около 99 % в составе земной коры занимают всего восемь элементов 33 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли (табл. 1.3.1); относительно высокие кларковые числа имеют титан (0,45 %), водород (0,15 %), марганец (0,1 %), углерод (0,02 %), хлор (0,02 %), которые в сумме составляют 0,74 %. На все остальные содержащиеся в земной коре элементы приходится ~0,2 %. Таким образом, в пересчёте на окислы, земная кора в основном состоит из SiO2 и Al2O3, что существенно отличает её от мантии, обогащённой магнием и железом. Но эти значения отражают лишь общую геохимическую специфику. По составу существенно различаются океанический и континентальный типы коры; образующаяся преимущественно из поступающих из астеносферы расплавов океаническая кора относительно обогащена магнием, кальцием и железом и обледенена кремнезёмом и щелочами, особенно калием. Составляющие континентальную кору слои тоже существенно различны, что во многом связано с коровым магматизмом. При плавлении разных по составу пород выплавляются гранитоидные магмы, состоящие из преимущественно из кремнезёма (они содержат обычно более 64 % SiO2) и окисла алюминия, а оксиды железа и магния остаются в глубинных горизонтах в виде нерасплавленного «остатка». Имеющие малую плотность расплавы внедряются в более высокие горизонты земной коры и обогащают их SiO2 и Al2O3. Отмечаются и значительные региональные различия. В плане минерального состава земная кора состоит главным образом из силикатов и алюмосиликатов. Таблица 1.3.1 Среднее содержание химических элементов в земной коры (по А. П. Виноградову, 1962) Химический элемент Кислород Кремний Алюминий Железо Кальций Натрий Калий Магний 34 Содержание, вес. % (кларковое число) 47,00 29,5 8,05 4,65 2,96 2,5 2,5 1,87 1.3. Химический и минеральный состав Земли Химические элементы и соединения в земной коре могут образовывать собственные минералы или находится в рассеянном состоянии (входя в минералы в форме примесей, что характерно для многих элементов с низкими кларковыми числами). Земная кора, как и мантия, образована главным образом силикатами (в условиях земной коры их основу формируют кремнекислородные тетраэдры), среди которых резко преобладают полевые шпаты (рис. 1.3.1), концентрирующие SiO2, Al2O3, CaO, Na2O, K2O. Рис. 1.3.1. Минеральный состав земной коры, в об.%1 Контрольные вопросы 1. На каких данных основываются представления о химическом составе глубинных оболочек Земли? 2. Каковы основные тенденции изменения состава твердых оболочек Земли? Что является причиной различия их состава? 1 Булах А. Г. Общая минералогия: учебник. Изд. 2-е, испр. и перераб. СПб.: Изд-во С.-Петерб. ун-та, 1999. 35 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли 3. Какие группы химических элементов относятся к некогерентным? 4. Охарактеризуйте химический (элементный) состав земной коры. 5. Охарактеризуйте минеральный состав твердых оболочек Земли. 1.4. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ХРОНОЛОГИЯ Солнечная система образовалась около 5 млрд лет назад. Об этом свидетельствует возраст метеоритов: для примитивного вещества хондритов типичны датировки близкие к 4,56 млрд лет, для ахондритовых метеоритов группы HED, уже несущих черты дифференциации родительских космических тел на оболочки, ~4,56–4,52 млрд лет. Признаки активной метеоритной бомбардировки в период 4,1–3,4 млрд лет несут метеориты HED, и в период 4,1–3,7 млрд лет – породы поверхности Луны. На Земле, с её активными геологическими процессами, первичная кора не сохранилась, самые древние минеральные образования земной коры имеют возраст ~4 млрд лет. С этого рубежа и начинается отсчет геологический истории. Как и любая история, она требует использования методов датирования материальных объектов и событий, чёткой единой периодизации с выделением разной длительности временных интервалов. Раздел геологии, занимающийся определением возраста геологических объектов, называется геохронологией (или геохронометрией). Различают два подхода к определению возраста: относительная геохронология, фиксирующая последовательность образования горных пород относительно друг друга, и абсолютная геохронология, позволяющая определять возраст геологических объектов и событий в единицах времени. Относительная геохронология основывается на нескольких простых принципах. В 1669 г. Николаус Стенон (Стено) в труде «О твёрдом, естественно содержащемся в твёрдом» объяснил основные закономерности образования слоёв пород и сформулировал положение, лежащее в основе определения последовательности их накопления: «во время образования какого-либо слоя лежащее на36 1.4. Геологическая хронология верху его вещество было целиком жидким, и, следовательно, при образовании самого нижнего слоя ни одного из верхних слоёв ещё не существовало»1. Это положение известно как принцип суперпозиции, гласящий, что в ненарушенном залегании каждый вышележащий слой моложе нижележащего. Обратим внимание, что принцип применим только в условиях ненарушенного залегания, если слои не повергались смятию. Ещё один важнейший принцип, известный как принцип пересечений, связывается с именем автора «Теории Земли» Джеймса Геттона (Хаттона) (основные положения которой изложены им в 1785 г., работа издана в 1788 г. и в переработанном виде 1795 г.). Этот принцип гласит, что любое тело, пересекающее толщу слоев, моложе этих слоев. Заметим, что Д. Геттон сформулировал и идею геологического времени, для которого «мы не находим следов начала, и не имеем надежд конца», и принцип актуализма – «Я принимаю вещи такими, каковы они сейчас, и делаю вывод о том, какими они были когда-то» (кратко выражаемый фразой «Настоящее – ключ к прошлому»)2. К этим принципам следует добавить ещё одно важное положение – время преобразования или деформации пород моложе, чем возраст образования этих пород. Метод определения последовательности образования слоёв, базирующийся на приведенных выше принципах, называют стратиграфическим, а раздел геологии, занимающийся изучением последовательности образования, расчленением по возрасту и восстановлением первичных взаимоотношений комплексов горных пород, слагающих земную кору – стратиграфией. Использование этих принципов на примере прорванных несколькими секущими магматическими телами толщ осадочных пород проиллюстрировано на рисунке 1.4.1. Развитие представлений о последовательности формирования толщ горных пород и изучение содержащихся в них окаменелостей – ископаемых остатков организмов и следов их жизнедеятель1 Романовский С. И. Великие геологическое открытия. Изд. 2-е, перераб. и доп. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ. 2005. С. 36. 2 Стоит отметить, что уже в 1839 г. геолог Карл Бернгард фон Котта и в 1867 г. философ Дэвид Пэдж указывали на эволюционно необратимое развитие геологических процессов. 37 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли Рис. 1.4.1. Иллюстрация принципов определения относительно возраста на основании изучения взаимоотношений геологических тел: первоначально происходило последовательное накопление горизонтально залегающих осадочных (1–5), позднее деформированных (6) и затем прорванных телом магматических пород (7). После размыва поверхности и выравнивания рельефа (8) на образованной горизонтальной поверхности снова происходит накопление слоя осадочных пород (9). Наиболее молодым образованием является магматическое тело, пересекающее все геологические тела (10) ности – привело к развитию биостратиграфического направления. Жорж Леопольд Кювье в 1796 г. обосновал положение о том, что для каждой геологической эпохи характерны свои живые организмы (на основании материалов, собранных со своим другом горным инженером Александром Броньяром в окрестностях Парижа), одновозрастные слои содержат сходные окаменелости. Хотя Кювье был сторонником «катастрофического» подхода в развитии органического мира, он ввел понятие «биологических часов» 38 1.4. Геологическая хронология для геологического времени. В 1799 г. Уильям Смит составил первую геологическую карту с изображением обнажений трёх пластов на карте окрестностей английского города Бат, сопровождавшуюся пояснительной запиской («Таблица слоёв окрестностей Бата»), при составлении которой руководствовался сформулированным им принципом, гласящим, что «каждый пласт заключает ископаемые органического происхождения, характерные именно для него, и может быть в сомнительных случаях путём их изучения установлен и отделён от другого пласта, сходного с ним, но принадлежащего другой части серии». Стратиграфические методы стали на службу практической геологии как инструмент для расчленения и сопоставления (корреляции) толщ и составления геологических карт. В 1822 г. Уильям Конибир и Джон Филлипс в «Очерке геологии Англии и Уэльса» привели общую стратиграфическую схему территории Великобритании. После опубликования в 1859 г. «Происхождения видов» Чарльза Дарвина биостратиграфия дополнилась фундаментальным положением о том, что ископаемые флоры и фауны сменяют друг друга в определённом порядке. Палеонтологические методы, следовательно, позволяют проводить расчленение и корреляцию отложений на основе последовательной смены комплексов ископаемых организмов, обусловленной эволюцией органического мира (или сменой палеоэкологических условий), а также соотнести образование толщи с определённым интервалом геологической истории, в который эти организмы существовали. Метод руководящих ископаемых основан на положении, гласящем, что одновозрастными являются толщи горных пород с одинаковыми руководящими ископаемыми. К числу последних относятся ископаемые организмы, отвечающие следующим критериям: 1) эти организмы существовали короткий промежуток времени, 2) были распространены на значительной территории, 3) их окаменелости часто встречаются и легко определяются. При определении возраста среди найденных в изучаемом слое ископаемых выбираются наиболее для него характерные, затем они сопоставляются с атласами руководящих форм, описывающими, какому интервалу времени свойственны те или иные формы. Первый из таких атласов был создан зоологом и палеонтологом Генрихом Георгом Бронном в 1836–1838 гг. 39 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли Более точный, но и более трудоёмкий, метод комплексного анализа органических остатков опирается на изучение всего комплекса окаменелостей в слое, в составе которых присутствуют разные группы: 1) руководящие, встречающиеся только в пределах конкретного стратиграфического интервала; 2) характерные, встречающиеся преимущественно в данном стратиграфическом подразделении, также редко отмечающиеся в ниже- и вышележащих слоях; 3) встречающиеся в нижележащих отложениях и исчезающие около верхней границы данного стратиграфического интервала; 4) появляющиеся около нижней границы стратиграфического интервала и переходящие в вышележащие отложения; 5) проходящие (транзитные), имеющие большое вертикальное (временное) распространение. Не все организмы одинаково удобны для биостратиграфических сопоставлений. Для детального расчленения и корреляции удалённых разрезов пригодны архистратиграфические группы – относимые к ним организмы быстро эволюционируют, имеют широкое географическое распространением, встречаются в разных по составу и условиям образования осадочных породах в массовых количествах; к ним относятся преимущественно планктонные и нектонные формы, обитающие в открытом океане. Парастратиграфические (второстепенные) группы важны для региональной биостратиграфии; это преимущественно бентосные организмы (обитающие на грунте и в грунте дна водоёмов). Принципиальная модель использования руководящих окаменелостей для корреляции разрезов отражена на рисунке 1.4.2. Абсолютная геохронология позволяет выразить возраст в абсолютных единицах времени (в геологии чаще используется млн лет (Ma – «Mega anna»)). Среди этих методов наиболее важны методы изотопной геохронометрии, основанные на законе радиоактивного распада. В момент образования некоторые минералы заключают радиоактивные изотопы. С момента образования такого минерала в нём происходит процесс распада радиоактивных изотопов, сопровождающийся накоплением дочерних продуктов. Распад происходит самопроизвольно, с постоянной скоростью, не зависящей от внешних факто40 1.4. Геологическая хронология Рис. 1.4.2. Иллюстрация использования окаменелостей для корреляции удалённых разрезов ров1; при этом количество радиоактивных атомов и число распадов убывает в соответствии с экспоненциальным законом. N (t ) = e – λt , N0 где N0 – количество атомов в начальный момент, N(t) – количество атомов по прошествии времени t, л – постоянная распада, которая характеризующая вероятность радиоактивного распада за единицу времени. 1 Исключение представляют изотопы, которые распадаются путём электронного захвата (7Be, 85Sr, 89Zr и др.). 41 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли Таким образом, каждый изотоп имеет строго определённый период полураспада – время, за которое его количество уменьшается вдвое (например, для 40K это значение составляет 1,248·109 лет, для 232 Th – 1,41·1010 лет, для 238U – 4,5·109 лет, для 147Sm – 1,06·1011 лет, для 14С ~ 5,70·103 лет). Определив содержание материнского радиоактивного изотопа и дочернего продукта распада, можно рассчитать время начала распада (т. е. образования заключающего их минерала). Эта зависимость описывается главным уравнением геохронологии: T = 1/λln(Nk/Nt+1), где Nk – число изотопов конечного продукта распада, Nt – число радиоактивного изотопа, не распавшегося по прошествии времени t, λ – постоянная распада (известная для каждого изотопа величина). Результатом является изотопный возраст. При этом достоверный изотопный возраст получается при соблюдении условий замкнутости системы (т. е. отсутствия преобразований минерала, сопровождающихся привносом или выносом элементов). Если наложенные процессы нарушили геохимическую замкнутость, вследствие чего изотопы либо привносились, либо удалялись из минерала, говорят о кажущемся возрасте. Такие изменения могли происходить неоднократно и с разной направленностью, что крайне сложно установить. Нередко оказываются «омоложенными» K-Ar датировки пород, подвергавшихся температурному воздействию, поскольку газ аргон улетучивался. Некоторые методы основываются на модели развития определённой изотопной системы, результатом таких определений является модельный возраст (так, Sm-Nd датирование основывается на определении возраста исходя из принятого для деплитированной мантии отношения Sm/Nd и модели, описывающей развитие изотопного состава неодима в деплитированной мантии). Таким образом, изотопное датирование, являясь весьма информативным инструментом, обеспечивает достоверные результаты лишь при условии тщательного выбора объекта исследований и метода датирования. Ещё одна группа методов абсолютной геохронологии представлена сезонно-климатическими методами. Примерами таких методов служат дендрохронология, основанная на подсчёте колец прироста 42 1.4. Геологическая хронология на спилах деревьев, варвохронология, основанная на подсчёте годичных слоёв в отложениях приледниковых озёр (подробнее строение таких отложений рассмотрено в главе 2.8.2), подсчёте годичных слоёв в осадках соляных озёр и др. К недостаткам сезонно-климатических методов следует отнести их неуниверсальность. Периодизация геологической истории. Стратиграфическая и геохронологическая шкалы Оперируя категорией относительного времени необходимо иметь универсальную шкалу периодизации истории. Так, применительно к истории человечества, мы употребляем выражения «в бронзовом веке», «в эпоху Возрождения», «в XX веке» и т. п., относя какое-либо событие или предмет материальной культуры к определённому временному интервалу, при этом такие интервалы имеют разную продолжительность, более короткие промежутки включены в более продолжительные. Аналогичный подход принят и в геологии, для этих целей разработана Международная стратиграфическая шкала. Информацию о геологической истории Земли несут толщи горных пород, в которых, как на страницах каменной летописи, запечатлены происходившие на планете изменения. Слои горных пород, занимающие определённое положение в общей последовательности напластований и выделяемые на основании присущих им особенностей (чаще – комплекса ископаемых), являются стратиграфическими подразделениями. Горные породы, слагающие стратиграфические подразделения (или стратоны), формировались на протяжении определённого интервала геологического времени, рубежи которого связаны с какого-либо рода изменениями (вымирание группы организмов, резкие климатические изменения и пр.) и, следовательно, отражают эволюцию земной коры и органического мира на определенном этапе. Стратиграфическая шкала – шкала, показывающая последовательность и соподчинённость стратиграфических подразделений и их геохронологических эквивалентов, слагающих земную кору и отражающих пройденные Землёй этапы исторического развития. Основа современной международной стратиграфической шкалы была разработана ещё в первой половине XIX в. и при43 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли нята в 1881 г. на II сессии Международного геологического конгресса в Болонье. Позднее стратиграфическая шкала была дополнена геохронологической шкалой. Объектом стратиграфической шкалы являются слои горных пород (стартоны), геохронологической – геологическое время, на протяжении которого формировались те или иные стратоны. Всем стратиграфическим подразделениям соответствуют подразделения геохронологической шкалы (табл. 1.4.1). Наиболее крупными стратиграфическими подразделениями являются акротемы и эонотемы. Архейскую и протерозойскую акротемы объединяют под названием «докембрий» (т. е. толщи пород, накопившиеся до кембрийского периода – первого периода фанерозоя) или «криптозой» (от гр. «kryptos» – скрытый и «zoe» – жизнь). В докембрии органические остатки редки или вообще отсутствуют, выявляемые определяются с трудом и, главное, организмы медленно эволюционировали, в силу чего однотипные комплексы микрофауны остаются неизменными на протяжении огромных интервалов времени, что не позволяет расчленять толщи по этому признаку. При расчленении докембрийских толщ на дробные стратиграфические подразделения важнейшее значение имеют методы изотопной геохронологии. Рубежом докембрия и фанерозоя служит появление в слоях горных пород остатков скелетных организмов – явных признаков жизни. Эволюционное развитие, сопровождающееся вымиранием одних таксонов и появлением других, находится в тесной связи с глобальными изменениями в геологической среде, что дает основание для проведения страниц по изменениям характера окаменелостей. Рубежи эр ознаменованы переломными событиями в истории развития органического мира, связанными с массовыми вымираниями (рис. 1.4.3). Так, «великое» пермское вымирание, самое массовое вымирание в истории фанерозоя, привело к исчезновению более 95 % морских видов и более 70 % видов наземных позвоночных и явилось рубежом палеозойской и мезозойской эр. Каждое стратиграфическое подразделение мельче яруса имеет свой стратотип – принимаемый в качестве эталонного и тщательно изученный разрез (единственный), вскрывающий границы стратона, проявляющий особенности, отличающие данное подразделение от других, и доступный для изучения. Если первичный стратотип (голостратотип) не был указан автором при выделении стратона, выбирается избранный стратотип (лектостратотип). В случае не44 1.4. Геологическая хронология Рис. 1.4.3. Вымирание морской фауны на протяжении фанерозоя (в % от сохранившихся в окаменелостей). Таблица 1.4.1 Соответствие стратиграфических и геохронологических подразделений Стратиграфические подразделения акротема эонотема эратема (группа) система отдел ярус Геохронологические подразделения акрон эон эра период эпоха век доступности для дальнейшего изучения голостратотипа или лектостратотипа (например, вследствие уничтожения обнажений, затопления и пр.) выбирается неостратотип (новый стратотип). Существуют также стратотипы стратиграфических границ – лимитотипы, выбранные в качестве эталонных разрезы, в которых фиксируется положение нижней границы данного стратона. При их выборе предпочтение, как правило, отдается уровням, на которых происходит смена разных групп окаменелостей, особенно если на близком уровне имеются опознаваемые маркеры иной природы (хорошо опознаваемые инверсии магнитного поля, геохимические аномалии различной природы и т. д.). Разрез должен быть представ45 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли лен морскими отложениями и пригоден для проведения магнито- и хемостратиграфических исследований и радиоизотопного датирования. Из лимитотипов отбираются образцы для определения абсолютных значений возраста границ стратонов. Пример изучения одного из лимнотипов охарактеризован на рисунке 1.4.4. Действует международная программа по установлению глобальных стратотипов ярусных границ – Global Boundary Stratotype Section and Point (GSSP); границы, для которых имеются официально признанные лимнотипы получили название «золотых гвоздей». В России применяется Общая стратиграфическая шкала, в отдельных интервалах отличающаяся от Международной стратиграфической шкалы. Общая стратиграфическая шкала включает следующие соподчинённые подразделения: акротема, эонотема, система, отдел, ярус, хронозона, а также для четвертичной системы – раздел, звено и ступень. Региональные стратиграфические подразделения включают горизонт и слои с географическим названием; местные – комплекс, серию, свиту и пачку. Основной единицей Общей стратиграфической шкалы фанерозоя и наименьшей выделяемой в глобальном масштабе является ярус, в иерархическом ряду подчинённый отделу. Палеонтологическая характеристика яруса составляется из широко распространенных видов (и родов), содержащихся в стратотипе яруса и других территориях его распространения. Границы яруса устанавливаются по биостратиграфическим данным, отражающим эволюционные изменения и (или) этапность развития органического мира. Геохронологическим эквивалентом яруса является век. Основное региональное подразделение Общей стратиграфической шкалы – горизонт (геохронологическим эквивалентом которого служит время). Горизонты выделяются в пределах единого бассейна осадконакопления и объединяют одновозрастные отложения, характеризующиеся определенным комплексом литологических признаков с учётом палеонтологических особенностей. Горизонты, устанавливаемые на биостратиграфической основе (и пространственно охватывающие обычно определённую палеобиогеографическую область), относят к региональным ярусам. Горизонтам присваиваются географические названия, соответствующие местам, где они наиболее хорошо представлены и изучены. В составе горизонта выделяют подгоризонты и слои с географическим названием. 46 1.4. Геологическая хронология Рис. 1.4.4. Положение и изученность лимитотипа (одного из «золотых гвоздей») 47 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли Местные стратиграфические подразделения представляют собой толщи, выделяющиеся в основном по литологическому или петрографическому составу. Наиболее крупные таксономические подразделения местной стратиграфической шкалы – комплексы. Они представляют собой мощную толщу пород, имеющую сложный состав и сформированную в течение какого-то крупного этапа развития территории. Комплексу присваивается географическое название по характерному месту его развития. Чаще всего комплексы выделяются при расчленении докембрийских метаморфических толщ. Основным местным подразделением, картируемым при геологической съёмке, выступает свита, выделяемая на основании литологических или палеонтологических особенностей, хорошо выраженных в пределах конкретной территории. Объём свиты может не совпадать с границами подразделений Общей стратиграфической шкалы (а иногда и региональной). Она может подразделяться на подсвиты, а также включать пачки слоёв и иные вспомогательные подразделения, выделяемые по характерным выраженным особенностям – породам, цвету, характерным органическим остаткам. При необходимости в зависимости от методов выделения стратонов используются иные стратиграфические подразделения: биостратиграфические, секвенс-стратиграфические (выделяемые на основании реконструкции колебаний относительного уровня моря в бассейне осадконакопления), магнитостратиграфические, сейсмостратиграфические, климатостратиграфические и пр. Так, для четвертичной системы (называемой также ледниковой или антропогеновой) типично выделение стратонов на климатостратиграфической основе. Наиболее крупные из них – разделы – определены длительным этапам развития климата, включающим несколько климатических ритмов, отвечающим ледниковым и межледниковым эпохам; на границах разделов происходили смены одного типа фауны другим. В составе разделов выделяются звенья. Каждое звено объединяет комплексы пород, сформировавшиеся за время нескольких климатических ритмов – похолодания и потепления. Еще более дробным таксономическим подразделением является ступень, отложения которой отвечают определённому ледниковью или межледниковью. Общая стратиграфическая шкала (до ранга системы) приведена на рисунке 1.4.5. Стратиграфическое расчленение четвертич48 1.4. Геологическая хронология ной системы (с использованием магнитостратиграфических данных) приведено на рисунке 1.4.6. Рис. 1.4.5. Общая стратиграфическая шкала (с упрощениями) 49 1. Общие сведения о геологическом строении и развитии Земли Рис. 1.4.6. Стратиграфическое расчленение четвертичной системы 50 1.4. Геологическая хронология Контрольные вопросы 1. Какие базовые принципы лежат о основе методов относительной геохронологии? 2. На каких принципах основаны биостратиграфические методы? Как осуществляется определение возраста этими методами? 3. Как определяется абсолютный возраст горных пород? 4. Дайте определение понятию «стратиграфическое подразделение». 5. Дайте определение понятию «геохронологическая шкала». В чем заключается её отличие от стратиграфической шкалы? 6. Какова соподчинённость подразделений глобальной стратиграфической шкалы? 7. Дайте определение понятию «стратотип». Какие существуют виды стратотипов? 8. Охарактеризуйте региональные стратиграфические подразделения. 9. Охарактеризуйте местные стратиграфические подразделения. 10. Воспроизведите общую стратиграфическую шкалу (до уровня систем) и используемую в России шкалу четвертичной системы. 2. ЭКЗОГЕННЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ 2.1. ГИПЕРГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ. ВЫВЕТРИВАНИЕ В приповерхностной биокостной части литосферы выведенные на поверхность либо на дно морских бассейнов горные породы подвергаются интенсивному воздействию атмосферных газов, воды и содержащихся в ней расстроенных веществ, биохимических процессов, колебаний температурных и иных условий, они трансформируются, стремясь прийти в равновесие с окружающей средой. Комплекс химических, био- и физико-химических явлений, протекающих на границе между атмосферой, гидросферой, биосферой и твердой земной оболочкой объединяется понятием гипергенез1 (от гр. hyper – над, сверху). Основным источником энергии гипегенеза является солнечная радиация, аккумулируемая и переносимая живым веществом и подземными водами (внутреннее тепло Земли влияет на некоторые процессы, его роль относительно невелика). Верхней границей зоны гипергенеза является земная поверхность, нижняя определяется воздействием на породы фотосинтезирующей жизни, затухание которой сопровождается резким сокращением генерации кислорода и, соответственно, изменением Eh, а также других параметров среды, затуханием характерных для близповерхностных зон процессов (окисления, гидратации, коллоидно-химических и пр.). Мощность зоны гипегенеза обычно не превышает первых десятков метров, но агенты гипергенных процессов способны проникать в литосферу на глубины до первых километров по глубоким водоносным горизонтам, ослабленным контактам геологических тел, зонам разломов и трещиноватости, карстовым полостям, подземным горным выработкам. Помимо структурных факторов, на масштабы и строение зоны гипергенеза 1 В русскоязычную терминологию термин «гипергенез» введен А. Е. Ферсманом в 1922 г., в его трактовке он определялся как «комплекс химических, био- и физико-химических явлений, которые протекают на границе между атмосферой и твердой земной оболочкой». 52 2.1. Гипергенные процессы. Выветривание на суше существенное влияние оказывает климат, определяющий количество фильтрующихся в толщу пород вод и особенности их состава (насыщенность теми или иными органическими и минеральными соединениями). Сочетание условий определяет сложное и неравномерное её распространение, а неравновесность условий – интенсивное перераспределение вещества и энергии. В составе зоны гипергенеза всегда присутствуют два принципиально различных комплекса минеральных образований: 1) материнские породы – субстрат, представляющий собой первоначально равновесную систему, повергающийся воздействию экзогенных факторов; 2) продукты гипегенеза. Продукты гипегенеза можно объединить в три группы (по Б. И. Михайлову), каждая из которых соответствует определенному типу гипегенеза. 1. Поверхностный (наземный) гипергенез – комплекс явлений и процессов, происходящих непосредственно на поверхности суши и проникающих вглубь с нисходящими водами. Определяющими факторами выступают климат, состав и строение субстрата, рельеф (определяемый интенсивностью тектонических движений), длительность воздействия гипергенных агентов. Важнейшим для этого типа процессом выступает выветривание – совокупность процессов изменения, разрушения и новообразования минералов и горных пород на земной поверхности под воздействием физических, химических и органических факторов. Характерными образованиями такого гипегенеза являются: коры выветривания (элювий), рудные шляпы, инфильтрационные коры (иллювий), а также продукты их ближайшего переотложения. 2. Глубинный (подземный) гипергенез, в отличие от поверхностного, не имеет непосредственной связи с дневной поверхностью. Связан он главным обзором с воздействием разнообразных подземных вод, движущихся по водоносным горизонтам либо восходящих по разломам, зонам трещиноватости, ослабленным контактам геологических тел. 3. Подводой гипергенез (гальмиролиз) происходит на дне океанов и морей при взаимодействии морских вод с горными породами. Основными факторами, определяющими состав продуктов подводного гипегенеза, являются характер субстрата и физико-химические особенности взаимодействующих с ним вод. 53 2. Экзогенные геологические процессы Выветривание Согласно приведенному выше определению термин «выветривание» отражает процесс приспособления горных пород к поверхностным условиям. В зависимости от того, какие факторы обусловливают процессы преобразования, выветривание можно подразделить на физическое (или механическое) и химическое (рис. 2.1.1). Биогенные процессы, играющие важную роль в поверхностном гипергенезе, вносят вклад как в механическое, так и в химическое воздействие на минеральный субстрат. Механическое разрушение пород при биогенном выветривании осуществляется, например, корнями растений, которые расширяют трещины, или роющими животными (черви, муравьи, термины, суслики, кроты и др.). Биохимические процессы активно воздействуют на минеральное вещество как в процессе жизнедеятельности (например, лишайники и корни растений извлекают минеральные вещества из минералов, что приводит к разрушению последних), так и поставляя химически активные соединения в процессе разложения биомассы (в частности органические кислоты, возникающие при разложении опавшей листвы и пр.). Рис. 2.1.1. Виды выветривания (А); пример сочетания физического выветривания с биологическим (Б) – расширение трещин корнями дерева Взаимодействие минерального и органического вещества приводит к возникновению почвы. Основным признаком, отличаю54 2.1. Гипергенные процессы. Выветривание щим продукты выветривания от почвы, обычно служит отсутствие в первых биогенной аккумуляции элементов под влиянием растений (гумусообразование). Физическое выветривание подразделяется на температурное и морозное. Температурное выветривание – разрушение горных пород и минералов на поверхности Земли под влиянием суточных колебаний температуры. В основе явления – тепловое расширение и сжатие минеральных частиц. В результате суточных колебаний температуры в массиве горных пород возникают напряжения двух типов. Напряжения первого типа (называемые объёмно-градиентными) связаны с неравномерным нагреванием поверхностной и более глубокой частей массива; различное тепловое расширение в этих частях массива приводят к образованию трещин, направленных параллельно его поверхности, по плоскостям напластования пород. Вследствие этого происходит шелушение и отслаивание пород, называемое десквамацией (рис. 2.1.2). Рис. 2.1.2. Проявления температурного выветривания: А – десквамация в слоистой карбонатной породе (плато Лаго-Наки, Большой Кавказ); Б – десквамация в вулканических породах (массив Карад-Даг, Крым) При сильных морозах вследствие большего охлаждения и сжатия верхних горизонтов по сравнению с более глубоко лежащими возникают морозобойные трещины, образующие полигональные системы на поверхности. Напряжения второго типа связаны с тепловым расширением–сжатием минералов и приводят к раскалыванию до уровня 55 2. Экзогенные геологические процессы минеральных зёрен; при благоприятных условиях происходит и дальнейшее разрушение по трещинам спайности с образованием частиц размером до сотых долей мм. Быстрее разрушаются темноокрашенные минералы и породы, а также крупнокристаллические полиминеральные породы с большими различиями коэффициентов расширения составляющих их минералов. В процессе температурного выветривания массив пород разрушается с образованием обломочных пород различного размера – от щебня до алевритового материала. Суточные колебания температуры проявляются до глубины порядка 1 м, что определяет максимальную мощность возникающих таким путём обломочных отложений. Наиболее активно температурное выветривание протекает в пустынях и, в несколько меньшей степени, в нивальных областях и высокогорных районах, не покрытых снегом. Этому способствует сочетание двух факторов: резкие суточные колебания температуры (достигающие 50 ºС) и обнажённость горных пород ввиду отсутствия почвенно-растительного слоя. Морозное выветривание – разрушение горных пород в результате периодических фазовых переходов вода – лёд в трещинах, порах или вдоль поверхностей напластования. Попавшая в трещины вода в холодное время суток замерзает – превращается в лёд, объём которого на 11 % превосходит исходный объём воды. Кристаллизующийся лёд оказывает на стенки трещин весьма существенное давление, достигающее 2000 кгс/см2 и более, что превышает предел прочности горных пород. Давление льда приводит к расширению трещин и раскалыванию пород преимущественно на обломки глыбовой и щебневой размерности. На последующей стадии за счет расклинивающего воздействия замерзающих водных плёнок в микротрещинах (в связи с промерзанием и оттаиванием) происходит дробление до уровня мелкопесчаных и пылеватых зёрен (криогидратационное выветривание). Процессы морозного и криогидратационного выветривания объединяют понятием криогенное выветривание. Наиболее активно морозное (и криогенное) выветривание протекает в холодных и умеренных областях с резкими суточными колебаниями температуры, а также в области развития вечной мерзлоты и в зоне деятельности ледников. Область воздействия этого 56 2.1. Гипергенные процессы. Выветривание механизма выветривания ограничивается глубиной слоя сезонного промерзания, обычно не превышающего десятки сантиметров. Говоря о физическом выветривании необходимо подчеркнуть, что оно приводит к механической дезинтеграции пород и минералов, но не приводит к их химическому преобразованию. В результате физического выветривания образуются особые ландшафты. К их числу относятся каменистые пустыни, или, как их называют в Сахаре, гаммады – нагромождения глыб и щебня, образующиеся за счёт выветривания горизонтально лежащих платов горных пород и выноса ветром пылеватых и песчаных продуктов их разрушения. Если выветривание происходит в горной области, где имеются плоские горизонтальные поверхности, то создаются россыпи с беспорядочным нагромождением глыб и более мелкого обломочного материала, получившие название «каменных морей». Химическое выветривание представляет собой процесс химического преобразования минералов и горных пород под воздействием воды, кислорода, углекислого газа, органических кислот, а также вследствие биогеохимических процессов. Неустойчивые в условиях земной поверхности минералы разрушаются, за счет них вследствие процессов окисления, гидратации и гидролиза образуются новые. Большое количество высвобождающегося вещества мигрирует, переходя в коллоидные и истинные растворы. Преобразование происходит стадийно. Например, преобразование пирита реализуется по схеме 2FeS2 + 4H2O + 7O2 → 2FeSO4.2H2O + 2H2O + 2H2SO4 → FeSO4.2H2O + 4H2O ↔ FeSO4.5H2O → 4FeSO4.5H2O + O2 + 2H2SO4 → Fe2(SO4)3.7H2O → 2Fe(OH)3 + H2O + 3H2SO4. Полевые шпаты и слюды переходят в гидрослюды (иллит, глауконит, бейделлит, монтмориллонит, нонтронит и др.), а затем в глинистые минералы и, далее, в водные оксиды алюминия и железа: 6K[AlSi3O8] + 2СО2 + 2Н2О → 2КАl2[AlSi3O10](OH)2 + 2К2СО3 + 12SiО2 , ортоклаз гидрослюда 2КАl2[AlSi3O10](OH)2 + 2СО2 + 8Н2О → 3Al4[Si4O10](OH)8 + 2К2СО3 , гидрослюда каолинит Al4[Si4O10](OH)8 + 3Н2О → 4Аl(ОН)3 + 4SiO2 + H2O. каолинит гиббсит 57 2. Экзогенные геологические процессы Элювий. Коры выветривания Образующиеся в ходе физического и химического выветривания продукты разрушения могут быть перемещены с места своего образования под действием водных потоков, ветра, движущихся ледников и других экзогенных процессов (перемещение продуктов разрушения горных пород называется денудация) или остаться на месте своего образования. Залегающие на месте своего образования продукты выветривания называют элювий. Признаками элювия являются: постепенный переход к породам субстата и наследование их структурно-текстурных признаков; отсутствие привнесения материала извне; отсутствие слоистости; определенное строение вертикального профиля (отражающая направленность преобразования пород). Элювий слагает коры выветривания – геологические тела, сложенные элювиальными образованиями, возникшими в верхней части литосферы в результате преобразования в континентальных условиях горных пород под воздействием различных факторов выветривания. Кору выветривания магматических и метаморфических горных пород называют ортоэлювием. Эти породы формировались в условиях, резко отличающихся от земной поверхности, и поэтому они изменяются наиболее сильно. Соответственно, развивающиеся по ним коры выветривания резко отличаются от материнской породы. Кора выветривания морских осадочных пород называется параэлювием. Изменение таких пород, по сравнению с магматическими и метаморфическими, часто менее значительно, поэтому кора выветривания не всегда резко отличается от материнских пород (например, при выветривании толщ морских глин). Элювий континентальных отложений обозначается термином неоэлювий. Материнские породы, за счёт которых происходит формирование такого элювия, сами являются переотложенными продуктами выветривания, и в поверхностных условиях уже слабо изменяются; в силу этого неоэлювий часто выражен неотчётливо. Нередко выветривание захватывает только почвенную толщу и коры выветривания на таком субстрате не развиваются. По морфологии различают коры выветривания площадные и линейные; последние обычно связаны с площадными и развивают58 2.1. Гипергенные процессы. Выветривание ся в глубину по ослабленным зонам разломов и контактов контрастно различающихся пород. По происхождению выделяют коры выветривания остаточные (элювиальные) и коры выветривания инфильтрационные (иллювиальные); если сложенные элювием геологические тела не сохранили черты структуры субстрата и имеют признаки смещения вниз по склону говорят о переотложенных корах выветривания. Процессы химического выветривания протекают стадийно, что определяет закономерное строение вертикального профиля кор выветривания и направленность их развития во времени (рис. 2.1.3). Поступающие с поверхности через почвенный слой воды, насыщенные химически активными веществами (кислородом, органическими соединениями и пр.), воздействуют на породы, приводя к гидролизу минералов и выносу растворимых продуктов разложения, имеющих разную подвижность (табл. 2.1.1). По мере преобразования формируется зональность вертикального профиля с расположением наиболее преобразованных зон вверху, и происходит продвижение каждой из зон вниз по профилю. Каждая зона характеризуется своими геохимическими особенностями и характерной ассоциацией новообразованных минералов. Мощности кор выветривания существенно различаются: от десятков сантиметров до сотен метров. Рис. 2.1.3. Последовательность формирования латеритной коры выветривания 59 2. Экзогенные геологические процессы Таблица 2.1.1. Ряды миграции химических элементов коре выветривания силикатных пород (по Б.Б. Полынову с упрощениями) Интенсивность миграции Очень сильная Сильная миграция Средняя миграция Слабая и очень слабая миграция Химические элементы Cl, S, B, Br, I Ca, Na, Mg, Sr, Zn, Mo, U, F Si, K, Mn, Ba, Ni, Co, Cu Al, Fe, Ti, Zr, Y, Nb, Ta, Sn, Pt В нижней части профиля элювиальных кор на разбитых трещинами материнских породах формируется зона дезинтегрированных пород. Продукты дезинтеграции представляют собой подвергшиеся физическому выветриванию (растрескиванию, дроблению) породы субстрата, практически не изменившие химического состава. В нижней части они сохраняют сплошность и присущие материнским породам особенности строения (такие образования называют сапролитом). Примерами могут служить глыбовый и щебнистый элювий в аридных и субаридных или нивальных областях, доломитовая мука на доломитах и пр. В условиях жаркого влажного климата физическая дезинтеграция сопровождается начальным химическим выветриванием – гидратацией и частичным выщелачиванием наиболее подвижных компонентов (за пределы коры выветривания выносятся лишь наиболее подвижные элементы – хлор, сера, бор). Образование трещин обусловливает, с одной стороны, хорошую водопроницаемость, а с другой – резко увеличивает реакционную поверхность выветривающихся пород. Это создаёт условия для активизации разнообразных физико-химических, химических и биогеохимических процессов, сопутствующих химическому выветриванию. Со временем при благоприятных ландшафтно-климатических условиях породообразующие силикаты начинают в ходе химического выветривания трансформироваться в характерные для условий гипергенеза глинистые минералы. В соответствии с изложенной выше стадийностью начало химического выветривания сопровождается извлечением из кристаллохимических структур силикатов щелочных и щелочноземельных элементов. На начальном этапе интенсивно выносятся главным образом кальций и натрий (при этом за счёт осаждения 60 2.1. Гипергенные процессы. Выветривание Рис. 2.1.4. Вертикальные профили кор выветривания в разных климатических зонах выносимого кальция в выветривающейся породе образуются плёнки, налёты и конкреции кальцита – «обызвесткованный элювий»), по мере развития выветривания – магний и калий. Формируется глинистый элювий, сохраняющий реликтовую структуру материнских пород. В общем виде гидролиз силикатов субстрата приводит к замещению их ассоциацией гидрослюд (в щелочных условиях), затем трансформирующихся в богатые алюминием глины (каолинит, галлуазит) и железосодержащие оксиды и гидроксиды (лимонит и пр.). Продукты выветривания лишаются оснований (CaО, Na2О, K2O, MgO), выносимых из коры фильтрующимися сквозь неё водами. Во влажных тропиках прогрессирующее химическое выветривание сопровождается интенсивным выносом щелочных катионов и кремнезёма, вследствие чего в остаточных породах накапливаются окислы алюминия (гиббсит – AlО(OH)3), железа (гематит – Fe2O3, гётит – FeOOH) и титана. Верхняя, наиболее изменённая, часть профиля коры выветривания здесь сло61 2. Экзогенные геологические процессы жена латеритами – красноцветными железистыми или железисто-глинозёмистыми элювиальными образованиями, состоящими преимущественно из минералов гидроокислов и оксидов железа, алюминия и титана с примесью каолинита. Часто на поверхности латеритов формируется кираса – порода, состоящая из обломков латерита и конкреционных образований, сцементированных алюможелезистым цементом. В целом, сверху вниз выделяются следующие зоны коры выветривания: ферритно-аллитая (железисто-глинозёмистая), глинистых продуктов, выщелачивания, дезинтеграции. В зависимости от состава исходных пород и интенсивности их преобразования формируются разные минералого-геохимические типы кор выветривания (латеритный, сиаллитный, окисленных руд), которые в свою очередь делятся на минеральные виды (монтмориллонитовый, гидрослюдистый, каолинитовый, гиббситовый, нонтронитовый, окисленных сульфидных руд и др.). Древние коры выветривания не образуют сплошного покрова, а приурочены к элементам древнего рельефа (рис. 2.1.5). Рис. 2.1.5. Залегание древней коры выветривания, схематический разрез через Тургайский прогиб (по Михайлов, Петровская, 1959): 1 – четвертичные отложения, 2 – меловые-палеогеновые отложения, 3 – юрские отложенния, 4 – кора выветривания, 5 – поверхность палеозойского фундамента Разновидностью коры выветривания являются рудные (или железные) шляпы, формирующиеся при химическом выветривании пород, богатых рудными минералами, обычно сульфидами или другими легкоокисляющимися соединениями. На поверхности 62 2.1. Гипергенные процессы. Выветривание рудные шляпы обычно сложены кавернозными железняками, образующими глыбовые и щебневые развалы, выделяющиеся темно- и светло-красной, охристой и буровато-красной окраской, связанной с окислами и гидроокислами железа (гётит, гидрогётит, гидрогематит и др.). Формирование рудных шляп связано с воздействием воды на рудные минералы: происходит вынос грунтовыми водами легкорастворимых соединений, а в остатке накапливается нерастворимая минеральная масса, образующая шляпу. При разложении железосодержащих сульфидных руд часть железа выносится в виде сульфатов, но большая его доля, пройдя через сульфатную стадию, окисляется до гидроксидов и накапливается близ выхода рудных тел на земную поверхность, формируя железную шляпу. По составу конечных продуктов рудные шляпы подразделяются на оксидные и сульфатные. Первые характерны для жарких и умеренных гумидных областей; вторые – широко развиты в аридных зонах и в зоне вечной мерзлоты. Оксидные шляпы характеризуются резким преобладанием среди новообразованных рудных минералов гидроокислов железа, а в глинистых фракциях галлуазит-каолинитовой ассоциации; они имеют относительно большую мощность, как правило, многие десятки метров. Сульфатные шляпы отличаются присутствием зоны сульфатов железа и обладают обычно небольшой мощностью (метры, до первых десятков метров). Поверхностному выветриванию могут подвергаться и залежи нерудных полезных ископаемых. В частности, при поверхностном растворении соляных толщ возникает гипсовая шляпа, представляющая покрышку на залежах солей и состоящая из смеси гипса с глиной, песком и карбонатами. При разложении гипсов формируется шляпа, в состав которой входят вторичный гипс в смеси с песчано-глинистым материалом. Глубина распространения рудных шляп ниже земной поверхности обычно ограничивается уровнем грунтовых вод и достигает десятков и сотен метров. Отложение минеральных веществ из подземных вод при их подъёме по капиллярам и испарении или в условиях инфильтрации (просачивания) через поры и трещины водопроницаемых пород приводит к формированию инфильтрационных кор выветривания, сложенных группой отложений объединяемых термином 63 2. Экзогенные геологические процессы «иллювий». Иллювий можно определить как отложения, возникающие при замещении субстрата принесённым извне инфильтрующимися водами минеральными веществами. Часто такие образования генетически тесно связаны с остаточными корами выветривания, из элювия которых и поступают вмываемые растворенные или взвешенные вещества. Инфильтационные коры наиболее широко распространены в аридных и субаридных зонах и сложены водорастворимыми солями (солонцы и солончаки), карбонатами (калькрет, каличе), кремнистыми отложениями (силькрет), гипсами (гажа). Контрольные вопросы 1. Охарактеризуйте область развития и особенности гипергенных процессов. 2. Какие типы гипегенеза выделяются? Каковы особенности каждого из этих типов. 3. Дайте определение понятию «выветривание». 4. Опишите виды и механизмы физического выветривания. 5. В чем заключается принципиальная разница между продуктами физического и химического выветривания? 6. Дайте определение понятию «элювиальная кора выветривания». 7. Опишите строение и развитие элювиальной коры выветривания. 8. Приведите примеры стадийного преобразования минерального вещества в корах выветривания. 9. Каков механизм образования «рудных шляп»? 10. Какова роль воды в образовании элювиальных и инфильтрационных кор выветривания? 2.2. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ВЕТРА Все процессы, обусловленные деятельностью ветра, создаваемые ими отложения и формы рельефа называют эоловыми (Эол – бог ветров в греческой мифологии). Существенную роль эоловые процессы играют во всех открытых ландшафтах сухих и умеренно 64 2.2. Геологическая деятельность ветра влажных областей суши (в сухих степях, саваннах, приледниковых областях, долинах крупных рек), но наиболее активно действуют в пустынях, полупустынях, на побережьях морей и океанов. Этому способствует: 1) отсутствие или разреженность растительного покрова, определяющие воздействие воздушных потоков непосредственно на горные породы; 2) частые ветры и формирование при интенсивном нагреве поверхности восходящих воздушных потоков, поднимающих пыль высоко в атмосферу; 3) наличие больших объёмов рыхлого материала. Вовлекаемый в движение ветровыми потоками обломочный материал образован в ходе предшествующих геологических процессов (представляет собой морские или речные пески, продукты физического выветривания и пр.). Переносимый ветром тонкий материал (аэрозоли) может перемещаться на сотни и тысячи километров. Этому способствуют устойчивые воздушные потоки, переносящие материал на высоте в несколько километров, и струйные течения в атмосфере, движущиеся на высоте около 10 км со скоростью до 500 км/ч. В силу глобального масштаба транспортировки вклад эолового материала значителен и в океанах: в Мировой океан его поступает не менее 1 млрд т в год, при этом на значительных участках океанического дна вклад достигает 50–70 % и более, а в наиболее удаленных от континента глубоководных участках осаждающиеся на дно аэрозоли являются одним из главнейших источников осадочного материала. Следует отметить и экологическую роль эолового переноса: так, некоторые лишайники на суше, кораллы и планктон в морях используют осаждающиеся из воздуха частицы в качестве источника минеральных веществ. Геологическая деятельность ветра складывается из процессов разрушения пород, переноса обломочного материала и его аккумуляции, тесно взаимосвязанных и протекающих одновременно. Разрушительная деятельность ветра складывается из двух процессов – дефляции и корразии. Дефляция (от лат. deflatio – сдувание) – разрушительная деятельность ветра, выражающаяся в выдувании и развевании ветром частиц рыхлых горных пород. Дефляции подвергаются мелкие частицы пелитовой, алевритовой и песчаной размерности. Различают площадную и локальную дефляцию. Площадная дефляция 65 2. Экзогенные геологические процессы приводит к равномерному выдуванию рыхлых частиц с обширных площадей; понижение поверхности за счёт такой дефляции может достигать 3 см в год. Развитие локальной дефляции определяется особенностями движения воздушных потоков и характером рельефа. С действием восходящих вихревых потоков связано образование котловин выдувания. В качестве особого вида локальной дефляции выделяют бороздовую дефляцию. В трещинах, узких щелях или бороздах сила ветра больше, и рыхлый материал выдувается оттуда в первую очередь. Так в Китае на сложенных рыхлыми легко поддающими дефляции отложениями территориях, на месте дорог местами образовались узкие каньоны глубиной в первые десятки метров. На участках, сложенных разными по составу породами, формируются ребристые или сетчатые дефляционные поверхности. Дефляция в значительной мере определяет рельеф аккумулятивных пустынь и песчаных побережий и генерирует материл для эоловых отложений. Корразия (от лат. «corrado» — скоблю, соскребаю) – процесс механического разрушения (истирания, высверливания и пр.) горных пород обломочным материалом, переносимым ветром1. Переносимые ветром частицы, ударяясь о поверхность встречающихся на пути выходов коренных горных пород, действуют на последние как природный «абразивный инструмент», вырабатывая на поверхности штрихи, борозды, ниши и другие характерные формы. В процессе такого обтачивания происходит и образование нового обломочного материала, вовлекаемого в процесс дефляции. Таким образом, процессы корразии и дефляции взаимосвязаны и протекают одновременно. Перенос обломочного материала ветром может осуществляться в нескольких формах: перекатыванием, путем скачкообразных движений и во взвешенном состоянии в воздушном потоке. Перекатыванием или скольжением перемещаются крупные зёрна песка и, при штормовых и ураганных ветрах, гальки и щебень. 1 Термин корразия и его синоним «абразия» (от лат. abrasio – соскабливание) имеют и более широкое значение: они обозначают механическое разрушение и изменение поверхности (истирание, обтачивание, высверливание) при трении или воздействии переносимых любым путем частиц. 66 2.2. Геологическая деятельность ветра Зёрна мелко- и среднезернистого песка (размером 0,1–0,5 мм) движутся перекатыванием или путём скачкообразных движений (или сальтацией – от лат. saltatio – скачок). В процессе сальтации песчаное зерно при порыве ветра отрывается от поверхности (поднимаясь на высоту до десятков сантиметров), описывает в воздухе параболическую кривую и, ударяясь о лежащие на поверхности зёрна, вовлекает их в движение. Фактически движение ветра и переносимых им песчаных частиц представляет собой движение ветропесчаного потока. Насыщенность потока песком убывает по мере удаления от поверхности; на высоту более 1 м песчаные зёрна способны подняться только при очень сильных ветрах. Важнейшим параметром, определяющим характер ветропесчаного потока, является скорость ветра. Для приведения в движение мелкозернистого сухого песка (с размером частиц 0,1–0,25 мм) необходима скорость ветра около 4–5 м/сек, для крупнозернистых песков с диаметром частиц 0,5–1 мм – 10–11 м/сек. Как правило, песчаный материал переносится в пределах пустынь и песчаных побережий. Перемещение во взвешенном состоянии характерно для тонких частиц размером менее 0,1 мм; при этом аэрозольные частицы размером менее 0,02 мм могут перемещаться в глобальном масштабе. Частицы движутся в воздушном потоке (на высоте до 10–15 км) на протяжении от коротких промежутков времени до нескольких лет и затем осаждаются за счет сухого осаждения, вымывания дождем и снегом, а выше уровня облаков (выше 5–7 км) – в процессе «сульфатного вымывания» при образовании сульфатных соединений за счет трансформации сернистых газов. Особенно длительно и далеко может переноситься пыль, поднятая на большую высоту при извержениях вулканов (так, пепел, выброшенный во время извержения вулкана Кракатау в 1883 г., облетел земной шар и находился в воздухе около трёх лет, оседая в разных частях планеты (иногда в виде «кровавых дождей»)) или при импактных событиях. Локальный и региональный перенос крупных частиц осуществляется ураганами и смерчами. Аккумулятивная деятельность ветра заключается в накоплении эоловых отложений – эолитов, среди которых выделяются два генетических подтипа – перевеянные (или перефляционные) и навеянные (или суперфляционные). Перевеянные отложения 67 2. Экзогенные геологические процессы залегают в непосредственной близости от пород за счёт переотложения которых накопились. К этому подтипу принадлежат широко распространенные эоловые пески, образующиеся преимущественно за счет ранее образованных морских или речных осадков; но в ископаемом состоянии перевеянные отложения сохраняются редко. Навеянные отложения лишены пространственной связи с материнскими породами, для них характерно обогащение мелкозернистым материалом, способным перемещаться на большие расстояния, представлены они лёссами1. В современную эпоху основной объем эолитов приурочен к пустыням и их периферии, но во время четвертичного оледенения они активно формировались и в зоне, обрамлявшей покровные ледники. Эоловый лёсс (от нем. lose – рыхлый, нетвёрдый) – отложения, сложенные пылеватыми частицами, однородные, неслоистые, обладающие высокой пористостью. Характерными особенностями лёссов являются следующие: – Мелкозернистый пылеватый (крупноалевритовый) состав. Частицы размером более 0,25 мм отсутствуют или составляют не более 5 %. – Высокая пористость – объём пор может достигать 50–55 %. Эта особенность определяет способность лёссов обваливаться большими глыбами и просаживаться при увлажнении или под нагрузкой (например, под весом построек). Благодаря рыхлости пород они легко разрушаются при дефляции или под действием водных потоков (знаменитая «жёлтая» река – Хуанхэ – имеет специфичный цвет вод за счёт переноса большого объёма лёссового материала). – Залегание в форме плащеобразных покровов. – Отсутствие слоистости и однородность состава. – Наличие горизонтов погребенных почв. Изучение особенностей захороненных в толщах лёссов пыльцы и ископаемых моллюсков указывает на их образование в условиях холодного ледникового климата. Горизонты почв, напротив, содер1 Общепринятой теории образования лёссов к настоящему времени нет. Согласно одной из точек зрения определяющую роль играют процессы эолового осадконакопления, согласно другой – гипергенные процессы (с участием почвенных, или криогенных, или иных процессов). 68 2.2. Геологическая деятельность ветра жат признаки формирования в более теплых условиях. Эта особенность позволила определить, что значительная часть лёссов возникла в ледниковые эпохи в приледниковых зонах (а захороненные в них почвы – в период межледниковий). Малопросадочные и непросадочные отложения, обладающие частью вышеуказанных признаков, называют лёссовидными. При их формировании лессовый материал повергался переотложению. Эоловые пески также обладают рядом специфических особенностей, среди которых необходимо отметить следующие: – Хорошая сортированность зёрен с преобладанием частиц размером 0,15–0,30 мм. – Матовая поверхность зёрен, присутствие сколов и иных следов соударений, наличие так называемого пустынного загара – железистой или марганцевой плёнки на их поверхности. – Наличие в отложениях ветрогранников – обломков горных пород двух-, трёх-, четырёхгранной формы, возникающих вследствие шлифующего действия песка, переносимого ветром. – Косая слоистость с углами падения слойков около 30°. – Отсутствие фауны и цемента. В процессе эоловой транспортировки происходит гранулометрическая дифференциация. Пески остаются в пустынях или накапливаются в расположенных поблизости локальных зонах. При этом неперемещенные пески располагаются на материнской породе или по соседству с ней, их минеральный состав несет свойственные исходным породам черты; перемещенные – смещенные на большие расстояния от коренных пород и длительно подвергавшиеся механической переработке, обогащены наиболее устойчивыми минералами и более однородные по размеру зерен. Дальше выносятся алевриты (зона отложения лессов), а еще дальше выносится пелитовая фракция, примешивающаяся к морским и континентальным осадкам разного генезиса. Эоловые формы рельефа Наиболее распространены аккумулятивные и аккумулятивно-дефляционные формы, образующиеся в результате перемещения и отложения ветром песчаных частиц, а также выработанные 69 2. Экзогенные геологические процессы (дефляционные) формы, возникающие за счет выдувания рыхлых продуктов выветривания. Форма и величина аккумулятивных и аккумулятивно-дефляционных образований зависит от сочетания ряда факторов: характера и режима ветров, количества растительности (препятствующей свободному движению песков), а также насыщенности песчаными частицами ветропесчаного потока, увлажнения песков, характера подстилающей поверхности и некоторых других. Максимальное распространение эоловые формы получают в пустынях. Для рельефа пустынь характерно одновременное присутствие наложенных друг на друга различных по масштабу динамичных аккумулятивных и дефляционно-аккумулятивных эоловых форм. Основным элементом микрорельефа является эоловая рябь. Как известно, между двумя параллельно движущимися средами с разной плотностью и подвижностью (в данном случае – сухой песок и воздух) поверхность раздела приобретает волнообразный характер. Волнообразность движения поверхности песка приводит к образованию на его поверхности движущейся ряби. Высота валиков ряби от миллиметров до десятков сантиметров, валики асимметричны – более пологим является наветренный склон. Массовое перекатывание песчинок происходит преимущественно в пределах лишь одного валика ряби, начинаясь на его наветренном склоне и заканчиваясь на гребешке. Движение ряби и «песчаных волн» осуществляется за счёт осыпания подветренного склона валиков. Более крупными элементами рельефа являются щитовидные скопления песков, образующиеся в понижениях рельефа или ветровой тени. В дальнейшем щитовые скопления перестраиваются в барханные формы рельефа – одиночные и групповые барханы, затем – в барханные цепи, барханные гряды и т. д. Барханы – подвижные аккумулятивно-дефляционные формы рельефа пустынь и полупустынь, представляющие собой серповидные в плане крупные скопления песков. Характерной морфологической особенностью барханов служит полулунное или серповидное очертание в плане и наличие асимметричных склонов: длинного пологого (5–14°) наветренного и короткого крутого (28– 38°) подветренного, переходящих в вытянутые по ветру «рога». Вы70 2.2. Геологическая деятельность ветра сота барханов обычно составляет первые метры, но может достигать 200 м. Барханы динамичны и меняют свою форму в зависимости от направления и скорости ветра и равномерности поступления того или иного количества песка. Движение песка по профилю бархана в разных его частях неодинаково. На нём можно выделить три следующие зоны (рис. 2.2.1). 1. Зона развевания, или дефляции, которая характеризуется процессами отрыва зёрен от поверхности песка при отсутствии их привноса. Здесь имеет место вынос зёрен песка с поверхности. 2. Зона переноса и обмена. При незначительной скорости ветра происходит интенсивное перемещение из зоны дефляции ряби; при сильных ветрах – в момент удара струйки ветропесчаного потока о поверхность подветренного склона происходит перераспределение песка по крупности (более крупный оседает на склоне, лёгкий – приносимый или оторванный при соударении – вовлекается в дальнейшее движение). 3. Зона аккумуляции, где происходит накопление песка, перенесенного из зоны дефляции. Рис. 2.2.1. Продольный профиль бархана: 1 – зона выноса, 2 – зона переноса, 3 – зона накопления, 4 – нейтральная зона, 5 – наветренный склон, 6 – склон осыпания, 7 – гребень, 8 – высота бархана, 9 – путь предельного насыщения ветропесчаного потока песком Характерной особенностью бархана является образование вихря за гребнем цепи (в «ветровой тени»), приводящим к возникновению потока воздуха, обратного направлению ветра. Песок, сносимый ветром с гребня бархана или осыпающийся при достижении рябью гребня, попадает в этот вихрь и осаждается на склоне. Наличие указанной аэродинамической особенности определяет асимметричное строение бархана и его устойчивость. Более сложной формой эолового рельефа пустынь являются барханные 71 2. Экзогенные геологические процессы цепи, имеющие форму сильно вытянутых асимметричных волнообразных валов, обычно располагающихся параллельными рядами. Это связано с формированием двух взаимо-перпендикулярных потоков воздуха при их образовании: один, основной, соответствует направлению ветра (он перпендикулярен цепи), второй, образованный за счёт снижения давления при образовании вихрей в зоне аккумуляции, имеет параллельное цепям направление. Длительное существование перпендикулярых направлению ветра барханных форм возможно лишь при наличии двух противоположно ориентированных направлений господствующих ветров (сдерживающих вытягивание «рогов» параллельно ветру). Наличие одного господствующего направления ветров приводит к развитию асимметричных барханов и барханных гряд. Их развитие связано с неравномерностью распределения энергии ветрового потока, его «струйчатостью» (например, связанной с особенностями рельефа). Песчаные формы рельефа получают развитие не только в области пустынь и полупустынь, но и во внепустынных областях – прибрежных зонах океанов, морей, крупных озёр, долинах рек со слабым развитием растительности, на приледниковых равнинах, где также широко распространены рыхлые песчаные отложения. В пределах таких ландшафтов развиты дюны – подвижные аккумулятивно-дефляционные песчаные формы рельефа внепустынных областей. В отличие от развитых в пустынях барханов, у дюн «рога» расположены на наветренной стороне. Пологий склон обращён навстречу ветру и имеет угол наклона 8–20°, заветренный 30–40°. Дюны могут перемещаться в направлении господствующего ветра со скоростью до 10 м в год, в зависимости от массы песка и скорости ветра. Эволюция дюн, при господстве одного или близких направлений ветров, выражается в постепенном переходе от приморских или прирусловых дюнных валов, поперечных ветру, в дугообразные, параболические и шпильковидные формы. Такая морфологическая эволюция определяется неравномерностью движения песка в её составе: наиболее активно перемещается центральная часть, в то время как увлажненные и закрепленные растительностью краевые части движутся медленнее (что и определяет обращенность «рогов» в сторону ветра). В районах с конвекцион72 2.2. Геологическая деятельность ветра ным режимом ветров развиваются округлые валообразные дюны с развеванием из центра к периферии. На илистых побережьях могут формироваться небольшие глиняные дюны, образующиеся в результате переноса ветром и закрепления растительностью скрученных глиняных корочек, возникающих на высыхающей поверхности ила. Менее распространены корразийные формы эолового рельефа (точнее, дефляционно-корразийные, поскольку эти процессы действуют совместно), возникающие под воздействием динамических ударов ветра и, особенно, под действием ударов частиц, переносимых ветром в ветропесчаном потоке. Ветропесчаный поток движется в приземном слое (до высоты 1,5–2 м), поэтому наиболее активно вырабатываются нижние части стоящих на пути ветра препятствий, что приводит к образованию характерных эоловых грибов и карнизов. При попадании твёрдых песчинок в полости и трещины пород происходит их расширение с образованием ниш и пещер. Важным фактором, определяющим особенности корразийного рельефа, является и различие в прочности пород, приводящее к неравномерному их разрушению и образованию причудливых форм. Сочетание указанных факторов иногда приводит к образованию эоловых городов – участков пустыни с многочисленными останцами горных пород, которые благодаря интенсивному физическому выветриванию и механическому воздействию переносимого ветром песка приобретают причудливые формы. Рис. 2.2.2. Эоловый аккумулятивно-дефляционный рельеф: одиночные барханы (Саудовская Аравия) и барханные цепи в пустыне Намиб (изображение со спутника Landsat) 73 2. Экзогенные геологические процессы Рис. 2.2.3. Характерные коррозийные формы рельефа: эоловый гриб (Arbol de Piedra, Боливия) и ниши выдувания (г. Кисловодск) Контрольные вопросы 1. Какие условия способствуют развитию эоловых процессов? 2. Опишите механизмы эолового разрушения горных пород. 3. Опишите механизмы переноса обломочного материала ветром. Каковы масштабы эолового переноса? 4. Охарактеризуете типичные эоловые отложения? Каковы общие для них особенности? 5. Как образуется характерная для эоловых песков косая слоистость? 6. Охарактеризуйте типичные дефляционные формы эолового рельефа разного масштаба. 7. Охарактеризуйте дефляционно-корразийные формы рельефа. 2.3. СКЛОНОВЫЕ ПРОЦЕССЫ На суше на долю склонов приходится более 80 % поверхности. Протекающие на них склоновые процессы обусловлены действием составляющей силы тяжести, направленной вниз по склону и превышающей силу сцепления слагающих склон частиц. Характер и интенсивность проявления склоновых процессов определяются сочетанием факторов, из которых определяющее значение имеют характер рельефа (крутизна склонов, расчленённость), климатичес74 2.3. Склоновые процессы кие условия, особенности структуры, состава и дислоцированности пород, а также воздействующие на склон процессы. Выделяют 4 главных типа склоновых процессов: 1) обвально-осыпные, 2) оползневые, 3) процессы массового медленного перемещения обломочного материала, 4) плоскостной безрусловый смыв. Обвально-осыпные (или собственно гравитационные) процессы развиваются на склонах, крутизна которых превышает угол естественного откоса – максимальный угол, при котором рыхлый несвязный материал способен удерживаться на склоне (35– 37° и более для крупно- и среднеобломочного материала и 30–32° для мелкообломочного). В этих условиях рыхлые продукты выветривания и блоки пород при потере сцепления или опоры движутся вниз под действием силы тяжести. В случае обрушении отделившихся блоков, процесс такого перемещения называется обвалом. Масса пород при падении разбивается на отдельные глыбы, которые в свою очередь дробясь на более мелкие части, скатываются и соскальзывают вниз по поверхности склона. На склоне формируется субвертикальная ниша срыва, а у его подножия – скопление несортированного и неокатанного обломочного материала, образующего беспорядочно-холмистый рельеф. Отрыв отдельных крупных глыб от склона иногда называют вывалом. Часто начало движения обусловлено какими-то дополнительными причинами – обрушением глыбы на склон, покрытый продуктами выветривания, сейсмическими явлениями и пр. Скатывание или скольжение обломков по склону называют осыпанием, связан этот процесс главным образом с физическим выветриванием. Благоприятным для развития процесса фактором является слоистое строение толщи, способствующее десквамации, и падение слоёв в сторону склона. Продукты выветривания (обычно щебень), перемещаясь вниз по склону, вырабатывают на его поверхности желобовидные осыпные лотки глубиной до первых метров и шириной до нескольких метров, углубляемые дождевыми и талыми водами, между которыми располагаются положительные формы гряд и «островов». Особенно выразителен такой рельеф в случае крутого залегания слоистой толщи, сложенной переслаиванием разных по прочности пород (рис. 2.3.1). В нижних частях склонов осыпные лотки соединяются в более крупные ложбины, 75 2. Экзогенные геологические процессы шириной до десятков метров, у основания которых накапливаются линейные потоки и конусы выноса осыпей; сливаясь, конусы выноса могут создавать сомкнутые шлейфы у подножий склонов. Рис. 2.3.1. Обвально-осыпной склон с выраженными осыпными лотками (побережье Чёрного моря, район скалы Парус близ г. Геленджик) К этому же типу гравитационных процессов относятся лавинные процессы, развитые в заснеженных горах, преимущественно на склонах крутизной 25–45°. Крупные лавины движутся по лавинным лотками (лавинным кулуарам), наследующим созданные временными водотоками ложбинам или старым речным долинам, хорошо опознаваемым по «лавинным прочесам» – полосам, лишенным древесной растительности. Вместе со снегом лавины сносят со склонов и захватываемые обломки пород, сгружая их у основания склона или на поверхности ледников. Сезонное таяние 76 2.3. Склоновые процессы снега приводит к постепенному обогащению зон конуса выноса лавин обломочным материалом. Оползневые процессы всегда обусловлены воздействием подземных вод на слагающие склон породы. При этом процессе происходит соскальзывание по увлажнённому глинистому слою отделившегося от склона блока горных пород или вязкопластическое течение слагавших склон рыхлых масс. Оползшую массу называют оползневым телом (или оползневым блоком). Оползневые тела из-за образования разрывных оползневых дислокаций дробятся, нередко приобретая террасовидную ступенчатость, или в процессе оползания сминаются, вплоть до превращения в бесструктурную массу. Поверхность оползневого блока образует оползневую террасу. Соскальзывание происходит по поверхности скольжения, обычно сложенной водоупорным слоем глин и имеющей вогнутую форму. Если слагающая склон толща горных пород имеет слоистое строение и слои наклонены по направлению к основанию склона, смещение преимущественно происходит по поверхности раздела слоёв; такие оползни называют консеквентными (или скользящими). Оползни, у которых оползневая поверхность сечет границы геологических тел, называют инсеквентными (или срезающими). В таких оползнях поверхность скольжения наследует ослабленные зоны, связанные с трещиноватостью пород и разломами. Иногда выделяют и третью разновидность – асеквентные оползни, возникающие в однородных неслоистых толщах пород (чаще всего в песках и глинах при насыщении их водой); оползание происходит по поверхности, имеющей цилиндрическую форму. Сползание оползневых блоков происходит путем сдвига, поэтому такие оползни в целом относят к оползням сдвига. В верхней части оползневого склона размещается крутая стенка отрыва (или надоползневой уступ), образующая оползневой цирк. В коренном склоне параллельно ему развиваются системы зияющих трещин растяжения. Место сопряжения оползневого тела с надоползневым уступом называется тыловым швом оползня, а место выхода поверхности скольжения у подножия склона – подошвой оползня. 77 2. Экзогенные геологические процессы В некоторых случаях деформация пород движущимся оползневым телом приводит к образованию напорного оползневого вала у фронта оползня. Сползание крупного «жесткого» смещающегося оползневого блока, происходящее по ослабленным пластичным породам (обычно в условиях горизонтального залегания), может приводить к формированию оползней выдавливания (или структурно-пластических оползней). Рис. 2.3.2. Строение оползней: А – оползень сдвига (1 – стенка отрыва, 2 – трещина отрыва, 3 – тыловой шов, 4 – поверхность скольжения, 5 – оползневые террасы, 6 – подошва оползня); Б – вязкопластический оползень Глубина захвата пород оползневым процессом, определяемая низшей точкой поверхности скольжения, называется базисом (уровнем) оползания, который может соответствовать подошве склона, поверхности водоупорного слоя, базису эрозии. По характеру движения блоков оползни подразделяются на соскальзывающие, или деляпсивные (от лат. delapsus – падение, скольжение), развивающиеся в условиях свободного скольжения блоков под действием собственного веса, и выталкивающие, или детрузивные, в процессе развития которых смещающееся тело деформирует, смещает и выдавливает залегающие ниже породы. Детрузивные оползни зарождаются в верхних частях склонов; деляпсивные развиваются, когда оползание возникает в нижней части склона и распространяется вверх по склону вследствие последовательного соскальзывания новых масс. В крупных сложных оползнях во многих случаях выделяется две части (рис. 2.3.3, рис. 2.2.4). В верхней – структурной (деляп78 2.3. Склоновые процессы сивной, глыбовой части), частично сохраняется первоначальное строение массива пород. В рельефе глыбы располагаются ступенчато, поверхность ступеней наклонена к стенке отрыва и часто заболочена вдоль контакта отдельных глыб. Нижняя – аструктурная часть – представлена сильно дислоцированными породами, в её рельефе выделяются бугры пучения, чередующиеся с часто заболоченными западинами. Рис. 2.3.3. Схема сложного оползня (по Е. В. Шанцеру): Дл – деляпсивная часть оползня, Дт – детрузивная часть оползня, Бв – бугор выпирания, Обт – оползневые брекчии трения, Обо – отложенные оползневые брекчии; II – крупноблоковые оползни первой стадии, II – малые блоковые оползни второй стадии, III – оползень третьей стадии Развитию оползней способствуют наличие крутых склонов (особенно подмываемых берегов реками, озёрами или морем), присутствие глинистого водоупора в составе толщи пород, падение пластов в сторону склона. Непосредственной причиной оползания является изменение физического состояния и ослабление прочности массива пород. Увлажнение глинистых отложений придаёт им пластичное состояние, и по их поверхности происходит соскальзывание вышележащих толщ. 79 2. Экзогенные геологические процессы Рис. 2.3.4. Оползни (побережье Азовкого моря): А – структурная часть; Б – оползень со струкутрной и аструктурной частями Вязкопластические оползни образуются при увлажнении склонов, сложенных рыхлыми, способными к ползучести породами. При сползании обводненных пластических масс по ложбинам возникают вытянутые в плане оползни-потоки. В зоне вечной мерзлоты при оттаивании грунта образуются оплывины, характеризующиеся округлой в плане формой и глубиной в пределах зоны сезонного промерзания; возникают они при весеннем оттаивании, часто при отсутствии подземных вод. Поскольку смещение связано во всех вышеперечисленных случаях с изменением консистенции, такие оползни объединяют понятием консистентные оползни. Изменение прочности может быть связано и с суффозией (от лат. suffosio – подкапывание) – выносом тонких минеральных частиц водой, фильтрующейся в толще горных пород. Этот процесс приводит к разрыхлению и, как следствие, к потере сцепления между частицами грунта. Суффозии подвержены слои, сложенные растворимыми или тонкозернистыми несцементированными породами (песчаными, алевритовыми, глинистоалевритовыми), через которые активно фильтруются подземные воды. Оседание блока пород в разрыхленные суффозией водоносные породы или обрушение суффозионной ниши придает энергию, достаточную для смещения. Смещение сопровождается вытеканием песчаных водоносных грунтов с вовлечением в движение пород, залегающих над ними. Генетический тип оползней, обусловленных процессами суффозии, называют суффозионным или оползнями гидродинамического разрушения. 80 2.3. Склоновые процессы В целом по особенностям динамики оползни объединяются в две большие группы: скольжения и течения. Спровоцировать оползни может воздействие внешних факторов: землетрясение, антропогенное воздействие на склоны (его подрезка, увеличение нагрузки за счёт построек и пр.) и гидротехнические мероприятия, приводящие к изменению уровня подземных вод. Часто активизация оползневых процессов происходит после паводков и половодий: при подъёме уровня вод в водоеме, происходит и подъём уровня подземных вод, а после окончания половодий и паводков некоторое время сохраняется повышенное гидродинамическое давление подземных вод при их выходе на поверхность склона. Вследствие этого происходит выдавливание присклоновой части водоносного слоя, провоцирующее оползание расположенной выше части склона. Причиной возникновения оползней может являться и разжижение слабоуплотненных пород под воздействием техногенного сотрясения (оползни несейсмогенного разжижения) или сейсмических толчков (оползни сейсмогенного разжижения). Развиваются такие оползни в виде быстрого вязкого течения разжиженного грунта вниз по склону. Землетрясения могут вызвать сход «земляных лавин», образованных разжиженным алевритовым материалом, которые при насыщении водой превращаются в сели. К оползневым процессам близок процесс отседания склонов, происходящий в монолитных прочных скальных породах (рис. 2.3.5). При этом процессе крупные блоки пород отделяются от склона и постепенно смещаются по подстилающим породам. Необходимым условием является наличие постилающих скальные породы осадочных слоев, способных к деформации под давлением и залегающих в основании склона. Даже слабопластичные породы под давлением постепенно расплющиваются, выдавливаются в направлении склона, их поверхность приобретает некоторый наклон в присклоновой части. Залегающие на «ползущем» основании скальные породы в присклоновой части растрескиваются, образуя глубокие рвы, отделяются в виде блока и, получая ещё больший наклон, опрокидываются и при этом дробятся (поэтому эти процессы иногда описываются как оползни-обвалы). 81 2. Экзогенные геологические процессы Рис. 2.3.5. Отседание склона: блоки известняков соскальзывают по подстилающим аргиллитам (Большой Кавказ, Адыгея) Участие подземных вод в процессе отседания не обязательно, но увлажнение основания склона создает условия для более активного протекания процесса. Дополнительным способствующим фактором выступает давление рыхлого материала, заполняющего трещины между блоками породы, и играющего роль клина. Учитывая, что глубина рвов достигает десятков метров, это давление весьма значительно. Процессы массового медленного перемещения обломочного материала по склонам развиваются при крутизне склонов менее угла естественного откоса (15–25°, иногда 5–10°). Медленно смещающийся вниз по склонам сухой обломочный материал образует щебенисто-глыбовые потоки, получившие название курумы (от якут. «курум» – камень). Процесс их медленного сползания называют десерпция (от лат. deserptio – сползание, опускание) или 82 2.3. Склоновые процессы крип (от англ. creep – ползти). Причиной десерпции является изменение объёма обломочной массы из-за периодического промерзания-оттаивания (криогенная десерпция), изменения температуры (термогенная десерпция) и влажности (гидрогенная десерпция). При термогенной десерпции частица, расширяясь при нагревании солнцем, выводится из состояния равновесия и успевает пройти некоторое расстояние вниз по склону, влекомая силой тяжести. Для увлажнённых грунтов характерна ещё одна форма медленных смещений – дефлюкция – медленное пластичное смещение или выдавливание слабо увлажнённых масс под почвенно-растительным покровом. Скорость таких смещений составляет до 1 см/год. О наличии на склоне медленного движения материала можно судить по наличию «слоистости течения», присутствующей на вертикальном разрезе коры выветривания, изгибанию корней растений. Поверхность склонов ровная, специфических черт рельефа на них не отмечается. Но иногда на склонах медленные смещения могут привести к разрыву дернового покрова. Тогда массы движутся уже не в виде медленно сползающего сплошного слоя, а путём прерывистого сползания отдельных блоков поверхностного слоя, придающих микроступенчатую форму склону. В условиях сильного увлажнения покрывающих склоны рыхлых пород или почв происходит медленное (со скоростью от нескольких см/год до нескольких м/год) перемещение материала вниз по склону в вязкотекучем состоянии – солифлюкция (от лат. solum – почва, земля и fluctio – истечение). Такое медленное течение грунтов начинается при уклонах склона 2–3°, наиболее активно на склонах крутизной 8–15°, а при бóльших уклонах может переходить в оползневые процессы. Солифлюкция наиболее активна в зоне вечной мерзлоты выше верхней границы леса в период протаивания почв и подстилающих их горных пород; течение грунтов происходит по мерзлой поверхности еще непротаявшего сцементированного льдом основания. В условиях влажного тропического климата развивается тропическая солифлюкция, при которой вязко-пластичное течение переувлажненного грунта связано с обилием влаги и интенсивным химическим выветриванием, поставляющим большое количество пластичного глинистого материала и коллоидных растворов. Скорость движения при солифлюкции очень мала и 83 2. Экзогенные геологические процессы обычно измеряется сантиметрами, редко – первыми метрами за сезон. Мощность солифлюкционных потоков невелика – обычно 20– 60 см. Лишь в нижних частях склона мощность медленно текущей массы может увеличиваться до метра и больше. Сильное насыщение грунта водой приводит к образованию плывунов (сплывов) – насыщенных водой отложений, способных растекаться и оплывать, и процессов течения грунта – закрытого перемещения плывунных масс вниз по склону под растительным покровом с выходом на поверхность в виде потока грунта внизу склона. При сильном переувлажнении из-за превышения предела текучести происходит нарушение внутренних связей грунта и разрыв дернового покрова. Скорости смещения материала при этом возрастают (достигая нескольких метров в минуту), процесс переходит в образование консистентных оползней течения. На пологих и слабонаклонённых склонах развиты процессы плоскостного (безруслового) смыва рыхлого материала. Во время дождей и таяния снега по поверхности склонов в виде густой сети стекают тонкие струйки воды, смывающие рыхлые частицы и отлагающие их в виде плащеобразных покровов у основания склонов. Поскольку развитию этого процесса препятствует растительный покров, наиболее благоприятные условия достигаются в семиаридных зонах степей и саванн, а также на распаханных землях. В естественных условиях леса и на поверхностях с плотной травянистой дерниной смыв не происходит даже на крутых склонах. Процесс плоскостного смыва приводит к выполаживанию склонов за счёт сноса рыхлого материала с поверхности склона и отложения в его основании. При этом на поверхности склона возникают безрусловые ложбины стока – делли (от нем. delle – углубление, впадина) – плоскодонные линейно вытянутые ложбины без постоянного водотока, иногда с зачаточным руслом. Делли образуются в результате совместной деятельности талых и дождевых вод и сползания грунта (вследствие оплывания, солифлюкции и других склоновых процессов). Их длина составляет от десятков до 1000 м, ширина до 20 м, глубина до 1 м. В рельефе они выражены нечетко и часто бывают заметны только благодаря изменению характера растительного покрова. Делли являются переходной формой от плоскостного смыва к линейной эрозии. 84 2.3. Склоновые процессы Сносимый материал залегает в виде шлейфов, выклинивающихся вверх по склону. Мощность отложений невелика – до 10– 20 м. При этом в верхней части шлейфа мощность отложений незначительна, к основанию она возрастает и вновь уменьшается к периферии. Генетические типы склоновых отложений. Перемещение материала на склонах происходит под действием силы тяжести и в процессе плоскостного смыва, что определяет выделение двух групп отложений – гравитационной и делювиальной. Классификация отложений приведена в таблице 2.3.1. Таблица 2.3.1 Классификация склоновых отложений (по Е. В. Шанцеру)1 Группа Гравитационная Склоновый Ряд Делювиальная1 Генетический тип Генетический подтип Обвальный (дерупций, сейсмодеКоллювиальный рупций) (коллювий) Осыпной (десперсий) Блоковый (скольжения или либроделяпсий) Оползневый (деляпсий) Потоковый (течения или флювиодиляпсий) Криогенный (криодесерпций) Десерпций Термогенный (термодесерпций) Гидрогенный (гидродесерпций) Медленной солифлюкции (тардофСолифлюкционный люксий) (солифлюксий) Быстрой солифлюкции (велофлюксий) Делювиальный (делювий) Все продукты выветривания, смещённые вниз по склону под действием силы тяжести, объединяют термином коллювий (от лат. colluvio – скопление, беспорядочная груда). Коллювий подразделяется на несколько генетических типов. Коллювий обрушения (или дерупций) представляет собой массы крупнообломочного не1 Делювиальная группа в ряде классификаций относится к флювиальному генетическому ряду. 85 2. Экзогенные геологические процессы сортированного, неокатанного, неслоистого материала; обычно это щебень и глыбы (включая крупные глыбы до десятков метров в диаметре), несущие признаки дробления в твердом состоянии. Залегает на относительно небольших по площади участках у основания склонов. С вызванными землетрясениями сейсмообвалами связан сейсмодерупций. Вследствие изначального большого энергетического потенциала сейсмодерупций характеризуется повышенной мощностью, нередко измеряемой сотнями метров, и более дальним перемещением от мест отрыва по сравнению с обычным коллювием обрушения. Состав сейсмодерупция, связанного с крупнейшими сейсмообвалами, дифференцируется на основную массу (матрикс) в виде бесструктурного, местами порошкообразного, мелкозема и включенного в него хаотично распределенного неокатанного обломочного материала различной размерности (от дресвы до крупных глыб), имеющего следы механической и тектонической переработки. Коллювий осыпания (или десперсий) сохраняет признаки, свойственные дерупцию, но отличается от него наличием некоторой гравитационной сортировки материала по размеру: вверху осыпи, остается более мелкий, щебневый, материал, а вниз, к подножию, нарастает количество и размер крупных глыб, поскольку, обладая большей массой (и, соответственно, кинетической энергией) в процессе движения они скатываются дальше мелких. Многократность актов осыпания создает и некоторую слоистость во всем теле осыпи: выявляется грубая наклонная гравитационная слоистость, близкая к углам естественного откоса. Коллювий характеризуется отсутствием среди обломков пород привнесённого материала – их состав отвечает составу слагающих склоны пород. Оползневые накопления объединяют термином деляпсий (иногда используется термин коллювий оползания). В зависимости от механизма формирования деляпсий подразделяется на два генетических подтипа: либроделяпсий, образованный оползнями скольжения, и флювиоделяпсий, связанный с оползнями течения. Современный либроделяпсий более распространён в горах, где формируется в оползнях скольжения, развивающихся на скальных и полускальных породах. Для него характерно блоковое строение и преимущественно хрупкий тип оползневых деформаций. Иногда такие оползневые накопления в форме глыб и бло86 2.3. Склоновые процессы ков (так называемых олистолитов и олистоплаков) могут смещаться на значительные расстояния от коренных склонов и, в морских условиях, «запечатываться» накапливающимися новым порциями отложений. Такие древние оползни выявляются по присутствию чужеродных по составу и возрасту блоков в составе толщи. Флювиоделяпсий характеризуются наличием пластичных пород, обычно представленных суглинками, содержащими щебень и мелкие глыбы. Ещё одной особенностью служит деформированность, выраженная в широком развитии оползневых складок и полосчатых текстур течения. Флювиоделяпсий связан с оползнями течения, более характерными для равнинных территорий с широко распространенными рыхлыми отложениями. Рис. 2.3.6. Олистолиты в деформированной толще морских отложений (палеоген, Большой Кавказ, п. Агой) Десерпционные отложения (или десерпций) на скальных породах представлены в основном грубообломочным щебнисто-глыбовым материалом с примесью супесчано-суглинистого мелкозема. В зависимости от специфики десерпционного процесса в составе десерпция выделяются три генетических подтипа – криогенный, термогенный и гидрогенный. Криогенный десерпций широко развит в области многолетней мерзлоты на склонах с углами меньше естественного откоса. Характерной особенностью его является льдистость и вертикальная (морозная) дифференциация обломочного материала по крупности, выражающаяся в сосредоточении на87 2. Экзогенные геологические процессы иболее крупных обломков глыбовой размерности в верхней части разреза и обогащении мелкоземом нижних слоев. Мощность криодесерпция, лимитируемая глубиной сезонного протаивания, не превышает 1–2 м. Переход десерпция в коллювий происходит при увеличении крутизны склонов (более 30–35°), в солифлюксий – при достаточном накоплении мелкозема и повышении влажности. Нередко наблюдается фациальное замещение курумами грубообломочного элювия, возникающего в ходе физического выветривания. Термогенный десерпций распространен в семиаридных и аридных областях с резкими амплитудами суточных температур. По составу он довольно однообразен и представлен глыбово-щебнисто-дресвяным материалом с небольшой примесью мелкозема, общая его мощность редко превышает 2 м. Гидрогенный десерпций в «чистом» виде встречается редко на достаточно увлажненных склонах, где обломочный материал существенно насыщен коллоидами, испытывающими колебания объема при изменении влажности. Солифлюкционные отложения (или солифлюксий) представлены преимущественно суглинками, супесями, реже глинами с неокатанными неотсортированными по размеру обломками местных коренных пород. Отложения характеризуются нередко специфической слоистостью, ориентированной параллельно уклону (возникшей в процессе пластического течения), присутствием текстур течения и смятия. Мощность солифлюксия на склонах не превышает нескольких метров, возрастая в пределах подножных шлейфов до нескольких десятков метров. Генетический тип отложений, возникающий в результате накопления смытых со склонов дождевыми или талыми водами рыхлых продуктов выветривания, называют делювий (от лат. deluo – смываю). Для делювиальных отложений типичны залегание в виде шлейфов, плохая сортировка материала, наличие неокатанных угловатых обломков пород, пористость, слабо выраженная слоистость (параллельная склону), карбонатность и наличие горизонтов погребенных почв. Основная масса делювия представлена суглинками и супесями; гранулометрический состав его уменьшается вниз по склону. Часто делювиальные отложения бывают окрашены в различные оттенки серого цвета за счет смываемого верхнего горизонта почвы. Средняя скорость его накопления невелика и составляет десятые доли мм/год. 88 2.4. Геологическая деятельность русловых потоков Контрольные вопросы 1. Какие условия способствуют развитию обвально-осыпных процессов? Какие признаки указывают на их развитие на конкретной территории? 2. Какие условия способствуют развитию оползневых процессов? Какие признаки указывают на их развитие на конкретной территории? 3. Как подразделяются оползни по отношению к слагающим склон геологическим телам? 4. Опишите строение оползней сдвига и вязкопластических оползней. 5. Опишите строение деляпсивных и детрузивных оползней. 6. Каковы механизмы массового медленного перемещения обломочного материала по склонам? 7. В каких условиях развивается солифлюкция? 8. Опишите механизм развития плоскостного (безруслового) смыва. 9. На основании чего выделяют генетические типы и генетические подтипы гравитационных отложений? 10. Охарактеризуйте признаки, типичные для каждого их генетических типов склоновых отложений. Проведите их сравнительную характеристику. 2.4. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ РУСЛОВЫХ ПОТОКОВ «Вода камень точит» – в основе пословицы лежит наблюдение о разрушительной мощи водных потоков. Геологические процессы в русловых потоках определяются работой движущейся под действием силы тяжести воды, приводящей к линейному размыву земной поверхности (эрозии), переносу и аккумуляции материала. Работа водного потока различна на разных участках в силу различия его удельной энергии, которая определяется разностью уровней воды в начале и в конце участка и расходом в единицу времени. На конкретном участке водотока работа текущей воды в течение 1 сек (величина секундной энергии, или мощность) описывается формулой 89 2. Экзогенные геологические процессы N = ρ × g × Q × H = 9810 QH, Дж/с или Вт, где ρ – плотность воды, равная 1000 кг/м3, g – ускорение свободного падения м/с2, расход воды Q, м3/сек, H, м – падение участка водотока. Рис. 2.4. Продольные профили рек Белая (Б. Кавказ) и Дон Энергия потока затрачивается на преодоление внутреннего сопротивления движению воды, трение о дно и берега русел, размыв дна и берегов, перемещение продуктов размыва. В целом, она уменьшается вниз по течению потока. В верховьях, где уклоны русла более значительны, энергии достаточно для интенсивной эрозионной деятельности и переноса крупного материала; вниз по течению, по мере снижения энергии, возрастает роль процессов аккумуляции, в низовьях поток достигает базиса эрозии – уровня, ниже которого водный поток теряет свою силу и не может углублять ложе. Различают общий, за который принят уровень Мирового океана, и местные базисы эрозии, которые располагаются на любой высоте и могут быть как постоянными (уровень внутреннего моря, озера и пр., в которые впадает водоток), так и временными (пороги, водопады и пр.), постоянно меняющимися и определяющими эрозию на участке выше по течению. Среди русловых потоков различают постоянные (реки) и временные. 90 2.4. Геологическая деятельность русловых потоков 2.4.1. Геологическая деятельность рек Эрозия коренных пород и собственных отложений речным потоком осуществляется несколькими способами. Перемещаемые в водном потоке твердые частицы минералов и горных пород воздействуют на породы ложа реки как абразивный материал; в русле горных рек можно наблюдать «стаканы» и «чаши», выработанные вращающимися в трещинах под действием потока обломками (рис. 2.4.1.1), или протяжённые борозды, выточенные струями переносимого по дну материала. Гидравлическое воздействие воды на рыхлый материал ложа приводит к его вымыванию и захвату частиц турбулентным потоком. В относительно прочных породах иногда видны следы воздействия волнового движения на границе порода – водный поток. Механическое разрушение дополняется растворением пород ложа (важную роль в этом играют содержащиеся в воде углекислый газ и органические кислоты). В определённых условиях разрушение берегов связано и с иными процессами – механическим разрушением во время ледохода, темроэрозионными процессами и др. Рис. 2.4.1.1. Размыв пород речным потоком: выработанный обломочным материалом «стакан» (р. Белая, Б. Кавказ) 91 2. Экзогенные геологические процессы Эрозия может быть направлена на углубление дна долины – донная (или глубинная) эрозия, или на размыв берегов и расширение долины – боковая эрозия. Эти два вида эрозии действуют совместно, но их соотношение различно на разных участках и разных стадиях развития речной долины. На участках профиля, не достигающих базиса эрозии, т. е. при значительных перепадах уровня русла, доминирует глубинная эрозия, формируются глубокие врезы с крутыми берегами и V-образным сечением речной долины (ущелья), пойма развита фрагментарно (на островах и небольших участках у выпуклых берегов излучин). По мере выработки профиля равновесия – предельного профиля, вырабатываемого в условиях относительно постоянного положения базиса эрозии – преобладает боковая эрозия. Её интенсивность зависит от угла подхода стрежени (условной линии, соединяющей точки наибольших скоростей на поверхности водного потока) к берегу. На прямых участках стрежень обычно располагается близ середины водотока, и боковая эрозия не проявляется. На извилистых участках происходит отклонение стрежени к одному из берегов, что сопровождается «набеганием» потока на этот берег и его размывом. «Прижимание» потока к берегу приводит к образованию циркуляционного течения, донная ветвь которого направлена к противоположному берегу. Поскольку придонные слои насыщены обломочным материалом (в том числе и образованным за счёт эрозии берега), то происходит его перемещение от размываемого берега к противоположному (со смещением вниз по течению), где он аккумулируется в форме прирусловой отмели. Формирование прирусловой отмели в свою очередь приводит к ещё большему искривлению русла и отклонению стрежени к берегу, определяя развитие боковой эрозии на следующем участке долины. Таким образом, изгиб русла приводит к образованию чередующихся вдоль берега зон ускорения и замедления течения и поперечной циркуляции, направленной от вогнутого берега к выпуклому (рис. 2.4.1.2). Согласно описанному выше механизму, в процессе размыва берегов образуются крутые изгибы русла или речной долины – меандры (рис. 2.4.1.3). При размывании коренных пород берегов образуются врезанные, или долинные, меандры; их положение постоянно смещается вниз по течению, что приводит к срезанию коренных 92 2.4. Геологическая деятельность русловых потоков Рис. 2.4.1.2. Механизм боковой эрозии пород и выработке широкой долины. Блуждающие, или поверхностные, меандры создаются рекой в собственных рыхлых отложениях на плоском дне долины, они постоянно меняют свою форму и положение. Узкие перегородки между меандрами (шейки) могут размываться, что приводит к спрямлению русла и образованию стариц – замкнутых водоемов, обычно продолговатой извилистой или подковообразной формы, образовавшихся в результате полного или частичного отделения участка реки от её прежнего русла. Старицы некоторое время могут сохранять связь с рекой, но постепенно входы в них заносятся речными отложениями и происходит превращение в старичные озёра, а затем – в болота или сырые луга. Перенос материала реками. Речные потоки перемещают вещество в виде твёрдых частиц (твердый сток реки) и в растворенной форме. Твердые частицы, перемещаемые рекой, называют речными наносами. По происхождению они разделяются на рус93 2. Экзогенные геологические процессы ловые, образующиеся в результате размыва берегов и ложа реки, и внерусловые, поступающие в реку извне – в результате плоскостного смыва с площади водосборного бассейна, эолового приноса, склоновых процессов и пр. Рис. 2.4.1.3. Меанрдирующая река (Австралия) Существует несколько форм перемещения твёрдого материала. Крупные частицы перемещаются лишь в придонном слое потока, такой материал объединяется понятием влекомые наносы. Основными видами движения влекомых наносов являются скольжение, перекатывание и сальтация – перескакивание песчаных частиц в придонном слое. Масса частиц, которую может переносить поток, пропорциональная шестой степени скорости течения, эта зависимость выражается формулой Эри: P = Av6, где v – скорость потока, A – коэффициент, зависящий от формы и удельного веса частицы. Согласно этой закономерности, горный поток, переносящий гальки весом до 1 кг, при увеличении скорости вдвое способен приводить в движение шестидесятикилограммовые валуны, втрое – семисоткилограммовые глыбы. Взвешенными называются наносы, которые переносятся в потоке, где они поддерживаются во взвешенном состоянии восходящими турбулентными потоками. Количественной характеристикой транспорта взвешенных наносов является мутность – весовое содержание взвешенных частиц в единице объема воды. Мутность существенно различается на разных реках в зави94 2.4. Геологическая деятельность русловых потоков симости от энергии потока и интенсивности поступления взвеси. На равнинных реках она обычно составляет порядка 25–50 г/м3 в меженный период, возрастая весной в несколько раз. На территории России наибольшие значения мутности отмечены у небольшой речки Аксай на территории Дагестана и Чечни – около 10 кг/м3. У «мирового рекордсмена» Хуанхэ эта величина составляет порядка 25 кг/м3, а в период паводков может повышается до ~500 кг/м3. Реки Азии транспортируют в среднем 1,1 кг/м3 твердого стока (14 млрд т в год), Австралии – 0,09 кг/м3 (0,2 млрд т в год). За счёт смыва и растворения поверхность суши в среднем снижается примерно на 7 см в год, в Мировой Океан сносится порядка 18,5 млрд т твердых частиц и 3 млрд т растворённых веществ. Одновременно перемещается материал разной крупности, разного удельного веса и формы, гидравлические условия потока на разных участках русла изменяются, из-за этого механизмы перемещения сочетаются и одна форма движения частиц плавно переходит в другую. При мелком донном материале и небольших скоростях потока (на мелких реках) на дне формируются рифели в виде песчаных волн, движущихся вниз по течению («чешуйчатое дно»). Под действием течения частицы сальтацией поступают на гребень волны и сползают или скатываются в её основание. Более крупный материал образует на дне более крупные волны – донные гряды, движущиеся со скоростью несколько метров в сутки. Их высоты обычно составляют 0,1–0,3 глубины потока, а длины измеряются десятками глубин потока. На рисунке 2.4.1.4 показана схема движения материала в виде донных гряд. Формы русловых наносов более высокого порядка (мезоформы) образуются при отклонении направления течений в плане от прямолинейного. Простейшей русловой мезоформой является ленточная гряда, в плане занимающая всю ширину русла от одного берега до другого. Замедление потока в прибрежных участках за счет возрастания трения приводит к возникновению водоворотных зон, разделяющих влекомый поток наносов (рис. 2.4.1.5). Неравномерность скоростей движения наносов в стрежневой и прибортовых частях приводит к перекашиванию ленточных гряд, превращению их в побочни – грядообразные скопления наносов, примыкаю 95 2. Экзогенные геологические процессы Рис. 2.4.1.4. Схема движения влекомых наносов в виде гряд: 1 и 2 – последовательные положения гряд в моменты времени t1 и t2; 3, 4, 5 – эпюры распределения скоростей; 6 – напорный скат гряды; 7 – гребень гряды; 8 – тыловой скат; 9 – подвалье; 10 – граница водоворотной области; lг и hг – соответственно длина и высота гряды1 щее попеременно то к одному, то к другому берегу. Между примыкающими к противоположным берегам побочнями располагается песчаная гряда – перекат, пересекающая русло под углом 20–30°. Отход побочня от берега (обычно на широких участках русла, где поток разбивается на ряд струй и происходит интенсивное накопление наносов) приводит к образованию осередков – подвижных, не соединенных с берегами и не заросших растительностью отмелей. Более устойчивые и закрепленные растительностью осередковые формы, ограниченные рукавами или протоками рек, называют островами. Рис. 2.4.1.5. Формы переноса русловых наносов – ленточные гряды и побочни (схема и вид на дне ручья) 1 Гладков Г. Л. и др. Водные пути и гидротехнические сооружения: учебник для вузов. СПб.: СПГУВК, 2011. 96 2.4. Геологическая деятельность русловых потоков Сочетание мезоформ определяет строение макроформ, в частности поймы, образующейся на широких участках дна долины (выработанных путем поступательного смещения меандр) и при больших колебаниях уровня воды. Пойма представляет собой затопляемый во время половодья участок речной долины. Типичными элементами её строения являются старицы и прирусловые береговые валы; последние образуются во время половодья на участках, где скорость течения потока резко падает, что приводит к отложению крупного материала в форме вытянутых вдоль русла узких гряд. Речные отложения. Отложенные речные наносы образуют особый генетический тип – аллювиальные отложения (или аллювий). Различают три основные группы аллювиальных отложений: русловый, пойменный и старичный. Русловой аллювий представлен хорошо промытыми и сортированными песками или песчано-гравийно-галечными отложениями с характерной косой слоистостью. Нижние горизонты руслового аллювия залегают на размытой поверхности подстилающих коренных пород; им свойственен более грубозернистый состав, плохая сортировка и неотчётливая косая слоистость. Образование этих горизонтов отвечает начальной стадии формирования речной долины. Их мощность обычно невелика или они вообще не сохраняются, поскольку на начальной стадии наносы постоянно перемещаются и образуют лишь временные неустойчивые скопления, смываемые во время паводков и половодий. Вверх по разрезу размер аллювиальных частиц уменьшается и возрастает степень их сортировки, появляется отчётливая косая слоистость. Наиболее высокие горизонты, формирующиеся в условиях прирусловой отмели или островов, отличаются разнообразием текстур – мелкая косая, косо-волнистая, волнистая, что связано с образованием ряби течения в условиях мелководья. Строение руслового аллювия наиболее хорошо проявлено в русловых отмелях (рис. 2.4.1.6). Мощность руслового аллювия может достигать первых десятков метров, иногда больше. Старичный аллювий обычно залегает в виде линз в толще руслового аллювия. Для старичных отложений характерен алевро-глинистый или мелкопесчаный состав (суглинки, супеси), насыщенность органикой и тонкая горизонтальная слоистость, обусловленная осаждением из неподвижных вод. В нижней части 97 2. Экзогенные геологические процессы старичных отложений могут присутствовать единичные косослоистые серии, отвечающие периодам половодий, когда старица вновь начинала действовать как русловой проток. Рис. 2.4.1.6. Cубфации руслового аллювия в русловых отмелях: 1 – зона накопления пристрежневого аллювия; 2 – зона интенсивного воздействия поперечных циркуляционных токов и образования правильных текстур диагональной слоистости – субфация нижней части отмели; 3 – зона образования сезонных прослоев заиления на спаде паводков и перехода текстур диагональной слоистости в косоволнистую слоистость ряби течения – субфация средней части отмели; 4 – затопляемая во время пика паводка зона образования мелких прослоев заиления при частых колебаниях уровня полых вод и преимущественного формирования текстур косоволнистой слоистости, ряби течения, ряби волнения и тонкой линзовидно-горизонтальной слоистости; 5 – субфация заводей и затонов, характеризующаяся повышенной заиленностью1 Пойменный аллювий залегает поверх руслового и старичного. Пойменные отложения формируются в периоды половодий, когда речные воды, выходя за пределы русла, заливают речную долину. Формирование пойменного аллювия тесно связано с режимом реки: он хорошо развит у равнинных рек в областях гумидного умеренного климата, менее развит в аридных областях и слабо выражен или отсутствует у горных рек (не имеющих развитой поймы). Пойменный аллювий представлен алевро-глинистыми или алевритовыми отложениями с горизонтальной слоистостью, на фоне которой присутствуют следы волнений и течений в форме ряби. Нередко в нём отмечаются прослои почв, образующихся в период между половодьями. Мощность пойменных отложений обычно не превышает нескольких метров. Особенности строения разреза аллювия определяются и особенностями конкретного речного потока. В целом, для крупных 1 Лаврушин Ю. А. Аллювий равнинных рек субарктического пояса и перигляциальных областей материковых оледенений: тр. геолог. ин-та. Вып. 87. М.: Изд-во АН СССР, 1963. 98 2.4. Геологическая деятельность русловых потоков равнинных рек характерны мелкообломочный состав, развитая средняя часть толщи руслового аллювия и отложения прирусловой отмели, отчетливо выраженная косая слоистость, однородность минерального состава, сортировка обломочного материала по крупности, фациальная дифференцированность. Аллювий горных рек более крупный, преобладают текстуры, характерные для самой нижней части равнинного аллювия (что связано с большей энергией и турбулентностью потока), разнородность состава слагающих обломки минералов и пород, невыраженность пойменной фации. Значительная часть наносов горных рек отлагается у основания горного сооружения, где происходит выполаживание рельефа; мощные толщи этих плохо сортированных и плохо окатанных аллювиальных отложений, совместно с отложениями временных русловых потоков, образуют аккумулятивные предгорные равнины, окаймляющие в форме шлейфов подножия горных хребтов. Особенности аллювия отражают условия развития речной долины, определяемые режимом водного потока, характером движений земной коры, изменением рельефа и другими факторами. Выделяют 3 фазы аллювиальной аккумуляции (по В. В. Ломакину). Инстративная фаза – это фаза преобладающего размыва, проявляющаяся при формировании новой долины и связанная главным образом с донной эрозией. Инстративный аллювий покрывает дно долины тонким прерывистым слоем, накапливается на участках выполаживания или расширения русла, в неровностях ложа, а также при спаде воды. Часто его называют выстилающим (термин «инстративный» происходит от лат. instratus – устланный, наброшенный). Аллювий этой фазы представлен грубым валунно-галечным и галечным материалом, отличается плохой сортировкой и малой мощностью. Перстративная фаза – фаза динамического равновесия между процессами эрозии и аккумуляции. Проявляется у рек с продольным профилем, близким к профилю равновесия – в этом случае донная эрозия слабо проявлена и русло длительное время блуждает практически на одном уровне, производя боковую эрозию и вырабатывая плоское дно долины. Одновременно происходит отложение аллювия на покинутых руслом участках днища долины и его последующее, иногда многократное, перемывание и переотложение при образовании и отмирании меандр, боковых рукавов 99 2. Экзогенные геологические процессы и т. п. Эта фаза обычно сменяет инстративную фазу. Перстративный аллювий характеризуется нормальной мощностью и двучленным строением – нижний горизонт сложен русловым аллювием с линзами старичного аллювия, верхний горизонт представлен пойменным аллювием. Рис. 2.4.1.7. Строение речных долин на разных фазах развития: А – инстративная, Б – перстративная, В – констративная. Условыне обозначения: 1 – русловой аллювий, 2 – пойменный аллювий, 3 – старичный аллювий, 4 – отложения вторичных водоемов поймы, 5 – коренные породы 100 2.4. Геологическая деятельность русловых потоков Констративная фаза – фаза преобладающей аккумуляции, интенсивного заполнения долины речными наносами. Аллювий этой фазы формируется в условиях активного прогибания земной коры или усиления поступления обломочного материала (при изменении климата и пр.). При усиленном заполнении долины русло реки переходит на все более высокие уровни по отношению к ложу аллювиальной толщи. Более древние аллювиальные отложения погребаются под новыми, настилаемыми на них отложениями (настилающий аллювий). Констративный аллювий характеризуется повышенной мощностью, многократным чередованием в разрезе русловых, старичных и пойменных отложений, т. е. пачек, построенных по типу перстративного аллювия. Рассмотренные фазы аккумуляции могут неоднократно сменять друг друга на протяжении развития речной долины в связи с меняющимися тектоническими движениями и климатическими условиями. Строение, морфологические типы и развитие речных долин Для характеристики речных долин, отражающей их развитие, может использоваться форма её поперечного сечения, ширина днища, крутизна бортов и характер речных отложений. По этим признакам выделяют следующие пять морфологических типов. 1. Треугольные (V-образные) долины. При формировании V-образных долин работа потока направлена на их углубление – доминирует глубинная эрозия. Характерны узкое дно и прямые крутые (обычно более 20о) склоны, сложенные коренными породами, что придает долине форму ущелья, местами переходящего в каньоны, где все дно занято руслом. Склоны долины в основном симметричные, реже асимметричные – один склон пологий, иногда у его основания отмечается накопление аллювия. Долинам присущ значительный уклон, продольный профиль невыработанный и ступенчатый. Пойма неразвита. Аллювий образует временные скопления (инстративный), характеризуется крайне низкой окатанностью и плохой сортированностью. Активное проявление склоновых процессов приводит к нагромождению на дне долины неокатанного обломочного материала, поступающего со склонов (коллювия). 101 2. Экзогенные геологические процессы 2. Параболические (U-образные) долины. Образованы при сочетании процессов донной и боковой эрозии. Характерны длинные склоны крутизной 10–25о и дно шириной 100–200 м, частично занятое руслом. Такие долины вырабатываются обычно мощными потоками при чередовании этапов врезания и аккумуляции. Также как и в V-образных долинах, существенную роль наряду с аллювием имеют склоновые накопления. 3. Трапециевидные долины. Имеют относительно пологие склоны (10–20о), ширина колеблется от 200 м до 3 км и более. Характерны повышенные мощности аллювия и наличие комплекса террас. Формируются в условиях чередования эпох углубления и расширения днища с эпохами заполнения долины мощными толщами аллювиальных осадков. 4. Желобовидные долины. Имеют широкое дно (несколько км), плавно переходящее в аккумулятивные террасы. Характерны высокие мощности аллювия. В истории развития долины неоднократно сменялись эпохи врезания и аккумуляции (при этом длительность последних преобладала). 5. Планиморфные долины. Широкие долины с развитой поймой (шириной многие сотни метров – километры) и очень пологими бортами. Русло крупных рек в таких долинах часто разделяется на множество рукавов. Мощности аллювия в них составляют многие десятки – сотни метров. На современном этапе развития такие долины находятся в стадии аккумуляции. Любая река за время своего существования проходит ряд стадий (называемых молодостью, юностью, зрелостью и старостью реки), последовательность которых может нарушаться из-за омоложения, вызванного тектоническими движениями земной коры, изменением базиса эрозии (понижение уровня водоёма, в который впадает река и пр.), климатическими изменениями (увеличением расхода воды и энергии потока), техногенным воздействием (спуск водохранилищ и пр.). Возрастание энергии потока приводит к активизации донной эрозии, направленной на выработку нового профиля равновесия. Река вновь начинает углублять долину, затем, по мере приближения к профилю равновесия, начинают доминировать процессы боковой эрозии, формируется пойма, таким образом река вновь проходит цикл развития. И этот процесс может повторяться неоднократно. 102 2.4. Геологическая деятельность русловых потоков Наличие этапов омоложения отражается в образовании речных террас – ступенеобразно расположенных выровненных поверхностей в бортах речной долины (рис. 2.4.1.8). В строении террас выделяют площадку – выровненную поверхность террасы, тыловой шов – место сочленения площадки с вышерасположенной террасой или коренным склоном, склон террасы и бровку – место сочленения площадки и склона террасы. Высотой террасы называют превышение её поверхности над меженным уровнем воды в реке. Рис. 2.4.1.8. Схема развития речных террас Формирование террас в пределах одной речной долины может происходить неоднократно, что приводит к образованию лестницы надпойменных террас, возвышающихся друг над другом в борту долины (нужно добавить, что террасы не всегда явно выражены в рельефе и их выявление требует специальных геоморфологических исследований). Самая высокая терраса – наиболее древняя, самая низкая – наиболее молодая; террасам присваиваются номера в соответствии с их расположением снизу-вверх. Среди речных террас по сложению различают эрозионные, эрозионно-аккумулятивные и аккумулятивные. Скульптурные террасы (или эрозионные террасы) – террасы, выработанные речным потоком в коренных породах (т. е. породах, возраст которых древнее времени образования террасы) и почти не имеющие собственного аллювиального покрова. Они наиболее характерны для горных рек, где активно проявляются тектонические 103 2. Экзогенные геологические процессы движения, приводящие к частым изменениям продольного профиля реки. При накоплении отложений переходят в цокольные (или эрозионно-аккумулятивные), характеризующиеся двухъярусным строением: их нижняя часть сложена коренными породами (цоколь), а верхняя – аллювиальными отложениями. Аккумулятивные террасы полностью сложены аллювиальными отложениями. Такие террасы имеют широкое распространение в пределах низменных платформенных равнин, а также в межгорных и предгорных прогибах. Они свойственны желобовидным и планиморфным долинам, характеризующимся значительными мощностями аллювия. Возраст речных долин весьма различен. Положение долин равнинных рек устойчиво, нередко молодые реки наследует более древние долины. Долины крупных равнинных рек (Нил, Миссисипи, Днепр, Дон и др.) существуют на протяжении до десятков миллионов лет. В области четвертичного оледенения реки часто вырабатывают современные русла в выработанных потоками талых приледниковых вод огромных прадолинах. Образование речных долин может быть связано с изменением гидрологического режима озёр (Нева образовалась при спуске Ладожского озера около 4 тыс. лет назад), некоторые новые долины формируются при слиянии меандрирующих рек (русло Шатт-эль-Араб образовалось при слиянии Тигра и Ефрата в исторической период, при отступлении вод Персидского залива). Устьевые части рек В устьевой части речной поток достигает базиса эрозии, теряет энергию и отлагает переносимый материал. Специфика осадконакопления и особенностей строения в устьевой части определяется сочетанием ряда факторов, среди которых наибольшее значение имеют количество выносимого рекой материала, расход воды в реке и его изменение во времени, динамика морских вод и характер тектонических движений. Типичными формами устьевых частей рек являются дельты, эстуарии и лиманы. Дельты (по греч. букве Δ – дельта, по сходству с которой название было дано в древности треугольной дельте р. Нил) пред104 2.4. Геологическая деятельность русловых потоков ставляют собой сложенные речными отложениями низменные аккумулятивные равнины в устьях рек, прорезанные сетью рукавов и протоков. Возникают обычно при впадении несущих большое количество обломочного материала рек в мелководные моря или озера. Постепенно устьевая часть засыпается наносами, преграждающими путь водному потоку. В результате в них происходит формирование новых русел, называемых протоками и рукавами. Затем в приустьевой части каждого рукава вновь происходит накопление материала и процесс повторяется, что определяет постепенное выдвижение дельты в море. При этом отдельные протоки отделяются, превращаются в озёра и затем засыпаются или заболачиваются. Рис. 2.4.1.9. Дельта (оз. Иссык, Казахстан) (А) и «модель» образования дельт с разным строением на ручье (Б) Благоприятными условиями для быстрого роста дельты являются обилие приносимых рекой наносов, тектоническое поднятие прибрежной территории, понижение уровня водоёма, положение устья в вершине залива или в лагуне (блокированные дельты), а также мелководность бассейна, в который впадает река. Препятствуют образованию дельты сильные приливо-отливные, сгонно-нагонные и вдольбереговые течения, а также тектоническое погружение прибрежной зоны (скорость которого выше скорости накопления осадков) и быстрое повышение уровня водоёма. Дельты представляют собой сложные динамичные системы, образующиеся под влиянием речного стока, морских волнений, приливно-отливных и ветровых сгонно-нагонных явлений. Поми105 2. Экзогенные геологические процессы мо аллювиальных отложений в пределах дельт широко развиты мелководно-морские отложения (формирующиеся при затоплении участков дельты нагонными водами и пр.), эоловые (образующиеся при перевевании отложений), озёрные и болотные отложения. Современные дельты занимают около 9 % из общей протяженности побережий Мирового океана и аккумулируют ежегодно 18,5 млрд тонн рыхлых продуктов, что составляет ~67 % всех терригенных осадков, поступающих в Мировой океан. Развитые дельты имеют Амазонка, Миссисипи, Ганг, Волга, Дон, Лена и многие другие реки. Огромные размеры имеет Бенгальская дельта, формирующаяся у впадения Ганга, Брахмапутры и Мегхни, её площадь около 80000 км2. Эстуарии (от лат. aestuarium – затопляемое устье реки) представляют собой вдающиеся в устье реки воронкообразные заливы, имеющие свободное сообщение с открытым океаном. Образуются они в условиях затопления приустьевого участка русла реки при погружении прибрежного участка суши или вследствие подъёма уровня моря. Высокая динамичность вод (из-за приливно-отливной деятельности, вдольбереговых течений) способствует удалению приносимых рекой наносов из приустьевой области. Устья в виде эстуариев имеют Енисей, Обь, Сена, Темза и многие другие реки. Лиманами (от гр. limen – гавань, бухта) называют устьевые части рек, затопленные водами бесприливных морей. Образование лиманов связно с затоплением морем долин равнинных рек и балок в результате погружения прибрежных частей суши или подъема уровня моря. Обычно лиманы имеют извилистые в плане очертания и невысокие берега, что связано с наследованием рельефа и отсутствием значительной береговой деятельности моря. Выделяют лиманы открытые в сторону моря (губы) и закрытые, полностью отделённые от моря косой или имеющие с ним связь через узкий пролив (гирла). Обычно в лиманах отлагаются мелкозернистые пески, алевриты и глины, а также нередко и органические вещества, дающие начало залежам горючих сланцев, углей, нефти. При малом притоке пресных вод с материка и засушливом климате воды лиманов сильно осолоняются и в них осаждаются соли или накапливаются солесодержащие илистые отложения – грязи (пелоиды). Лиманы хорошо выражены в прибрежных частях Чёрного и Азовского морей. 106 2.4. Геологическая деятельность русловых потоков 2.4.2. Деятельность временных русловых потоков Среди временных русловых потоков выделяются временные потоки оврагов и временные горные потоки. Оба типа потоков не имеют постоянного питания грунтовыми водами и появляются периодически. Временные потоки оврагов. Формирование оврагов начинается с образования эрозионных борозд – переходных форм от плоскостного к линейному размыву поверхности склонов. Борозды возникают за счёт плоскостного стока дождевых и талых вод (по деллям) при слиянии тонких струек в наиболее пониженных или имеющих нарушение естественного покрова участках склона. Дальнейшая эрозия в бороздах проводит к образованию более крупных форм – рытвин. Для рытвин характерны крутые незадернованные борта и продольный профиль, близкий к профилю склона. За счёт наиболее крупных и быстро растущих рытвин в процессе их углубления и расширения образуются овраги, обладающие отличным от профиля склона продольным профилем и характеризующиеся активными эрозионными процессами. Наиболее подвижна вершина оврага, представляющая собой крутой уступ, продвигающийся после каждого поступления вод вверх по склону (этот процесс называется регрессивной или попятной эрозией). Скорость роста оврагов может быть очень высокой и достигать десятков метров в год. По мере развития оврага его вершина приближается к водоразделу, а устье – к базису эрозии, продольный профиль приобретает вогнутую форму, а поперечный – V-образную, с крутыми незадернованными склонами. По достижении профил равновесия происходит расширение оврага, он превращается в балку – эрозионную форму, характеризующуюся плоским дном и пологими, закреплёнными растительностью склонами (рис. 2.4.2.1). Рис. 2.4.2.1. Овраги на разных стадиях развиия 107 2. Экзогенные геологические процессы При разработке промоин, осложняющих склоны оврагов, может возникать сложная ветвящаяся овражная система. Водный поток, движущийся по дну оврагов и балок во время дождей и таяния снега, переносит мелкий обломочной материал, который в приустьевой части формирует конус выноса оврага. Временные русловые горные потоки. Зарождение горных потоков связано с ливневыми дождями и интенсивным таянием снега и ледников. В верхней части горных склонов система сходящихся рытвин и промоин, русел мелких речек образует водосборный бассейн. Ниже располагается канал стока – русло, по которому движется вода. Значительный уклон русла определяет высокую энергию потока, по пути движения он подхватывает большое количество обломочного материала разного размера. Насыщение обломочным материалам может превратить водный поток в сель (от араб. sail – бурный поток) – временный поток, перегруженный грязе-каменным материалом. В грязе-каменном потоке, имеющем значительно большую, чем у воды, плотность и высокую энергию, способны перемещаться даже глыбы, размером до нескольких метров и весом до сотен тонн. Сходят сели с высокой скоростью в виде одного или нескольких последовательных валов (из-за образования заторов и последующего их прорыва), крутой передний фронт волны («лоб») оказывает мощное таранящее разрушительное действие на препятствие. По консистенции и динамике сели подразделяются на связные, состоящие из обломков и суспензии из воды и тонкодисперсного материала – грязевые и грязекаменные потоки. Плотность вещества таких селей – от 1,4 до ~2,0 т/м3. Несвязные сели представляют собой водокаменные потоки, в которых вода находится в свободном состоянии. Плотность их 1,1 до 1,5 т/м3, что значительно выше, чем у речных потоков. Сели могут формироваться также при обвале больших масс обломочного материала в горные реки, прорыва ледниковых или запрудных озёр. Наиболее мощные и разрушительные – гляциальные сели, образующиеся за счет прорыва приледниковых озер и внутриледниковых резервуаров и выносящие огромные массы ледниковых и склоновых обломочных отложений. Помимо водо- и грязекаменных, они могут представлять собой водоледные и водо108 2.4. Геологическая деятельность русловых потоков снежные потоки. Скорость движения таких селей – 10–15 м/с, расход – до 10 тыс. м3/с, объём выноса – до десятков млн м3. Сходные с селями грязекаменные потоки, возникающие на склонах вулканов, объединяются термином лахары (по индонезийскому названию). Насыщенность тонкодисперсным пепловым материалом создаёт высокую плотность потока, что способствует переносу крупного глыбового материала. Различают холодные лахары, непосредственно не связанные с извержением (возникающие при прорыве кратерных озёр, ливневых дождях и пр.), и горячие лахары («жгучие реки»), образующиеся вследствие вулканического извержения и смешения раскалённого вулканического материала с водами кратерных озёр, ледников, рек или дождевыми осадками. Сели и лахары спускаются по руслам, в которых есть эрозионные участки и участки накопления материала. При выходе на предгорную равнину скорость потоков уменьшается, они разветвляются, и переносимый материал откладывается, образуя конус выноса временного горного потока в виде полукруга, поверхность которого наклонена в сторону предгорной равнины. В предгорьях аридных областей некоторые маловодные реки разливаясь на предгорных равнинах иссякают за счёт испарения и просачивания в собственные наносы, формируя континентальные дельты – конусы выноса с сетью сухих русел. Генетический тип отложений, образуемых устьевыми выносами временных русловых потоков, и отложения континентальных дельт объединяют понятием пролювиальные отложения (пролювий). Пролювиальные отложения особенно широко развиты у подножия гор в условиях аридного климата, где они слагают мощные конусы выноса и предгорные шлейфы, образующиеся при их слиянии. В составе пролювия выделяют два генетических подтипа – континентальных дельт постоянных рек и конусов выноса временных водотоков. Пролювий континентальных дельт образует большие по площади пологонаклонные конусы выноса. Состав пролювиальных отложений меняется от вершины конуса к его периферии от гальки и щебня до песчаных и глинисто-алевритовых осадков в краевых частях. Зональность строения и состава отложений (наиболее 109 2. Экзогенные геологические процессы типичная для континентальных дельт) позволяет выделять в строении пролювиальных конусов три зоны (рис. 2.4.2.2). Рис. 2.4.2.2. Схема строения наземной дельты реки: А – вершинная зона, сложенная потоковыми фациями (П – супеси и суглинки устьевых выносов мелких боковых рукавов); Б – средняя зона накопления веерных фаций; В – краевая зона развития застойно-водных фаций (О – осадки озеровидных разливов; Н – болотно-солончаковые осадки); Г – непролювиальные отложения предгорной равнины; К – породы ложа и горного склона1 1. Вершинная, формирующаяся при выходе потока на предгорную равнину, где его скорость резко снижается и вследствие этого отлагается наиболее грубый материал. Для этой фации характерны галечники, содержащие валуны и песчано-глинистый заполнитель (такие породы называют фангломераты). 2. Срединная, образующаяся при разветвлении единого потока на несколько рукавов. Потоки замедляют скорость, большинство из них иссякает в результате просачивания в собственные наносы и испарения. Эти медленно текущие потоки последовательно вниз по течению отлагают пески, супеси, суглинки и глины. 3. Краевая, образующаяся на периферии конусов выноса, где за счёт временных разливов и грунтовых вод возникают мелководные временные водоемы озерного типа. Для этой зоны характерны алевритово-глинистые, карбонатно-глинистые, часто загипсованные и засолённые отложения. 1 Шанцер Е. В. Очерки учения о генетических типах континентальных осадочных образований. М.: Наука, 1966. 110 2.4. Геологическая деятельность русловых потоков Характерными особенностями пролювия служат: – залегание в форме покровов со следами разветвлённой сети потоков; – плохая отсортированность и окатанность; – окисленность (красноцветность); – редкость органических остатков. В равнинных областях к пролювию относятся отложения, слагающие конусы выноса крупных оврагов и балок. Они отличаются меньшей мощностью и сложены более мелкозернистым материалом, преимущественно суглинками с гравием и песком. В совокупности отложения русловых потоков – аллювий и пролювий – согласно классификации Е. В. Шанцера, образуют флювиальную группу отложений. Таблица 2.4.2.1 Классификация отложений русловых потоков (по Е. В. Шанцеру) Ряд Водный Группа Русловых водных потоков Генетический тип Аллювий Пролювий Озёрная (лимническая) Контрольные вопросы 1. Какие факторы определяют работу руслового водного потока? 2. Опишите механизмы речной эрозии. 3. Опишите основные элементы речной долины. Каковы механизмы их формирования? Какие факторы определяют особенности строения долины? 4. Дайте определения понятиям «аллювий» и «влекомые наносы». 5. Как осуществляется перенос материала русловыми потоками? 6. Охарактеризуйте основные группы аллювиальных отложений; проведите их сравнительную характеристику. 7. Охарактеризуйте фазы аллювиальной аккумуляции. Каковые особенности аллювия, соответствующего каждой фазе? 8. Охарактеризуйте разные формы устьевых частей рек. 9. В каких условиях развиваются временные русловые потоки? Какие признаки указывают на их деятельность на конкретной территории? 111 2. Экзогенные геологические процессы 10. В чём заключаются особенности временных горных потоков? Как они образуются? 11. Дайте определение термину «пролювий». 12. Перечислите отличительные признаки пролювиальных отложений. Объясните, какие факторы определяют эти признаки. 13. Сравните особенности аллювия и пролювия, укажите общие и отличительные особенности. 14. Опишите типичное строение пролювиальных конусов выноса. 2.5. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД Все воды, находящие ниже поверхности твёрдой Земли, относятся к подземным водам. Они, с одной стороны, связаны с поверхностными и атмосферными, с другой – с заключенными в минералах и горных породах водами, образуя глобальный круговорот. Область устойчивого существования воды в недрах Земли определяется температурой ~1000–1100°С, что соответствует глубинам 15–20 км в областях современного вулканизма и 200–300 км под стабильными континентальными участками. Общий объём подземной гидросферы ориентировочно составляет (800–1300)·106 км3, что сопоставимо с объёмом вод Мирового океана. Формы нахождения подземных вод разнообразны (некоторые из них приведены на рис. 2.5.1). Вода в форме пара присутствует в воздухе, заполняющем трещины и пустоты между частицами породы. Вода в форме льда встречается в виде как отдельных кристаллов, так и скоплений. Наиболее широко подземные льды распространены в области развития многолетней мерзлоты. Здесь выделяются три основных их генетических типа: конституционный, жильный и погребённый лёд. Конституционный лёд образуется при замерзании влажных пород (как в многолетнемёрзлых породах, так и в сезонно-талом слое). Жильный лёд образуется за счет замерзания свободной воды в трещинах пород. В поперечном сечении часто залегает в форме клиньев, в плане образует полигональные решетки. Погребённый лёд образуется на поверхности, а затем перекрывается осадочными отложениями. 112 2.5. Геологическая деятельность подземных вод Рис. 2.5.1. Формы связи молекул воды с частицами породы (по А. Ф. Лебедеву): 1 – частицы почвы, 2 – молекулы воды: а – гигроскопическая вода при неполном насыщении; б – то же, при полном насыщении; в и г – пленочная вода: частица г при полном молекулярном насыщении с пленкой максимально возможной толщины; пленочная вода движется налево до выравнивания толщины пленки у обеих частиц; д – гравитационная вола, образующая каплю, которая стекает вниз под влиянием силы тяжести Химически связанная вода заключена в минералах. В зависимости от формы нахождения в структуре минералов подразделяется на конституционную, кристаллизационную и цеолитную. Кристаллизационная вода входит в состав минералов в виде молекул H2O в постоянном для каждого минерала количестве (например, гипс – CaSO4.2H2O, мирабилит – Na2SO4.10H2O); удаляется при нагревании обычно до 400°С, при этом кристаллическая структура минерала разрушается. Конституционная вода присутствует в минералах не в молекулярной форме, а в форме гидроксильной группы (OH)-, занимающей определенную позицию в кристалли113 2. Экзогенные геологические процессы ческой решетке минерала. Этот вид воды может быть выделен только с полным разрушением структуры минерала. По современным данным, такая вода присутствует и в минералах мантии. Цеолитная вода входит в состав минералов группы цеолитов в виде молекул Н2О, размещаясь в характерных для их кристаллических решеток крупных полостях и каналах (занимающих до 50 % объема). Число молекул воды в составе минерала непостоянно и может меняться в широких пределах в зависимости от температуры и влажности без нарушения физической однородности цеолита. С минералами связана еще одна форма нахождения воды – заключенная в флюидных (газово-жидких и жидких) включениях, представляющих собой законсервированную в кристалле при его росте и залечивании трещин часть среды минералообразования (гидротремальный раствор и пр.). Физически связанная вода поглощается частицами почвы или породы равномерно по всему объёму (абсорбционная вода) или обволакивает поверхности частиц, удерживаясь сорбционными процессами. В последнем случае возникают две плёнки: адсорбированная (или гигроскопическая, прочносвязанная) вода слоем в несколько молекул покрывает поверхность частицы (прочно удерживается, удаляется при температуре 100–105°С), поверх неё формируется более мощная оболочка лиосорбированной (или плёночной) воды. Сила связи между прочносвязанной и лиосорбированной водой относительно слабая, в силу чего последняя находится в жидком состоянии (обладая при этом повышенной вязкостью) и способна медленно передвигаться от частиц с большей толщиной плёнок к частицам с меньшей толщиной плёнок. Эти воды широко распространены в почвах. В породах наибольшее содержание физически связанной воды отмечается в глинах (наиболее тонкодисперсных породах), при этом лиосорбированная вода частично может проникать в межпакетное пространство некоторых минералов, образуя межплоскостную воду (например, в монтмориллонитах). В поровом пространстве в местах сближения минеральных частиц появляется стыковая (пендулярная) вода. Свободная (капельно-жидкая) вода объединяет капиллярную, гравитационную и иммобилизованную. Капиллярная вода располагается в тонких трещинах и порах пород; её движение связано 114 2.5. Геологическая деятельность подземных вод с капиллярными эффектами, но при сплошном заполнении пор и трещин она может передавать гидростатическое давление. Гравитационные воды заполняют пустоты большего, чем капилляры, размера и перемещаются (фильтруются) под действием силы тяжести и напорного градиента в толще пород по сообщающимся порам и трещинам. Часть гравитационных вод может оказаться в замкнутых крупных порах, такие воды называют иммобилизованными. В верхней части земной коры (до глубин 8–10 км) содержится не менее 142·106 км3 капельно-жидкой воды. В зоне гипергенеза содержится биологически связанная вода (главным образом в бактериях). В глубинных зонах в ходе эндогенных преобразований воды, включая химически связанные и заключенные во флюидных включениях, высвобождаются, поступая к поверхности в составе надкритических флюидов. Происхождение подземных вод связано с экзогенными и эндогенными источниками. Инфильтрационные воды образуются путём просачивания с поверхности дождевых и талых вод, а также вод поверхностных водоёмов. По составу среди них резко различаются пресные воды суши и солёные хлоридные воды Мирового океана. Седиментационные воды захораниваются вместе с осадками в процессе осадкообнакопления (преимущественно в морских бассейнах); могут быть одновозрастны содержащей их толще пород, но чаще перемещены из-за выдавливания вод при уплотнения пород. Конденсационные образуются в результате конденсации парообразной воды на частицах породы или стенках полостей. Эндогенные воды поступают из недр планеты; их образование связано с конденсацией водяных флюидов, отделяющихся от магмы или в ходе метаморфических трансформаций (метаморфогенная вода). В составе магматогенных вод выделяются ювенильные воды (от лат. juvenilis – юный), поступающие из первичных мантийных магм, не смешанных с коровым веществом. Ювенильные воды противопоставляются вадозным, образующимся и залегающим в земной коре (высвобождение связанной воды происходит и в земной коре, такие воды называют возрожденными). Залегание подземных вод. С точки зрения способности пропускать, аккумулировать и отдавать свободную подземную воду горные породы подразделяются на водоносные и водоупорные. Во115 2. Экзогенные геологические процессы доносными являются породы, пустоты в которых заполнены водой, которую можно извлечь; образуют водоносные пласты, залегающие на водоупрах или между водоупорными слоями. Водоупорные породы весьма слабо пропускают (фильтруют) или совсем не способны пропускать и отдавать воду в природных условиях. Водопроницаемость определяется пористостью (отношением объёма всех пор к объёму породы) и трещиноватостью пород, размером пор или трещин, их связью между собой. Наибольшая водопроницаемость присуща рыхлым крупнообломочным и сильно трещиноватым породам; при этом она в определяющей мере зависит не от количества полостей, а от их размера, формы и связи между собой. По мере уменьшения размера частиц, уплотнения и цементации породы, уменьшения степени её трещиноватости водопроницаемость снижается. Практически не пропускают воду нетрещиноватые массивные породы и глины. Глины, несмотря на обычно высокую пористость (до 60 % общего объёма породы) и отсутствие цемента, водонепроницаемы, поскольку вода прочно удерживается в тончайших порах между частицами силами поверхностного натяжения. Относительно выдержанную по площади и в разрезе насыщенную свободной гравитационной водой одно- или разновозрастную толщу горных пород, представляющую собой в гидродинамическом отношении единое целое, называют водоносным горизонтом. Основными элементами водоносного горизонта являются область питания, область распространения (напора) и область разгрузки, которые представляют собой части геологических структур; их особенности определяют гидродинамику (скорость, направление движения, напор и т. д.) водоносного горизонта. Разгрузка происходит на поверхность Земли или воды переливаются в другой водоносный горизонт (скрытая разгрузка). На участках, сложенных массивными породами, где воды связаны с неравномерно распределёнными трещинами или карстовыми полостями, и в зонах тектонических разломов не всегда образуются выдержанные водоносные горизонты, в таком случае целесообразно выделять водоносные зоны. В гидрогеологическом разрезе верхней части земной коры (рис. 2.5.2) в общем виде выделяются зона аэрации, зона насыще116 2.5. Геологическая деятельность подземных вод ния (полного насыщения), зона подземных вод в надкритическом состоянии; следует отметить также контролируемую климатическими факторами криолитозону. Рис. 2.5.2. Принципиальный гидрогеологический разрез земной коры: 1 – осадочные породы земной коры; 2 – гранитный и базальтовый слой земной коры; 3 – верхняя мантия; 4 – зоны глубоких тектонических разломов; 5 – зона аэрации (вне масштаба); 6 – криолитозона (геокриолитозона); 7 – зона полного насыщения; 8 – зона подземных вод в надкритическом состоянии; 9 – нижняя граница зоны аэрации; 10 – подошва осадочных пород; 11 – нижняя граница зоны полного насыщения; 12 – граница Мохоровичича; 13 – направления движения «местных» потоков подземных вод; 14 – региональных потоков; 15 – глубинных субвертикальных потоков; 16 – возможное поступление ювенильных растворов; 17 – инфильтрационное питание; 18 – испарение грунтовых вод; 19 – захоронение морской воды с осадками и отжатие поровых вод Зона аэрации представляет собой верхнюю, не полностью насыщенную водой часть разреза горных пород суши, мощность которой изменяется от первых сантиметров или метров на равнинных пониженных участках до 200–250 м и более на интенсивно расчлененных междуречных пространствах горных районов. Поры 117 2. Экзогенные геологические процессы пород здесь обычно заполнены воздухом и парами воды, а также физически связанной и капиллярной водой. Периодически в период таяния снега или во время выпадения интенсивных дождей, а также за счет техногенного поступления (например, утечки из водонесущих коммуникаций) в породах зоны аэрации над прослоями или линзами водоупоров образуется гравитационная вода – верховодка (мощность таких временных скоплений обычно не превышает 1 м). В целом для верховодок характерны: временный, чаще сезонный характер; небольшая площадь распространения, определяемая размерами водонепроницаемых линз; малая мощность; безнапорность; изменчивость по химическому составу; легкая загрязняемость другими водами (почвенными, промышленными и пр.); непригодность для постоянного водоснабжения; своеобразие динамики – может участвовать в питании грунтовых вод или может быть полностью израсходована на испарение. В строении зоны аэрации выделяются три поздоны. Верхняя, подзона переменного увлажнения, характеризуется периодическим поступлением либо нисходящих вод (во время осадков, полива и пр.), либо восходящих (при испарении просочившейся влаги). Здесь располагаются почвенные воды; присутствующие в их составе гравитационные и капиллярные воды обладают небольшими скоростями движения (0,5–3,0 м/сут, а в болотных и торфянистых почвах имеют застойный режим), характеризуются своеобразным химическим составом (в частности высоким содержанием кислот органического происхождения) и колебаниями физических и химических параметров. Ниже зоны почвенных вод располагается толща практически сухих пород, содержащих в небольших количествах плёночную воду, через которую осуществляется транзит. В нижней части располагается зона капиллярного поднятия, где поры и каналы капиллярной размерности заполнены находящимися в подвешенном состоянии водами, поступающими из нижележащего постоянного водоносного горизонта грунтовых вод. Высота капиллярного поднятия воды в основном зависит от гранулометрического состава пород: в песках она изменяется от 2,0 см до 120 см (в зависимости от гранулометрического состава), в супеси составляет 120–350 см, в суглинках – 350–650 см, в песчанистых глинах – до 650–1200 см. 118 2.5. Геологическая деятельность подземных вод Зона полного насыщения охватывает верхнюю часть разреза земной коры от уровня первого водоносного горизонта до глубин, на которых температура и давление водных растворов достигают критических значений (374–450°С). Граница между зоной аэрации и зоной насыщения определяется положением местного базиса эрозии и климатическими условиями (в зоне тундры эта граница почти совпадает с поверхностью Земли, тогда как в зоне степей ее глубина достигает уже несколько десятков метров, а в зоне пустынь – иногда несколько сот метров). Нижняя граница зоны полного насыщения зависит от геологических условий: в областях современного вулканизма она прослеживается на глубине около 8–10 км, а в стабильных структурах достигает 30–35 км и более. В пределах зоны полного насыщения полости полностью заполнены свободной и физически связанной водой, за исключением участков (слоев, зон), свободное пространство которых заполнено газом, жидкими углеводородами или пароводяной смесью. Рис. 2.5.3. Гидрогеологический разрез горизонта грунтовых вод (по Гавич, 1981): 1 – водоносные породы; 2 – водоупорное ложе; 3 – слабопроницаемые породы; 4 – зеркало грунтовых вод; 5 – положение грунтовых вод с местным напором; 6 – зона капиллярной каймы; 7 – водораздел подземных вод; 8 – эпюра распределения гидростатического давления в водоносном горизонте и зоне капиллярной каймы; 9 – направление движения потока подземных вод Первый от поверхности Земли постоянно существующий в пределах рассматриваемой территории водоносный горизонт на119 2. Экзогенные геологические процессы зывается горизонтом грунтовых вод. Эти воды имеют свободную поверхность и залегают на первом от поверхности выдержанном водоупоре. Свободная поверхность грунтовых вод называется зеркалом (уровнем); водоупор, на котором лежит водоносный слой, – ложем. Зеркало грунтовых вод в несколько сглаженном виде повторяет рельеф земной поверхности, наиболее высокие его отметки указывают на подземные водоразделы. Грунтовые воды в силу наличия свободной поверхности (давление на которой равно атмосферному или меньше его, если есть зона капиллярного поднятия), безнапорные. Но в случаях, когда в кровле грунтовых вод залегают относительно слабопроницаемые породы, подошва которых располагается ниже зеркала грунтовых вод, создается зона местного напора (что часто встречается в средних частях пролювиальных конусов выноса в предгорных районах). Режим грунтовых вод формируется в основном под влиянием метеорологических, гидрологических и геологических факторов. Метеорологические факторы (осадки, испарение, температура воздуха, атмосферное давление) – основные в формировании режима грунтовых вод. Они вызывают сезонные и годовые (многолетние) колебания уровня, а также изменения химизма, температуры и расхода грунтовых вод. Наиболее высокое положение в годовом цикле приходится на периоды весеннего снеготаяния и осенних дождей Разность между наивысшим и наинизшим уровнем подземных вод называют максимальной амплитудой колебания уровня. Обычно она не превышают 2,5–3,0 м, а максимальные значения составляют 10–15 м (в долинах горных рек, сложенных галечниками и закарстованными известняками). Подземные воды в речной долине имеют тесную гидравлическую связь с речными водами и поэтому отражают колебания уровня реки (с некоторым отставанием). Гидрологический режим рек влияет на положение уровней подземных вод и их химизм в полосе шириной от 0,2–0,5 км в песчано-глинистых отложениях до 2–6 км в хорошо проницаемых породах. В районах морских побережий уровень грунтовых вод изменяется под действием приливов и отливов или ветрового нагона вод. Среди геологических факторов выделяют медленно действующие (тектонические движения) и эпизодические (землетрясения, 120 2.5. Геологическая деятельность подземных вод вулканизм, оползни, грязевые вулканы), способные существенно изменить уровень вод за короткое время. Грунтовые воды наиболее доступны для практического использования, но в то же время и наиболее подвержены загрязнению промышленными, болотными и другими водами. Водоносные горизонты, залегающие ниже горизонта грунтовых вод, разделяются пластами водоупорных пород и называются межпластовыми. В отличие от грунтового водоносного горизонта, верхней границей которого является свободная поверхность подземных вод, межпластовые горизонты всегда имеют относительно слабопроницаемую (водоупорную) кровлю и подошву. Межпластовые воды могут быть безнапорные и напорные (артезианские). Безнапорные воды встречаются сравнительно редко и связаны с горизонтально залегающими водоносными слоями, заполненными водой полностью или частично. Как правило, такие воды расположены в верхней части геологического разреза выше базиса эрозии. Напорные воды приурочены к выдержанным по площади водопроницаемым породам, залегающим между водоупорными пластами, их избыточный напор создается гидростатическим давлением (весом воды), геостатической нагрузкой (весом вышележащий пород) и, в меньшей мере, тектоническими напряжениями, изменением пористости пород с глубиной и др. причинами. При вскрытии артезианского водоносного горизонта буровой скважиной или колодцем вода под действием избыточного (пластового) давления поднимается выше кровли водоносного горизонта, определяя положение пьезометрической поверхности (т. е. поверхности, до которой поднимаются уровни напорных вод). На участках, где отметки пьезометрического уровня располагаются выше отметок поверхности Земли, при вскрытии скважинами напорные воды самоизливаются. Расстояние от кровли водоносного горизонта до установившегося уровня воды называется напором над кровлей водоносного горизонта; линия, соединяющая (на разрезе) точки установившегося уровня напорных межпластовых вод – пьезометрической кривой (рис. 2.5.4). Область питания межпластовых вод, как правило, не совпадает с площадью их распространения. Напор возникает при инфильтрации вод, направление которой контролируется геологической структурой (в области напора от121 2. Экзогенные геологические процессы мечаются максимальные пьезометрические уровни). Область разгрузки приурочена к минимальным отметкам пьезометрического уровня и наинизшим гипсометрическим отметкам выхода пласта на поверхность или под хорошо проницаемые породы. Рис. 2.5.4. Строение артезианского бассейна: 1 – водоупорные породы; 2 – водоносные породы; 3 – зеркало грунтовых вод; 4 – пьезометрическая линия; 5 – источник В артезианских бассейнах всех типов и размеров прослеживаются гидродинамическая, гидрохимическая, газовая и температурная зональности. Гидродинамическая зональность состоит в последовательной смене по вертикали трех зон с различной скоростью движения подземных вод: верхней – зоны свободного (интенсивного) водообмена, средней – зоны затрудненного водообмена и нижней – зоны весьма затрудненного водообмена. Гидрохимическая зональность проявляется поясами (одно-, двух- и трехзональными). В центральной части бассейна с трехзональным поясом выделяются: 1) верхняя зона пресных вод, 2) средняя – соленых вод и 3) нижняя – рассолов. На глубине 7–10 км при достижении температур порядка 180–200 °С происходит выделение возрождённых вод, что может несколько снижать солёность и изменять состав вод. При использовании артезианских вод для водоснабжения наиболее перс122 2.5. Геологическая деятельность подземных вод пективным считается самый верхний напорный горизонт и краевая зона пресных вод. Газовая зональность выражается в смене сверху вниз газов воздушного происхождения (азот, кислород и др.) газами глубинного происхождения (метан, сероводород, водород и др.); гидротермическая – в смене вниз зоны холодных или переохлаждённых вод на зону термальных вод, а затем зону перегретых вод. В артезианских бассейнах преобладают пластовые воды (порово-пластовые, трещинно-пластовые, карстово-пластовые), связанные со слабодеформированными слоями. Геологические структуры с преобладанием трещинных (или карстово-трещинных) вод зоны выветривания называют массивами. Бассейны подземных вод не являются закрытыми системами, воды поступают из одного бассейна в другой, просачиваются по трещинам в породы кириллического фундамента, где активно фильтруются по зонам тектонических разломов. Зона подземных вод в надкритическом состоянии располагается ниже зоны насыщения и охватывает нижнюю часть разреза земной коры до границы с верхней мантией. Водой в надкритическом состоянии называются подземные воды с температурой и давлением выше критических (Т > 374–450°С, Р > 2,2∙104 – 3,5∙104 кПа), по сути, это – газово-жидкая среда (флюид), в которой присутствуют ионы водорода (Н+) и гидроксила (ОН-). При снижении температуры и давления флюид распадается на «нормальную» жидкость и газ (пароводяную смесь), что сопровождается увеличением объема в 1,5−2,0 раза (приводя к интенсивному образованию трещин в горных породах) и отложению растворенных минеральных веществ (заполняющих эти трещины, что приводит к образованию гидротермальных жил). Основные физические свойства и химический состав подземных вод. К основным физическим свойствам воды относят цвет, запах, вкус, прозрачность, температуру, плотность, вязкость, электропроводность и радиоактивность. Одной из наиболее информативных из названных характеристик служит температура воды, поскольку она косвенно указывает на происхождение и условия циркуляции и, кроме того, с изменением температуры воды меняется её растворяющая способность. Грунтовые и неглубоко залегающие межпластовые воды испы123 2. Экзогенные геологические процессы тывают сезонные колебания температуры. Воды, залегающие на уровне пояса постоянных температур, сохраняют неизменную температуру в течение всего года, равную среднегодовой температуре местности. Там, где средние годовые температуры отрицательные, вода в поясе постоянных температур круглый год находится в виде льда и образуется многолетняя мерзлота («вечная мерзлота»). Воды, циркулирующие ниже пояса постоянной температуры, нагреты за счёт эндогенного тепла, их температура определяется величиной геотермического градиента и достигает максимальных значений в областях современного вулканизма (в зонах срединноокеанических хребтов температура источников достигает ~350 °С). Существует множества классификаций подземных вод по температуре (О. А. Алекин, Б. Ф. Маврицкий, Ф. А. Макаренко, А. М. Овчинников, Н. И. Толстихин и др.). В общем виде подземные воды можно подразделить на: холодные 0–20 °С, теплые 20–37 °С (для минеральных вод – от 35 °С), горячие 37–50 °С и очень горячие – более 50 °С. В таблице 2.5.1 приведена одна из классификаций. Таблица 2.5.1 Классификация подземных вод по температуре1 Балл 1 Температурные типы воды Переохлаждённые 2 Степень нагретости Шкала температур, °С Исключительно холодные Ниже 0 Весьма холодные 0–4 Умеренно холодные 4–20 Тёплые 20–37 Горячие 37–50 Холодные 3 4 Термальные 5 Физические и биохимические критерии температурных границ Переход воды из жидкого состояния в твёрдое При температуре 4 °С вода обладает наибольшей плотностью Единица вязкости (сантипауз) определена при температуре 20 °С Границей между теплыми и горячими водами принята температура человеческого тела (37 °С) Оптимальная температура для роста бактерий 1 Максимов В. М. и др. Справочное руководство гидрогеолога. Изд. 3-е, перераб. и доп. Т. 1 / под. ред. В. М. Максимова. Л.: Недра, 1979. 124 2.5. Геологическая деятельность подземных вод Окончание табл. 2.5.1 Балл Температурные типы воды Степень нагретости Шкала температур, °С 6 Весьма горячие 50–100 7 Умеренно перегретые 100–200 Весьма перегретые 200–375 Исключительно перегретые Выше 375 Перегретые 8 9 Флюидные Физические и биохимические критерии температурных границ При температуре 100 °С вода переходит в пар Яркое проявление термометаморфизма (гидролиз карбонатов с выделением СО2, генерация абиогенного H2S и др.) Процессы углефикации органического вещества и углеводородов Существование ассоциаций, характерных для газа и жидкостей В плане химического состава подземные воды представляют собой сложные природные растворы, в состав которых входят минеральные, органические, газовые компоненты, а также микроорганизмы (живое вещество). Среди минеральных компонентов различают макро-, микро- и ультрамикрокомпоненты, находящиеся в воде в виде свободных ионов, недиссоциированных молекул, комплексных соединений. К числу макрокомпонентов, определяющих химический тип воды, относят: анионы Cl-, SO42-, НСО3- и катионы Na+, K+, Mg2+, Ca2+. Обычно в водах преобладают шесть ионов (исключая K+). Микрокомпоненты (Fe, Al, Br, I, B, Li, Rb, Ba, As, Mo, Cu, Co, Ni и др.) содержатся в незначительных концентрациях (часто <10–2 мг/л) и характеризуют специфический состав вод. К ультрамикрокомпонентам относят содержащиеся в водах в очень малых количествах (<10–5 мг/л) вещества. Из радиоактивных элементов нужно отметить U, Th, Ra, Rn. Разнообразны и органические соединения – азотсодержащие вещества, аминокислоты, гумус, белки, углеводы и др. В газовом составе подземных вод выделяют растворенные газы атмосферного, биохимического, химического (возникающие при химических реакциях между водой и горными породами) и радиоактивного происхождения – азот, кислород, углекислота, гелий, аргон, водород, сероводород, радон, метан и др. 125 2. Экзогенные геологические процессы Основные показатели химических свойств воды: минерализация воды, водородный показатель (рН), окислительно-восстановительный потенциал (Eh), жесткость. Сумма растворенных в воде веществ, исключая газы, определяет её минерализацию (выражаемую в г/дм3 или г/л, мг/л). Существует ряд классификаций подземных вод по величине минерализации (один из вариантов приведен в таблице 2.5.2). Для общей классификации удобна градация с выделением следующих четырёх групп: пресные – воды с минерализацией до 1 г/л (примерно на этом уровне человеком ощущается на горько-соленый вкус), солоноватые – от 1 до 25 г/л (при минерализации 24,695 г/л температуры замерзания и максимальной плотности воды равны между собой), солёные – от 25 до 50 г/л (в морях не наблюдается минерализации свыше 50 г/кг, превышающие это значение величины характерны только для соляных озер и сильно минерализованных подземных вод), рассолы – более 50 г/л. В зависимости от количественных значений минерализации внутри основных групп вод выделяют подгруппы (см. табл. 2.5.2). Таблица 2.5.2 Классификация минеральных вод по минерализации (согласно ОСТ 41-05-263-86 «Воды подземные. Классификация по химическому составу и температуре») Минерализация, г/дм3 До 0,5 включ. Св.0,5 до 1,0 включ. Св.1,0 до 1,5 включ. Св.1,5 до 3,0 включ. Св.3,0 до 5,0 включ. Св.5,0 до 10,0 включ. Св.10,0 до 25,0 включ. Св.25,0 до 35,0 включ. Св.35,0 до 50,0 включ. Св.50,0 до 150,0 включ. Св.150,0 до 350,0 включ. Св.350,0 126 Подгруппа вод Весьма пресные Пресные Весьма слабосолоноватые Слабосолоноватые Умеренносолоноватые Солоноватые Сильносолоноватые Слабосоленые Сильносоленые Рассолы слабые Рассолы крепкие Рассолы весьма крепкие (рапа) Группа вод Пресные Солоноватые Соленые Рассолы 2.5. Геологическая деятельность подземных вод Для питьевых целей используются воды с сухим остатком до 1 г/дм3. Сухой остаток – это масса нелетучих (при 110 или 180 °С) минеральных и органических соединений, отнесенная к единице объема или (для рассолов) массы воды. Величина сухого остатка может быть не равна величине минерализации за счет потерь при прокаливании летучих компонентов, образующихся при разложении НСО-3 и органических соединений. Первый в мире норматив сухого остатка в воде был принят Брюссельской комиссией в 1853 г. Установили его (500 мг/л) на основании среднего значения сухого остатка в воде водоемов Саксон-Веймарского герцогства, которая считалась доброкачественной. В настоящее время оптимальной считают минерализацию воды на уровне 300–500 мг/л; вода с сухим остатком 100–300 мг/л считается удовлетворительной, 500– 1000 мг/л – повышенной, но допустимой минерализации. Помимо общего содержания веществ практически важное и информативное значение имеет их соотношение. В основу большинства классификаций по этому критерию положено соотношение макрокомпонентов воды (рис. 2.5.5). Наиболее наглядно химический состав воды выражается в виде формулы солевого состава (формулы Курлова), имеющей вид: Газы, M HCO3 SO4 Cl pH , Eh, O , T 0C , S p Ca Mg Na Например, состав вод известного пятигорского типа (Северный Кавказ) описывается формулой (с сокращениями): [СО4 0,7 1,2 г/дм 3 ] M3 7 Cl40 60 HCO3 35 40 SO4 10 25 (Si, H 2 , S , Rn ) Na60(до 90)Ca 35 40 (до 5 – 10) Отложения, связанные с подземными водами. Фильтрующиеся подземные воды приводят к изменению пород водоносных слоев и зоны капиллярных вод, взаимодействуя с ними и отлагая переносимые вещества. 127 2. Экзогенные геологические процессы Рис. 2.5.5. Схема классификации химического состава подземных (по О. А. Алёкину)1: I тип – НСО3¯ > (Ca2+ + Mg2+), воды слабо минерализованы; II тип НСО3¯ < < (Ca2+ + Mg2+) < (НСО3¯ + SО42-), воды малой и средней минерализации, высокой жесткости; III тип (НСО3¯ + SО42-)< (Ca2+ + Mg2+), воды сильно минерализованные, смешанные; IV тип (НСО3¯ = 0), воды этого типа кислые и имеются только в сульфатном и хлоридном классах. Содержание анионов и катонов выражено в мг-экв/л Палеоводоносные горизонты после отмирания представляют собой относительно маломощные пласты (метры – первые десятки метров), несущие отчётливые следы интенсивных преобразований под действием подземных вод. Наиболее характерны проявления палеоводоносных горизонтов в виде ожелезнёных, омарганцованных, окремнённых, сульфатных пород, осветлённых полос в красноцветных толщах, реже обогащённых баритом или целестином горизонтов, расположенных среди водоупорных толщ иного состава. Специфичные образования, свойственные палеоводоносным горизонтам – это кольматолиты (франц. colmatage, от итал. colmata – наполнение, насыпь), образующиеся путём вмывания глинистых и коллоидных частиц в водопроницаемые породы (обычно кольматации подвергаются пески) (рис. 2.5.6). Маломощные отложения 1 128 Максимов В. М. и др. Справочное руководство гидрогеолога. 2.5. Геологическая деятельность подземных вод Рис. 2.5.6. Отложения, связанные с подземными водами: А – кольматолиты – пески в известняковом водоносном горизонте (Приазовье), Б – травертины (минеральные источники Памуккале, Турция) образуются и у выходов подземных вод на поверхность (например, травертины, образующиеся при осаждении карбоната кальция из вод углекислых источников). Боковая фильтрация и подъем капиллярных вод, связанных с водоносными горизонтами могут приводить к заполнению порового пространства и метасоматическому замещению терригенных и глинистых частиц субстрата содержащимися в водах компонентами, т. е. к формированию иллювия (более подробно рассмотренного выше в главе 2.1). Особую группу составляют экзогидротермальные образования (экзогидротермалиты), сформированные в процессе переработки осадочных образований и пород вулканической постройки горячими водами. При таких процессах образуются глинистые минералы группы монтмориллонита и каолинита в ассоциации с карбонатами, силикатами, минералами кремнезема, алунитом. Выносимые водами микроэлементы (бор, йод, мышьяк, литий, и др.) могут накапливаться в промышленных концентрациях, образуя месторождения. Собственно, и поземные воды как таковые являются полезным ископаемым. Участки водоносных горизонтов или комплексов, в пределах которых имеются условия для отбора подземных вод, отвечающих установленным кондициям, в количестве, достаточном для экономически целесообразного их ис129 2. Экзогенные геологические процессы пользования, называются месторождениями подземных вод. По характеру использования подземные воды подразделяются на хозяйственно-питьевые, технические, промышленные (служащие источником полезных веществ – I, Br, Li, Ra и др.), минеральные воды и термальные воды. Особую группу составляют минеральные воды – эти воды обладают повышенным содержанием биологически активных минеральных (реже органических) компонентов или специфическими свойствами (температура, радиоактивность и др.), благодаря которым оказывают на организм человека лечебное действие. Подземные льды. Подземные льды выступают как важный геологический фактор, в силу чего выделяется так называемая криолитозна (или зона многолетнемёрзлых пород) – верхний слой земной коры, характеризующийся отрицательной температурой почв и горных пород, а также присутствием или возможностью существования подземных льдов. Здесь активно происходят процессы криогенного выветривания многократно оттаивающих и замерзающих пород, образуется своеобразный криогенный рельеф. В зависимости от характера фазовых переходов вода – лёд формируются три типа криогенного рельефа. Криоагградационный рельеф образуется при переходе воды в лёд и характеризуется формированием пучинного рельефа (бугры пучения замерзающего льда и болотистые участки) и трещинно-полигонального рельефа с системами морозобойных трещин и связанных с ними жильных льдов. Кридеградационный рельеф создается талыми водами; для него типичны термоэрозионные процессы (с образованием деллей, оврагов и прочих эрозионных форм), развитие склоновых процессов. Смешанный тип формируется при периодической смене оттаивания и замерзания. Для него типично развитие криоструктурного рельефа, возникающего при сочетании морозного выветривания и солифлюкции, а также десерпции (курумный рельеф каменных потоков). К этому типу рельефа относится и нивальный рельеф, образующийся под снежниками за счет криогенного выветривания и выноса его продуктов склоновым процессами; характерные для него формы – нишы, кары, цирки, тумпы, нагорные террасы (рис. 2.5.7). 130 2.5. Геологическая деятельность подземных вод Рис. 2.5.7. Схема образования и строения нагорных террас (по С. Г. Бочу и И. И. Краснову1): 1 – морозное выветривание (размер стрелки указывает на различную интенсивность процесса); 2 – солифлюкционный перенос рыхлых продуктов выветривания; 3 – направление отступания уступов нагорных террас; 4 – последовательные стадии отступания нагорных террасы; 5 – последовательные стадии снижения площадки нагорной террасы под воздействием солифлюкционного сноса и морозного выветривания Контрольные вопросы 1. Охарактеризует разные формы нахождения подземных вод. 2. Как подземные воды подразделяются по происхождению? 3. Дайте определение понятиям «водоупорные» и «водоносные» породы. Какие свойства определяют принадлежность горных пород к этим категориям? 4. Как классифицируются подземные гравитационные воды по залеганию? 5. Проведите сравнительную характеристику верховодки и грунтовых вод. 6. Укажите особенности межпластовых вод. 7. Опишите присущую артезианским бассейнам вертикальную зональность. 1 Боч С. Г., Краснов И. И. Процесс гольцового выравнивания и образование нагорных террас // Природа. 1951. № 5. С. 25–35. 131 2. Экзогенные геологические процессы 8. Какие компоненты определяют химический состав подземных вод? 9. Какие факторы определяют минерализацию и солевой состав подземных вод? 10. Опишите схему классификации химического состава подземных (по О. А. Алёкину). 11. Какие параметры приводятся в формуле Курлова? 12. Какие отложения связаны с водоносными горизонтами? 2.6. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ОЗЁР И БОЛОТ 2.6.1. Геологическая деятельность озёр Озёра – природные водоёмы со стоячей или слабопроточной водой, образующиеся в результате затопления понижений суши (котловин) водными массами. Озёра не имеют связи с океаном и, в отличие от рек, обладают замедленным водообменном. Каждое озеро состоит из четырёх взаимосвязанных природных компонентов: котловины, водной массы с растворёнными в ней веществами, населяющих водоём живых организмов, озёрных отложений. Происхождение озёрных котловин. По происхождению озёра разделяются на материковые – возникшие на континентах, и морские – отделившиеся от моря при измерении уровня Мирового океана или вследствие движений земной коры (например, Каспийское и Азовское озёра). С проявлением эндогенной активности связано образование тектонических и вулканических котловин. Котловины тектонического происхождения образуются в результате движения участков земной коры, что занимают обширную площадь, характеризуются большой глубиной и имеют древний возраст. К этой группе относятся, например, Байкал (являющееся самым крупным пресноводным водоёмом и обладающее максимальной среди озёр глубиной –1642 м), Великие Африканские озёра (в том числе Танганьика с глубиной –1470 м), озеро Бива (крупнейшее озеро в Японии, 132 2.6. Геологическая деятельность озёр и болот славящееся добываемым в нём пресноводным жемчугом), приуроченные к изометричным прогибам озера Чад и Эйр. Котловины вулканического происхождения образованы в понижениях вулканического рельефа. Особенностью таких озёр является присутствие эндогенных источников энергии и вещества. Воды озёр в вулканических кратерах имеют частично атмосферное, частично пневматолитовое и гидротермальное происхождение, они насыщены растворенными минеральными веществами и газами, часто нагретые. Ряд озёр располагаются среди застывших лавовых полей: озёрные котловины формируются за счет вытекания жидкой лавы из-под застывающего поверхностного лавового горизонта и проседания его поверхности, другим механизмом является подпруживание рек и ручьев лавой или лахаром при извержении вулканов. К упные котловины образуются при заполнении кальдер, образовавшихся вследствие проседания вулкана в магматическую камеру после извержения (например, оз. Йеллоустон площадью 350 км²). Котловины такого происхождения встречаются в районах современной или древней вулканической деятельности (Камчатка, Закавказье, Исландия, Италия, Япония, Новая Зеландия и др.). Многообразие экзогенных процессов приводит к образованию различных групп озёрных котловин. Большое количество озёрных котловин имеют ледниковое происхождение. Они могут формироваться в теле ледника (налёдные и подлёдные озера), в краевой ледниковой зоне (прогляциальные – имеющие непосредственную связь с ледником, перигляциальные – отделённые от ледника отложениями), в области развития ледникового рельефа (экзарационного и тиллового), при подпруживании ледником речных долин. В горах ледниковые озёрные котловины представлены ледниковоподпрудными (часто перекрытие осуществляется моренными отложениями) и небольшими каровыми; у края ледника располагаются прогляциальные озера). На равнинах котловины ледникового происхождения распространены на территории, подвергавшейся четвертичному оледенению. Среди них можно выделить котловины экзарационного, ледниково-аккумулятивного и морено-запрудного происхождения. Экзарационные котловины связаны с выработанным движущимся льдом отрицательными формами рельефа 133 2. Экзогенные геологические процессы (знаменитым примером служит оз. Лох-Несс в Шотландии, образовавшееся в обработанной ледником долине реки). Тысячи озёр, образовавшихся в котловинах ледникового вспахивания, встречаются на территории Скандинавского полуострова, на севере Канады. Ледниково-аккумулятивные котловины образуются в области развития моренных отложений (тилля), они имеют овальную форму и небольшую глубину (Чудское, Ильмень); в условиях холмисто-западинного и холмисто-увалистого рельефа обладают неправильной формой, островами, сложной береговой линией, расчленённой полуостровами и заливами (Селигер). Моренно-запрудные котловины возникают при запруживании тиллем доледниковых речных долин (например, оз. Сайма в Финляндии). В областях многолетней мерзлоты образуются котловины термокарстового происхождения, обязанные своим происхождением таянию ископаемого льда и мерзлых пород и просадкам грунта. Такое происхождение имеют многие котловины тундровых озерков. Все они имеют небольшую глубину и невелики по площади. Ещё один район развития термокарстовых котловин – область распространения четверичных флювиогляциальных отложений. Здесь при таянии покровных ледников под толщей отложений, вынесенных талыми ледниковыми водами, оказались погребенными огромные глыбы мертвого льда. Многие из них растаяли только спустя сотни лет, и на их месте возникли котловины, заполнившиеся водой. Озерные котловины карстового происхождения образуются в районах, сложенных растворимыми (карстующимися) породами, где атмосферные или подземные воды заполняют впадины карстового рельефа. Примером служит известный по роману Ильфа и Петрова «Провал» в Пятигорске (озеро глубиной 11 м и диаметром 15 м расположено на дне карстовой воронки глубиной 41 м). Котловины суффозионного происхождения образуются при просадке грунтов в связи с выносом подземными водами рыхлых пылеватых частиц. Котловины такого генезиса встречаются в степной и полупустынной зонах Центральной Азии, Казахстана и Западно-Сибирской равнины. Озерные котловины флювиального происхождения связаны с геологической деятельностью рек. Чаще всего это старичные и де134 2.6. Геологическая деятельность озёр и болот льтовые озёра. Иногда образование озёр обусловлено преграждением русла реки аллювиальными наносами другой реки. Например, образование озера Сент-Крой (США) связано с подпруживанием реки Сент-Крой аллювием р. Миссисипи. В связи с динамичностью эрозионных и аккумулятивных флювиальных процессов и небольшими размерами котловин, последние относительно быстро заполняются наносами и зарастают в одних местах и образуются в других. Некоторые озёрные котловины формируются в результате подпруживания рек оползнями, обвалами или селями. Обычно такие озёра существуют недолго – происходит прорыв наносов, образующих плотину. Так, в 1841 р. Инд на территории современного Пакистана была подпружена оползнем, возникшим в результате землетрясения, а через шесть месяцев плотина рухнула, и озеро длиной 64 км и глубиной 300 м было спущено за 24 часа. Озёра данной группы могут оставаться стабильным при условии, что избыток воды отводится через устойчивые к эрозии породы. Например, Сарезское озеро, образовавшееся в 1911 г. в долине р. Мургаб на Восточном Памире, существует до сих пор и имеет глубину 500 м (десятое место по глубине среди озер мира). Процесс подпруживания реки мощным обвалом способствовал и образованию одной из «жемчужин» Кавказа – озера Рица в Абхазии. Гигантский обвал запрудил реку Лашипсе, вследствие чего её воды более чем на 2 км затопили ущелье, а их отметка поднялась на 130 м. Из-под природной каменной плотины выбивается река с уже другим названием – Юпшара. Котловины прибрежно-морского происхождения образуются в результате отделения морских бухт барами от акватории моря в процессе перемещения вдольберегового потока наносов. На начальном этапе котловина заполнена солёными морскими водами, в дальнейшем образовавшееся соленое озеро обычно постепенно опресняется. Небольшие котловины органогенного происхождения возникают на сфагновых болотах тайги, лесотундры и тундры, а также на коралловых островах. В первом случае они обязаны своим происхождением неравномерному нарастанию мхов, во втором – коралловых полипов. 135 2. Экзогенные геологические процессы К картерам импактного происхождения приурочены кратерные озера. Импактные структуры преобразуются экзогенными и тектоническими процессами, в и большинстве своем не выделяются в рельефе, лишь иногда к ним приурочены озера. Примером служит озеро Маникуаган в Квебеке, образованное в крупном кратере триасового возраста. Выразительная форма этого озера, особенно на космических снимках (рис. 2.6.1.1б), за что озер получило неофициальное название «Глаз Квебека». Рис. 2.6.1.1. Побережье Мертвого моря (а), оз. Маникуаган в метеоритном кратере (б, космический снимок) Озёра искусственного происхождения связаны с заполнением водой искусственных котловин (карьеров и пр.), либо с подпруживанием речных потоков плотинами. При сооружении плотин образуются различные по размерам водоёмы – от небольших прудов до огромных водохранилищ (расположенные в Африке водохранилища Виктория на реке Виктория-Нил, Вольта на р. Вольта и Кариба на р. Замбези; в России самым крупным по объему является Братское водохранилище на реке Ангаре). Нужно заметить, что плотины создаются не только человеком. Плотины, построенные бобрами, могут достигать длины более 500 м, но существуют они лишь непродолжительное время. Озёра в масштабах геологического времени существуют относительно недолго. Исключение составляют лишь некоторые озёра с 136 2.6. Геологическая деятельность озёр и болот котловинами тектонического происхождения, приуроченные к активным зонам земной коры, и крупные морские озёра. Со временем котловины заполняются осадками или заболачиваются. По характеру стока озёра подразделяются на проточные (с поверхностным или подземным стоком), с периодическим стоком, бессточные, временные (формирующиеся в аридных областях после сильных дождей). По минерализации: на пресные (менее 1 мг/л), соленые (1–35 мг/л), соляные (более 35 мг/л). Источниками солей выступают впадающие в озеро постоянные и временные водотоки, подземные воды и атмосферные осадки. В условиях сильного испарения бессточные озера превращаются в соляные (с минерализаций более 35 г/л), их воды превращаются в рапу – насыщенный соляной раствор. Минерализация рассолов в таких озёрах может достигать 400–460 г/л (в озерах Данакильской соляной долины в Эфиопии). Рис. 2.6.1.2. Модель формирования водного и солевого баланса Мертвого моря (по Г. А. Беленицкой)1: 1 – соленосные отложения субстрата; 2 – рассолы Мертвого моря; 3 – напорный уровень глубинных рассолов; 4 – ориентировочная глубина интенсивного влияния вод поверхностного стока; 5 – зона смешения вод поверхностного и глубинного стока (верхний слой стратифицированных рассолов); 6–9 – главные участники водного и солевого питания Мертвого моря (длина стрелок и цифра в числителе ( %) отражают относительную роль каждого участника в водном питании, ширина стрелок и цифра в знаменателе – их роль в солевом питании: 6 – воды поверхностного (речного) стока, 7 – рассолы выщелачивания солей, 8 – глубинные напорные рассолы, 9 – атмосферные осадки и аэрозольный солевой занос; 10 – тектонические нарушения 1 Беленицкая Г. А. Мертвое море – очаг рассольно-соляной разгрузки недр (геология, происхождение, мифы). СПб.: Филолог. фак-т СПбГУ. 2013. 137 2. Экзогенные геологические процессы Факторами формирования высокоминерализованных озёр выступают либо поступление подземных рассолов или рассольно-соляных масс (инъекционно-осадочная модель), либо интенсивное испарение морских вод (эвапортировая модель). Первый случай определяет, в частности, состав рапы Мертвого моря (с минерализаций до 330–336 г/л в глубоких слоях), возникшего в тектонической депрессии над мощными залежами солей, и озера Баскунчак в Прикаспии, образовавшегося среди соляных куполов. Второй – группы Евпаторийской озер в Крыму; минерализация рапы Сакского озера в зависимости от гидрологического режима и климатических факторов варьирует в диапазоне ~150–270 г/л. Геологическая деятельность озёр складывается из сортировки и переноса поступающего обломочного и растворенного материала, его отложения его на дне озёрной котловины, а также разрушения берегов в ходе абразии. Озёрные отложения представлены обломочными и глинистыми, органогенными или хемогенными осадками. В пресных озерах накапливаются механические осадки, поступающие главным образом с впадающими в водоём водотоками и представленные алевро-глинистым материалом, обычно с горизонтальной слоистостью. В пресноводных озерах гумидных зон встречаются железисто-марганцевые конкреции, образующиеся в результате осаждения принесенных реками и грунтовыми водами коллоидных и растворенных железистых соединений Наряду с ними, типичны богатые органическими веществами илы и диатомиты. Органоминеральные илы озёрных водоёмов называют сапропели (от гр. sapros – гнилой и pelos – ил, грязь, т. е. "гнилостный ил"). Эти осадки состоят из глинисто-обломочного материала, продуктов разложения водных растений и животных (часто с присутствием принесённых с суши остатков наземных растений), водных оксидов железа, кальция, марганца, магния. В богатых питательными веществами и планктоном озёрах, на дне которых происходит обильное накопление биогенных отложений и возникает дефицит кислорода, образуется гиттия (от швед. gyttja – иловая грязь) – озёрно-болотный (или лагунный) ил, состоящий на 20–50 % из ор138 2.6. Геологическая деятельность озёр и болот ганических веществ в виде торфяного сапропелевого геля, остатков планктона и экскрементов. При зарастании озера накапливаются торфяники. В процессах преобразования биогенного материала важнейшее значение имеют обитающие в толще ила анаэробные микроорганизмы. В холодных озёрах накапливаются диатомовые илы, состоящие в значительной степени из опаловых панцирей одноименных водорослей. Важную роль в характере осадконакопления играет происхождение озёрных котловин: для приледниковых озёр характерны ленточные глины, в карстовых озёрах накапливаются карбонаты и иногда нагромождения глыб обвального происхождения. Донные отложения вулканических картерных горячих озер с продолжающейся газогидротермальной деятельностью представлены серой, сульфидами железа, сульфатами (алунит, гипс и др.), вулканическим слабоокатанным и неокатанным материалом. С повышением солёности (в аридных областях, в прибрежноморских или вулканических озёрах) тип осадконакопления сменяется на хемогенный. Вызванное испарением или вымораживанием химическое осаждение приводит к накоплению карбонатов (сода), сульфатов (мирабилит, гипс и др.), хлоридов (поваренная, калийная соли). При насыщении рапы легкорастворимыми солями солёное озеро превращается в самосадочное, в котором происходит сезонное выпадение солей. Особую группу озёрных отложений составляют пелоиды (или лечебные грязи) – природные коллоидальные органо-минеральные образования, оказывающие на организм человека лечебное воздействие благодаря своей пластичности, высокой теплоемкости и медленной теплоотдаче, содержанию биологически активных веществ (солей, газов, витаминов, ферментов, гормонов и других) и живых микроорганизмов. Подразделяются они на торфяные, сапропелевые, сульфидно-иловые, сопочные. Первые две группы относятся к так называемым органическим пелоидам, остальные – к минеральным, характеризующимся бóльшим количеством минеральных солей и сульфидов железа, что придает грязям дополнительный лечебный фактор. 139 2. Экзогенные геологические процессы 2.6.2. Геологическая деятельность болот Болотами называют избыточно увлажненные участки суши со слоем торфа покрытые болотной растительностью. Образуются они путём зарастания озёр и стариц или при заболачивании равнинных территорий в условиях замедленного стока. По характеру водноминерального питания, составу растительного покрова, форме поверхности болота подразделяются на низинные, развивающиеся в понижениях рельефа (в долинах рек, зарастающих озерах), верховые, приуроченные к плоходренируемым плоским водоразделам, и переходные. Торф состоит из остатков отмерших растений, подвергшихся биохимическому разложению в условиях повышенной влажности и затрудненного доступа воздуха, и минеральных веществ. В естественном состоянии торф характеризуется присутствием фрагментов растений и высокой влажностью, составляющей 75–95 %. Различают три разновидности торфяников – низинные, верховые и переходные. Низинные торфяники образуются за счет отмирания болотной растительности, требующей грунтового питания; содержание в них минеральных веществ (зольность) составляет от 5–10 до 10–18 % в зависимости от типа растений-торфообразователей. Под слоем такого торфа могут залегать сапропели. Верховой торф формируется за счет отмирающей растительности, получавшей атмосферное питание (преимущественно сфагновых мхов); он характеризуется малой зольностью (2–4 %) и большой скоростью торфообразования (до 1–3 мм/год). Мощность верховых торфяников достигает 10 м и более; отложение торфа происходит непосредственно на минеральном грунте. Переходный тип торфа, образующийся за счет растений низинных и верховых болот, имеет небольшую мощность и приурочен обычно к окраинам верховых болот. Осадочные толщи, содержащие 50 % и более биогенного растительного материала, относят к торфоносным формациям. В ископаемом состоянии встречаются только торфяники побережий, среди которых выделяются: а) паралические (приморские) и субпаралические (крупных опресненных водоемов, остаточных морей-озер); б) лимнические (прибрежно-озерные и заболоченных озер); в) по140 2.7. Карстовые процессы и явления тамические (речных долин); практическое значение имеют два первых типа. Торфяники служат источником дешевого топлива, удобрением, могут использоваться в грязелечении. Нужно отметить, что они являются удобным объектом для радиоуглеродного датирования, палеоботанических исследований, а также используются в качестве стратиграфических реперов при корреляции разрезов. Последующее преобразование захороненных торфяных залежей приводит к образованию углей, сначала бурых, а затем и каменных. Контрольные вопросы 1. Как образуются озёрные котловины? 2. Какие факторы определяют минерализацию и соляной состав озёрных вод? 3. Какие отложения типичны для озёр? Какие факторы определяют формирование тех или иных отложений? 4. Дайте определение понятию «пелоиды». В каких условиях формируются пелоиды? 5. Каковы условия и механизмы образования болот? 6. Какие отложения типичны для болот? 7. Из чего состоит торф? Чем отличаются разновидности торфяников? 2.7. КАРСТОВЫЕ ПРОЦЕССЫ И ЯВЛЕНИЯ Карстом называется совокупность геологических процессов и явлений, вызванных растворением подземных и (или) поверхностных вод горных пород и проявляющихся в образовании в них пустот. Возникновение и развитие карста обусловлено наличием растворимых горных пород (известняки, доломиты, мел, гипсы, ангидриты, каменная соль и т. п.), их водопроницаемостью (пористостью и трещиноватостью), присутствием движущихся вод и их растворяющей способностью. Существенное влияние оказывают геологическое строение территории, рельеф местности, характер растительности и климат. 141 2. Экзогенные геологические процессы В зависимости от условий залегания – наличия или отсутствия некарстующегося покрова над растворимыми породами – различают следующие разновидности карста: открытый или голый (при отсутствии такого покрова), полуоткрытый (присутствует водопроницаемый покров) и закрытый (присутствует слабопроницаемый покров). По составу карстующихся пород выделяют три типа карста: карбонатный (связанный с относительно труднорастворимыми породами – известняками, доломитами, мелом, мрамором и пр.); сульфатный (среднерастворимые породы – гипс, ангидрит); хлоридный или соляной (легкорастворимые породы – каменная, калийная соли и др.). Наиболее распространён карбонатный карст; на континентах обнажённые и погребённые карстующиеся карбонатные породы занимают до 40 млн км2. Для растворения карбонатов необходимо присутствие в воде углекислого газа, реакция в общем виде может быть описана формулой: СаСО3(твёрд)+Н2О+СО2=Са2++2НСО3-. Активному растворению карбонатов способствует наличие в водах минеральных или органических кислот. Например, за счет окисления содержащегося в карбонатных породах пирита образуется свободная серная кислота, при взаимодействии которой с известняками образуется гипс (CaCO3 + H2SO4 = CaSO4 + H2O+CO2). При растворении известняковых толщ с примесью глинистого материала остаточный глинистый элювий закупоривает поры и трещины, затрудняя этим циркуляцию вод, и развитие карста продолжается на водопроницаемых участках повышенной трещиноватости. Активность развития сульфатного и соляного карста значительно превышает активность карбонатного. Растворение этих пород протекает напрямую, без участия углекислоты и других химических соединений. Но из-за пластичности пород, препятствующей образованию полостей, циркуляция вод и растворение протекает преимущественно на контакте с вмещающими породами. При замедленном водообмене происходит быстрое насыщение воды растворённым веществом и процесс выщелачивания приостанавливается. Интенсивность развития карста в этих породах определяется главным образом длиной путей фильтрации и скоростью движения воды. 142 2.7. Карстовые процессы и явления Обязательным условием проявления и развития карста является наличие движущейся воды. Два принципиально разных источника вод (с присущими им гидродинамическими, химическими и иными различиями) позволяют разделять карстовые явления на экзокарстовые и эндокарстовые. Экзокарст обязан своим развитием проникающим с поверхности вадозным водам, насыщающимся в процессе инфильтрации через почвенный слой свободной углекислотой, органическими кислотами, обменным водородом и другими веществами, увеличивающими их агрессивность. Дополнительный вклад в повышение агрессивности вадозных растворов могут вносить седиментогенные воды, поступающие морские воды (насыщенные NaCl, MgCl2, Na2SO4), содержащие органические кислоты воды болот, продуцирующая многочисленные органические соединения микробиологическая деятельность, выветривающиеся породы и руды, выбросы промышленных предприятий и многие другие факторы. В зависимости от характера питания экзокарст подразделяется на эпикарст и гипокарст (рис. 2.7.1). Рис. 2.7.1 Концептуальное представление водообменных систем эпигенного (А) и гипогенного (Б) карста. Система гипогенного карста показана в варианте артезианского сквозьпластового спелеогенеза в пластовой водонапорной системе1 Эпигенный карст развивается в условиях открытого и полуоткрытого карста в непосредственной связи с поверхностным питанием и связан с безнапорными подземными водами, объём и концентрация стока которых возрастает в соответствии гидравлическим 1 Климчук А. Б. Гипогенный спелеогенез, его гидрогеологическое значение и роль в эволюции карста. Симферополь: ДИАЙПИ. 2013. 143 2. Экзогенные геологические процессы градиентом. В области питания поверхностные воды поглощаются трещинами и отводятся вглубь массива. Вода движется по вертикальным каналам и трещинам (зона вертикальной циркуляции), заполняя их эпизодически. На менее проницаемой породе образуется горизонт карстовых вод (зона горизонтальной циркуляции), разгрузка которых происходит через родники или путём перетока в некарстующиеся отложения. В нижних частях массивов карстовые воды могут приобретать напор и разгружаться по восходящим каналам в зоне сифонной циркуляции. Развитие такого карста сопровождается формированием преимущественно древовидных подземных каналов, создающих относительно небольшую объёмную карстовую пустотность (в среднем 0,4 %). Каналы развиваются не равномерно, а пропорционально объёму поглощаемых с поверхности вод. Коррозионный процесс продолжается до водоупора или уровня подземных вод. Ниже уровня подземных вод, если они достаточно минерализованы и поток их движется медленно, карстообразование не происходит. В этой части массива наблюдается цементация трещин за счет выпадения из водного раствора карбонатов кальцита и других веществ. В связи с этим в карстующемся массиве выделяют зону карстообразования и зону цементации. Гипогенный карст не связан напрямую с поверхностным питанием и развивается ниже базиса эрозии в условиях воздействия подземных вод напорных водоносных горизонтов1. Растворение пород происходит путем одновременного развития большого числа каналов, приводящего к формированию лабиринтовых пещерных полостей (при отсутствии условий, определяющих избирательное направление фильтрации вод); объёмная карстовая пустотность при этом достигает нескольких процентов. В условиях замедленного водообмена положение зон растворения пород может определяться не только напорным градиентом фильтрации вод, но и конвективной 1 Согласно наиболее употребимым определениям, рассматривается как особый вид карста, лежащий ниже базиса эрозии (Гвоздецкий Н. А. Карст. М.: Географгиз, 1954. ). В некоторых работах гипокарст рассматривается как синоним гидротермокарста (Кутырев Э. И., Ляхницкий Ю. С. Роль карста в формировании месторождений свинца, цинка, сурьмы, ртути, флюорита // Литология и полез, ископаемые. 1982. № 2. С. 54–69.). 144 2.7. Карстовые процессы и явления циркуляцией, связанной с плотностными градиентами (определяемыми неравномерностью температуры или концентрации). В эпигенном и в гипогенном карсте воды холодные и имеют экзогенное происхождение, наряду с понятием экзокарст, к ним часто применяется термин холодный карст. Эндокарстовые явления (или гидротермокарст) связаны с напорными горячими восходящими водами, движущимися из глубин к поверхности. Это горячие (до первых сотен °С) напорные растворы, характеризующиеся высокой минерализацией и химической агрессивностью. Воды могут быть как эндогенными, так и нагретыми водами глубокой циркуляции. Нужно отметить, что гидротермокарстовые процессы не тождественны гидротермальным; первым присуще течение напорных вод в карстовых каналах, а не фильтрация гидротерм через породу и метасоматическое рудообразование. Примером проявления гидротермокарста могут служить гейзеры – горячие источники, периодически выбрасывающие воду (с температурой до 80–100°C) и пар. Извержения гейзеров происходят обычно на высоту до 30–60 м с интервалом от 1 мин до нескольких месяцев. Деятельность гейзеров определяется поступлением в приповерхностные водоносные горизонты с холодными инфильтрационными водами (залегающие до глубин 100–150 м) горячих газов и перегретого водяного пара. При этом нижний горизонт холодных вод достигает температуры кипения, и вскипевшая вода выбрасывает находящуюся над ней водную массу. После извержения водоносный горизонт вновь наполняется холодной водой и цикл повторяется. Как и холодный карст, гидротермокарст можно подразделить по положению относительно уровня подземных вод, в данном случае термальных. При субаквальном гидротермокарсте развитие полостей происходит ниже зеркала термальных вод, полости нацело заполнены термальными растворами; при субаэральном – выше, полости развиваются за счет растворяющего воздействия конденсирующихся паров гидротерм. Критериями отнесения к гидротермокарсту могут выступать следующие: 1) морфологические особенности системы карстовых полостей – преобладание вертикальных полостей (в том числе кольматированных, имеющих гидротермальное заполнение) в 145 2. Экзогенные геологические процессы нижней части массива и горизонтальных – в верхней; 2) экранирование горизонтальных полостей водоупорными породами сверху (с образованием Т- и Г-образных полостей); 3) минерализация полостей по всему сечению (а не преимущественно в донной, что типично для экзокарста), присутствие крупных кристаллов, крустификационных текстур; 4) присутствие горячих, сильно минерализованных вод, нефтяных вод; 5) присутствие минеральных ассоциаций, не типичных для окислительных обстановок (преимущественно сульфидных) с кристаллически-зернистыми структурами; развитие гидротермальных рудых ассоциаций (свинцово-цинковых, урановых, баритовых, флюоритовых, целестиновых и др.). Возможно, с гидротермокарстовыми процессами связано формирование своеобразных шаровидных подземных полостей, иногда окруженных радиальной системой трещин – согласно обсуждаемым гипотезам, их образование может объясняться вскипанием горячего флюида при снижении давления, сопровождающимся резким повышением давления газов. Наиболее представительным примером эндокарста служат пещеры Найка в Мексике, вскрытые шахтами рудника компании «Industrias Penoles» (разрабатывающего руды серебра, свинца и цинка) в карбонатной толще горной цепи Сьерра Найка. У пещер (к настоящему времени известны четыре пещеры) отсутствуют естественные выходы на поверхность, они образовались за счет воздействия горячих минерализованных вод. Из этих вод кристаллизовались (при температуре 55–58°С) гигантские гипсовые кристаллы: длина наиболее крупного из 160 обнаруженных кристаллов 11,4 м, объём 5,0 м3, масса более 12 т. Все карстовые массивы с течением времени изменяются. Важным фактором в этом выступает характер тектонических движений. При поднятии территории базис карста постепенно смещается вглубь массива; с каждым этапом поднятия связана своя серия полостей, горизонтальная составляющая которых трассирует соответствующий базис карста; при погружении – горизонтальная составляющая каждой более молодой серии располагается выше по отношению к более древней (рис. 2.7.2). В целом, в депрессиях и впадинах при опускании закарстованных территорий и погребении осадками отмечается ослабление карстовых процессов. 146 2.7. Карстовые процессы и явления Рис. 2.7.2. Структурно-динамическая классификация карстовых систем: 1–3 – генерации карстовых систем: 1 – ранняя, 2 – средняя, 3 – поздняя; 4 – карстующиеся породы; 5 – положение местного базиса эрозии для соответствующих генераций карстовых систем; 6, 7 – положение карстового массива относительно восходящих (6) и нисходящих (7) тектонических движениях1 Карстовые формы подразделяются на поверхностные и подземные (таблица 2.7.1). В их образовании участвуют как собственно карстовые, так и суффозионные процессы. Таблица 2.7.1 Основные карстовые формы2 Класс (по месту проявления) Поверхностные Процессы, определяющие развитие карстовых форм В растворимых породах Растворение метеорными водаКарры субаэральные ми и эрозия на крутых склонах Растворение при участии морКарры и каверны рифов ских вод Растворение и выветривание с Ниши участием подмыва Карстовые формы 1 Кутырев Э. И., Михайлов Б. М., Ляхницкий Ю. С. Карстовые месторождения. Л.: Недра, 1989. 2 Соколов Д. С. Основные условия развития карста. М.: Геогеолтехиздат, 1962. 147 2. Экзогенные геологические процессы Окончание табл. 2.7.1 Класс (по месту проявления) Подземные Поверхностные Подземные Карстовые формы Процессы, определяющие развитие карстовых форм Воронки: Растворение выщелачивания Растворение и обрушение провальные Долины: Растворение и эрозия слепые Эрозия и растворение полуслепые Эрозия, растворение, обрушеКотловины и поля ние Колодцы, шахты и проРастворение, обрушение, эрозия пасти Закарстованные трещины Растворение Пещеры, каналы и проРастворение в сочетании с подчие полости земной эрозией и обрушением Каверны и вторичная поРастворение ристость В нерастворимых породах (в ходе суффозии) Карстово-суффозионные Суффозия с выносом материаворонки, карстово-эрозила в подземные карстовые поонные овраги лости Эрозия с выносом ее продукКарстово-эрозионные тов в подземные карстовые пополя лости Карстово-суффозионные Суффозия с выносом материпровальные шахты и воала в подземные карстовые ронки, карстово-суффозиполя, обрушения онные каналы и полости К поверхностным карстовых формам относятся карры, желоба и рвы, воронки, блюдца и западины, котловины, полья, останцы, навесы, ниши и др. Микроформами карстового рельефа, образующимися в ходе корродирующего воздействия поверхностных вод (дождевых, талых, почвенных и др.), являются карры – рытвины и борозды глубиной до первых метров, развивающиеся на обнаженной или частично задернованной поверхности. Борозды и разделяющие их гребни либо протягиваются почти параллельно друг другу, совпадая с направлением уклона рельефа или падения слоёв горных пород, либо располагаются хаотично, ветвятся и сливаются друг с 148 2.7. Карстовые процессы и явления другом. Более крупными формами являются карстовые желоба и рвы, представленные линейно вытянутыми понижениями с крутыми бортами и выположенными днищами, покрытыми обвально-осыпными отложениями. Наиболее распространённые карстовые формы – воронки – замкнутые впадины размером от 1–2 м до 50–200 м в поперечнике и глубиной от 0,5–2 м до 10–20 м. По происхождению воронки разделяются на воронки поверхностного выщелачивания (или коррозионные), образующиеся за растворения пород; провальные воронки (или гравитационные), возникающие при обвалах сводов подземных карстовых полостей; воронки просасывания (или коррозионно-суффозионные), формирующиеся путем вмывания и проседания рыхлых покровных отложений в колодцы и полости карстующегося основания (рис. 2.7.3). Рис. 2.7.3. Основные генетические типы карстовых воронок: а – воронка поверхностного выщелачивания, б – провальная воронка, в – воронка просасывания1 За счёт слияния нескольких воронок образуются более крупные карстовые формы – котловины, диаметр которых составляет от 100–200 м до 1–3 км, глубина более 5–10 м. Еще более масштабными формами являются карстовые депрессии; в их образовании значительную роль играют эрозионные процессы, т. е. обычно они имеют эрозионно-карстовое происхождение. Наиболее крупными формами (иногда до сотен км2) являются полья. Они имеют плоское дно и крутые склоны, глубина может достигать уровня грунтовых вод, из-за чего на их дне образуются временные или постоянные карстовые озёра. Для весьма зрелых стадий развития поверхностного карста характерны карстовые останцы (рис. 2.7.4). 1 Гвоздецкий Н. А. Карст. М.: Мысль, 1981. 149 2. Экзогенные геологические процессы Рис. 2.7.4. Карстовые останцы: А – схема образования останцов тропического карста (Гвоздецкий, 1981)1; Б – развитие остацев в массиве Джемержи (Крым) К переходным от поверхностных форм к подземным относятся поноры, карстовые колодцы и шахты. Понорами называют отверстия разной формы, поглощающее воду на поверхности и отводящие её в глубину карстового массива. За вертикальными или крутонаклонными каналами с поперечником в верхней части от 1–3 до 5 м и глубиной до 20 м закрепилось понятие карстовые колодцы. Полости глубже 20 м называют карстовыми шахтами. Типичными подземными формами являются карстовые пещеры, часто созданные совместным действием растворения, эрозии водных потоков и гравитационных процессов. Наиболее крупные карстовые пещеры возникают в зоне полного насыщения при полном заполнении пещерных каналов подземными напорными водами. Поднятие территории, изменение базиса коррозии нередко приводит к появлению пещер на нескольких уровнях карстующегося массива. Наиболее крупной среди известных является Мамонтова пещера в Северной Америке, её суммарная длина составляет 341 км; высота одного из залов достигает 40 м при размере в плане 163 × 87 м. Карстовые отложения объединяют разнообразные по составу и генезису породы, связанные лишь общностью приуроченности к карстовым полостям. В зависимости от происхождения они подразделяются на остаточные, гравитационные, гидромеханические, 1 150 Гвоздецкий Н. А. Карст. 2.7. Карстовые процессы и явления гидрохемогенные, биогенные и биохемогенные, антропогенные образования, а также криогенные отложения – лёд (табл. 2.7.2). Таблица 2.7.2 Генетическая классификация отложений карстовых пещер (по материалам Д. С.Соколова, Г. А. Максимовича) Пещерные отложения Автохтонные Аллохтонные Остаточные отложения: элювиальная или пещерная глина + - Обвальные отложения: глыбы и другие обломочные продукты обрушения сводов пещер + - Водные механические осадки: а) отложения пещерных рек; б) отложения пещерных озер; в) отложения, принесенные в пещеру сверху через трещины, карстовые воронки, колодцы, шахты + - + + + + + + + - + + + - + + Органогенные отложения: гуано, скопления костей, костяная брекчия, фосфориты, фосфоритовые земли и другие. + - Гидротермальные и другие аллохтонные отложения: сульфиды (пирит, марказит, галенит, сфалерит), барит и др. - + Антропогенные отложения культурного слоя пещер - + Водные хемогенные отложения: а) натечные образования: сталактиты, сталагмиты, колонны, покровные на стенах и полу пещер и т. д.; б) кальцитовые образования на выступах дна, оторочки на сталагмитах, пленки, оолиты, пизолиты, конкреции, плотины озер и др. в) кристаллы автохтонных минералов: кальцита, арагонита (в карбонатных отложениях), гипса (в гипсовых и реже карбонатных отложениях), галита (в соли) Пещерный лед: а) атмогенный (снег, кристаллы); б) гидрогенные: сталактиты, сталагмиты, колонны, покровный на полу, лед озер; в) гетерогенный: кора обледенения, покровный лед на полу 151 2. Экзогенные геологические процессы Остаточные отложения формируются за счет накопления и переотложения нерастворимого остатка карстующихся пород. Характерными отложениями является терра-росса (от итал. terra rossa – красная земля) – красноцветные глинистые отложения, обогащённые гидроокислами алюминия и железа, представляющие собой нерастворимый остаток известняков. Элювиальные продукты, обычно смешанные с той или иной долей привнесенного с поверхности материала, образуют накопления пещерной глины. Гидромеханические (водные механические, инфлювиальные) отложения связаны с приносом водой в карстовые полости твёрдых частиц. Представлены такие образования преимущественно скоплениями вязкой глины. У основания каналов, по которым происходит вертикальное нисходящее стекание вод, можно наблюдать «земляные» конусы, сложенные такими алевритово-глинистыми осадками. Применительно к выполняющим трещины подобным отложениям иногда применяется термин «кольматолиты». Гидрохемогенные (или водные химические) отложения – различные образования, формирующиеся за счёт процессов химического осаждения вещества из водных растворов. Чаще всего встречаются карбонатные натёчные образования. Воды, обогащенные углекислым газом, просачиваясь по трещинам в карбонатных породах, насыщаются кальцием в виде бикарбоната: СаСО3(твёрд)+ +Н2О+СО2=Са(НСО3)2. Когда насыщенная бикарбонатом кальция вода просачивается с потолка или стенок пещеры, она теряет часть углекислого газа; в результате нарушения равновесия реакция сдвигается влево. Бикарбонат переходит в карбонат кальция (СаСО3), который частично выпадает в осадок ещё в момент, когда вода находится на потолке пещеры: Са2++2НСО3-=Н2О+СО2+СаСО3(осадок). Так из просачивающихся с потолка пещеры капель нарастают вниз натёчные образования, называемые сталактитами, а из капель, падающих на пол пещеры, образуются сталагмиты. При испарении пленочных растворов на пористых поверхностях формируются корочки кальцита. Выше уровня текущей или стоячей воды в условиях высокой увлажненности из неподвижных водных плёнок при испарении воды или удалении углекислого газа осаждаются агрегаты кристаллов и кристаллических дендритов (кристалликтиты) или сфероидолитовых дендритов (ко152 2.7. Карстовые процессы и явления раллиты), создавая кристалликтитовые (или кораллитовые) корки. Кальцитовые пленки могут образовываться и на поверхности вод подземных озер, насыщенных гидрокарбонатом. Кристаллизовавшиеся из водного раствора тончайшие кристалликов кальцита (менее 0,1 мм) свободно плавают на поверхности вод, срастаясь друг с другом, формируют сначала тоненькую пленку, плавающую на поверхности воды в виде отдельных пятен, а затем и сплошную пленку кальцита, покрывающую все озеро, подобно ледяному покрову. Такие пленки имеют преимущественно сезонный характер: они возникают в сухие периоды, когда в озерной воде наблюдается максимальная концентрация ионов кальция и гидрокарбоната, с поступлением новых вод пленки исчезают. Наряду с хемогенными образованиями, для многих пещер характерны и биохемогенные накопления. Значительные объёмы органогенного материала в пещерах представлены разложившимся помётом летучих мышей – гуано. В типичном гуано содержится ~9 % азота и ~12 % фосфорной кислоты, что делает его ценным азотно-фосфатным удобрением. В пещерах присутствуют также гравитационные обвальные накопления – продукты обрушения сводов пещер. В сводах крупных галерей можно наблюдать купола обрушения, под которыми расположены высокие конусы из обломков. Криогенные отложения представлены ледяными образования (ледяные кристаллы, сталактиты, сталагмиты, колонны, кора обледенения, покровный лед и озерный лед), возникающими в подземных полостях и пещерах. Г. А. Максимович выделяет следующие типы пещерного льда: атмогенный, гидрогенный и гетерогенный (смешанный); и классы: I – пресный (до 0,1 % растворенных веществ) лед и II – солоноватый (0,1–1 % растворенных веществ) лед1. Контрольные вопросы 1. Дайте определение понятию «карст». 2. На основании каких критериев классифицируется карст? 1 Максимович Г. А. Пещерные льды // Известия ВГО СССР. Т. 79, № 5, 1947. С. 237–250. 153 2. Экзогенные геологические процессы 3. В каких условиях развиваются эпигенный и гипогенный карст? 4. В каких условиях развивается эндокарст? Какие признаки указывают на эндокарст? 5. Каковы особенности и формы карстового рельефа? 6. Какие факторы определяют образование и форму карстовых пещер? 7. Как подразделяются карстовые отложения по условиям образования? Охарактеризуйте каждую генетическую группу. 2.8. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ЛЕДНИКОВ И ГЛЯЦИОФЛЮВИАЛЬНЫЕ ПРОЦЕССЫ 2.8.1. Геологическая деятельность ледников Ледником называют массу льда преимущественно атмосферного происхождения, которая испытывает движение под влиянием силы тяжести. Современные ледники занимают около 11 % поверхности суши (16,3 млн км2). В них заключено 2,1 % объёма гидросферы и почти 69 % запасов пресной воды (~24 млн км3). Объём заключённой в ледниках воды соответствует сумме атмосферных осадков, выпадающих на Землю за 50 лет, или стоку всех рек за 100 лет. При этом мы живем в относительно теплый период геологической истории, в эпохи оледенений площадь ледников была значительно выше. Образование ледников возможно там, где в течение года твёрдых осадков выпадает больше, чем успевает за это время растаять и испариться. Уровень, выше которого годовой приход твердых атмосферных осадков больше, чем расход называется снеговой линией. Её высота зависит от климатических условий; в полярных областях она располагается очень низко (в Антарктиде – на уровне моря), в тропических областях – выше 6000 м. Выше снеговой линии располагается область питания ледника, где происходит формирование толщи льда главным образом за счет выпадающего снега, меньшую роль играют град, формирование изморози и 154 2.8. Геологическая деятельность ледников и гляциофлювиальные процессы инея, замерзающие дождевые воды; в горах в питании ледников участвуют снежные лавины и снежно-ледяные и ледяные обвалы со склонов, а также стекающие на ледник талые снеговые воды. По пути движения ледник поглощает снежники, фирновые поля, малые ледники, плавучие озёрные и морские льды и другие виды природных льдов и вод. Снег преобразуется в фирн, представляющий собой плотную массу ледяных зерен (его плотность 0,45–0,80 г/см3), по мере уплотнения и перекристаллизации переходящий в зернистый фирновый лёд, обычно белый за счет содержащихся в нем пузырьков атмосферного воздуха (плотность порядка 0,85 г/см3), и затем в глетчерный лёд, чистый, прозрачный (сквозные поры в нем закрываются, газы рассеяны в виде пузырьков, исчезающих на глубине льда ~ 1 км), с голубоватым или зеленоватым оттенком (плотность 0,88– 0,92 г/см3). Такой лед можно рассматривать как массивную поликристаллическую (с размерами кристаллов до десятков-сотен сантиметров) осадочно-метаморфическую мономинеральную породу. Описанные выше трансформации могут проходить как в «холодных» условиях за счет смерзания снежинок в сухом состоянии под давлением накапливающихся сверху новых толщ (такие преобразования происходят крайне медленно), так и в «теплых» – с участием жидкой воды, инфильтрующейся в фирновую толщу в период летнего оттаивания, вытесняющей воздух и формирующей цементирующий инфильтрационный лёд. При накоплении большой массы льда ледники движутся под собственным весом вследствие деформации льда и его скольжения по ложу и внутренним сколам. Для движения ледника достаточно относительно небольших сдвигающих напряжений, которые изменяются от близких к нулю под ледоразделами с горизонтальной поверхностью до 1,5 бар у ледников с крутонаклонной поверхностью. Важно, что ледники движутся не в соответствии с формой ложа, а в соответствии с характером поля деформации в толще льда, в силу этого они осуществляют геологическую работу по выработке собственных форм рельефа, способны перемещаться против уклона подледникового рельефа. Лёд находится при температуре, близкой к точке плавления, поэтому при относительно небольшой длительной деформации он 155 2. Экзогенные геологические процессы обладает ползучестью, связанной с межатомными и межмолекулярными смещениями, а также с взаимным перемещением кристаллов без нарушения сплошности ледяной породы. На характер движения льда существенно влияет температура. По температурному состоянию различают два типа ледникового льда: холодный лед – с температурой ниже точки таяния, и теплый – с близкой к точке таяния температурой, и поэтому содержащий заметное количество воды. В холодных ледниках температура остается отрицательной вплоть до основания, из-за чего они оказываются примороженными к ложу и движение осуществляется только путём вязко-пластических деформаций. В теплых ледниках на контакте с ложем образуется пленка воды, облегчающая проскальзывание ледника по подстилающим породам (вплоть до скольжения крупных блоков или всего тела небольшого ледника по поверхности ложа – так называемое донное глыбовое скольжение, или базальный слайдинг). Температура плавления льда в леднике изменяется с глубиной, снижаясь на 1°С с увеличением давления на 140 бар (или на 0,69°С на 1000 м толщины льда); под давлением в 400 бар (наибольшим в ледниках) температура плавления льда снижается до минус 2,9°. Это приводит к неравномерности движения. По данным наблюдений, скорости течения достигают наибольших значений близ поверхности ледника. Скорости движения ледников составляет от ~1 м/год до ~300 м/ год в зависимости от формы ледника, толщины льда, термодинамического состояния льда и других параметров. Отдельные ледяные потоки, имеющие слабое сцепление с ложем, способны двигаться значительно быстрее. Так, поток Якобс-Хавн на западном побережье Гренландии движется со скоростью 7000–12000 м/год. В процессе движения возникают зоны относительно ускоренного (растягивающего) или замедленного (сжимающего) течения. На участках растягивающих напряжений образуются системы зияющих поперечных трещин (в горных ледниках с ними связаны ледопады). В зонах сжимающих напряжений ледяная толща сминается в складки, проскальзывает по образующимся трещинам срыва, иногда приобретает крупночешуйчатое строение (так называемые зоны сквамации, от лат. squama – чешуя). 156 2.8. Геологическая деятельность ледников и гляциофлювиальные процессы Встречая значительное препятствие, ледник преодолевает его двумя путями. Либо в прижатом к препятствию участке, где давление велико, лед интенсивно плавится, образовавшаяся вода обтекает препятствие и снова замерзает; такой механизм реализуется только в теплых базальных льдах при огибании препятствий размером до 10–15 см. Либо происходит обтекание льдом, при этом в обтекающих препятствие струях ускоряется скорость течения. Второй механизм свойственен всем типам льда и обеспечивает движение на участках с крупными преградами. Ледники движутся из области питания в область стока, расположенную ниже снеговой линии. В области стока происходит абляция (от лат. ablatio – отнятие) – уменьшение массы ледника за счёт таяния, испарения, сдувания снега ветром и механического откалывания. Ледник может наступать и отступать в зависимости от соотношения интенсивности абляции и поступления льда из области питания. Колебание края ледника называется осцилляция (от лат. oscillo – качаюсь). Устойчивое похолодание климата приводит к наступлению ледниковых эпох. Ледниковой эпохой называют отрезок времени геологической истории Земли, характеризующийся сильным похолоданием климата и развитием обширных материковых ледников. Зарождение оледенения происходит, как правило, в горных областях, где увеличивается количество твердых осадков, питающих фирновые поля. По мере разрастания горных ледников развивается горно-покровное сетчатое оледенение, образованное слившимися лентообразными долинными ледниками, разделёнными горными вершинами и гребнями. При прогрессирующем оледенении формируются ледниковые купола, а затем и ледниковые щиты – обширные плоско-выпуклые ледники покровного типа. В других случаях, если на обширных плато создаются условия для площадного накопления снега и летом сохраняются снежно-фирновые поля, происходит формирование сразу покровного оледенения. Такое оледенение при благоприятных климатических условиях, обеспечивающих прирост снега, может развиваться очень быстро. Геологическая деятельность ледников заключается в разрушении пород ледникового ложа и преобразовании рельефа, переносе и аккумуляции продуктов разрушения ложа и поступающих на 157 2. Экзогенные геологические процессы ледник иным путем обломочных пород. С деятельностью ледников тесно связаны процессы, определяемые деятельностью талых ледниковых вод. При этом разрушительная деятельность ледников по масштабам превосходит аккумулятивную, о чем свидетельствует вынос большого объема обломочного материала талыми водами за пределы ледников. Разрушительная деятельность ледников называется экзарацией (от лат. exaro – выпахиваю), она включает комплекс происходящих на контакте ледника и ложа процессов, приводящих к разрушению и сносу горных пород ложа и преобразованию их поверхности. Экзарация включает в себя ряд процессов: ледниковую абразию, плакинг, сквизинг, а также эрозионную работу подледниковых водных потоков. Ледниковая абразия заключается в процарапывании, истирании, шлифовании содержащимися в льде обломками пород поверхности ледникового ложа. Основную работу выполняют выступы крупных прочных обломков, вмерзших в придонный лёд. При стачивании пород образуется «ледниковая мука» песчано-глинистоалевритовой размерности. В целом, интенсивность абразии тем выше, чем выше скорость движения льда по ложу; наиболее высока она у ледников с теплым придонным льдом, особенно в условиях базального слайдинга. Для быстрых ледников скорость абразии составляет первые десятки мм/год. Плакингом (от англ. to pluck – срывать, выдергивать) называют отрыв и захват ледником относительно крупных фрагментов пород ложа. Прочно примерзая к породам, лёд при движении отрывает их от ложа. Размер отрываемых глыб определяется характером трещиноватости пород. Ледник может захватывать блоки пластов осадочных пород размером несколько километров в поперечнике при мощности в десятки метров и перемещать их на огромные расстояния. Ещё один из механизмов экзарации – сквизинг (от англ. to squeeze – выжимать) – выдавливание и пластическое течение некомпетентных пород ложа под давлением ледника. Материал нагнетается в трещины и туннели в нижней части льда, либо выдавливается к краю ледника. Сквизингу способствует обводненность пород. 158 2.8. Геологическая деятельность ледников и гляциофлювиальные процессы Активное участие в разрушении пород ложа принимают подледные талые воды. Они воздействуют как в совокупности с другими механизмами экзарации, создавая дополнительное давление при сквизинге и отделении блоков в процессе плакинга, удаляя тонкие продукты абразии и пр., так и в качестве самостоятельного фактора – осуществляют подледную эрозию. Причем подледная эрозия протекает весьма интенсивно, что объясняется высокими энергиями потоков – их скорости достигают 50 м/с (в каналах горных ледников), насыщенностью взвешенными и влекомыми наносами, частым возникновением гидравлических ударов (вследствие кавитации при частых изменениях скорости и давления в потоках). Механическое воздействие сочетается с химическим. Подледные воды насыщены атмосферными газами, поступающими из заключенных в льде воздушных пузырьков и интенсивно растворяющихся в условиях низких температур и высокого давления. Совместно с водой они воздействуют на породы, лишившиеся выветрелых поверхностей в ходе экзарации. Подледные воды способны вырабатывать туннельные долины протяженностью в десятки километров и глубиной в первые сотни метров, а при сосредоточенном воздействии – так называемые «исполинские котлы» (или «мельницы») глубиной и диметром до первых десятков метров. Ледники переносят огромные объёмы обломочного материала. При этом они способны перемещать на значительные расстояния глыбы и блоки пород, несоизмеримо бóльших, чем другие экзогенные агенты, размеров. Весь переносимый ледником обломочный материал объединяется понятием морена1. Влекомые ледником морены подразделяются в зависимости от местоположения на поверхностные, внутренние, донные и морены маргинальной зоны ледника (расположенные вне тела ледника). Поверхностные морены типичны для горных ледников, где активно протекают физическое выветривание на обнажённых склонах и гравитационные процессы (рис. 2.8.1.1). Иногда вся 1 Термин «морена» используется и в более широком понимании: 1) масса переносимых ледником обломков горных пород; 2) гряды мореносодержащего льда, покрытые чехлом обломочного материала; 3) ледниковые отложения. 159 2. Экзогенные геологические процессы поверхность ледникового языка бывает засыпана мореной (что характерно для ледников памирского типа, питающихся лавинным материалом и ледопадами), такие ледники называют «забронированными». По морфологической позиции поверхностные морены, в свою очередь, разделяются на фронтальные, боковые и срединные. Фронтальные морены представляют собой скопления обломочного материала, обычно дугообразной формы, возникающие у фронта движущегося ледника. Боковые морены представляют собой валы, протягивающиеся вдоль боковых сторон ледникового языка, сложены они обломочным материалом, поступившим со склонов (коллювий обрушения и оползания, лавинный материал). Срединные морены образуются при слиянии ледников, когда их боковые морены объединяются в один вал. В сложных ледниках срединных морен несколько, и все они тянутся, повторяя изгибы ледника, не сливаясь друг с другом. Рис. 2.8.1.1. Поверхностные морены: срединные морены (лед. Федченко), материал поверхностной морены (лед. Алибекский) Внутренние морены образуется за счёт обломков, поступающих со снежными лавинами в фирновый бассейн и вмерзающих в лёд по мере его образования (в области питания ледника), а также, отчасти, за счёт поверхностных (при попадании обломков в трещины) и донных морен (при выдавливании материала из донной морены при движении ледника). В сложных ледниках пополнение внутренней морены может происходить и за счёт слияния с донными моренами ледниковых притоков. Для покровных ледников поверхностные и внутренние морены не характерны, так как над их по160 2.8. Геологическая деятельность ледников и гляциофлювиальные процессы верхностью обычно не поднимаются не покрытые льдом возвышенности, являющиеся источником сноса обломочного материала. Донная морена представляет собой обломочный материал, оторванный от ложа в процессе экзарации, и переносимый в придонном мореносодержащем слое льда. Наиболее насыщен обломочным материалом маломощный слой на границе ледника и ложа, но за счет послойно-пластичного течения и скольжения пластин льда по поверхностям срывов, деформаций в зонах сжимающих напряжений происходит затаскивание материала в более высокие слои. Зона мореносодержащего льда часто представляет собой чередование лент и линз «грязного» и «чистого» льда. С донной мореной связан основной объём переносимого ледником обломочного материала. В маргинальной зоне ледника формируются насыпные морены, морены напора, краевые морены выдавливания. Насыпная морена образуется за счет осыпания обломочного материала с края фронтального ледяного обрыва, представляет собой шлейф грубообломочных накоплений у ледникового уступа. При прерывистом отступлении ледника наблюдается серия таких морен. Если же ледник после этого вновь наступает (т. е. наблюдается его осцилляция), отложенный моренный материал сгребается за счет бульдозерного воздействия ледника, что приводит к образованию морены напора. Такие морены представляют собой дугообразные гряды высотой в десятки метров и характеризуются сложным складчато-чешуйчатым строением. При сезонном колебании положения края отступающего ледника можно наблюдать небольшие пуш-морены (от англ. to push – толкать), или годичные морены, образующиеся за счет сгребания в зимний период накопленного летом обломочного материала. За счет сквизинга – выдавливания материла из-под края ледника – образуются краевые морены выдавливания. Они образуют валы, в случае выдавливания пластичных пород высотой иногда более ста метров. Часто выражено чешуйчатое строение таких дислокаций с зонами надвиговых границ. Отложенный материал морен объединяют понятием тилл. По связи с положением исходных влекомых морен подразделяется на три генетических типа: тилл базальный, представляющий собой подлёдный материал донных морен, тилл абляционный, пред161 2. Экзогенные геологические процессы ставляющий надлёдный материл – поверхностные и внутренние морены, и тилл маргинальный. По способу отложения выделяют ортотиллы – материал, отложенный непосредственно из льда и аллотиллы – вторичные, переработанные в ледниковой обстановке гравитационными процессами или отложенные через воду. Аллотиллы характерны для поверхностной и маргинальной зон ледника. Тилл наслаивания накапливается в процессе движения ледника за счет отложения из придонного мореносодержащего льда материала на породы ложа. В насыщенной моренным материалом придонной толще льда сила сцепления частиц с ложем может превышать силу их волочения льдом, что и приводит к отложению. В случае, если моренный материал рассеян в толще льда, отложение осуществляется за счет донного таяния. Изменчивость условий приводит к тому, что фазы накопления чередуются с фазами абразии. Толща тилла за счет этого представлена пластами, разделенными поверхностями срезания, на которых встречаются «валунные мостовые», сложенные остаточными прослоями валунов. В силу обводненности эти тиллы легко деформируются под действием движущегося сверху ледника. Скорость их накопления составляет несколько см/год. Мощность составляет обычно несколько метров. Из остановившегося мореносодержащего льда отлагаются тиллы базальной стагнации, материал которых связан с донной мореной, и тиллы ареальной стагнации. Причинами остановки участков донной морены является пресыщение обломочным материалом, приводящее к неспособности вязкопластично перемещаться. Основная особенность этих отложений – субгоризонтальная расслоенность и присутствие разнообразных следов послойного вязкопластичного течения, унаследованные от строения мореносодержащего льда. Мощность может составлять десятки и сотни метров (чаще 5–10 м). Тиллы ареальной стагнации накапливаются при остановке ледника или значительных его участков, при этом все типы моренного материала отлагаются одновременно на большой площади в процессе таяния льда. Этот тилл отлагается поверх тилла базальной стагнации и других гляциальных отложений. Из-за неравномерного давления блоков тающего ледника 162 2.8. Геологическая деятельность ледников и гляциофлювиальные процессы более пластичные отложения выдавливаются, из-за чего в толща часто дислоцирована. Обилие талых вод приводит к промыванию отложений, часто они перекрываются разнообразными водно-ледниковыми осадками. Тиллы обладают комплексом своеобразных черт, резко отличающих их от других отложений. Для них типично отсутствие сортировки отложений (что и дало название отложениям: от англ. till – валунная глина), обилие грубых обломков. Наиболее крупными моренными отложениями являются гигантские отторженцы, представленные пластовыми телами (рис. 2.8.1.2) до сотен метров в поперечнике, перемещенные на десятки и сотни км. Рис. 2.8.1.2. Блок-диаграмма гиганского в тилле у г. Кричева Могилевской области: 1 – раздробленные доломитизированные известняки; 2 – глины; 3 – внешний контур высокого содержания обломков известняка в тилле. Стрелкой показано направление предполагаемого движения отторженца1 Совместное присутствие материала, принесенного из разных мест. Особенно показательны в этом плане эрратические валуны (от лат. «erraticus» – блуждающий), представляющий собой прине1 Левков Э. А. Гляциотектоника. Минск: Наука и техника, 1980. 163 2. Экзогенные геологические процессы сенные ледником сглаженные крупные обломки, по составу отличающиеся от пород данной территории. Присутствуют следы ледниковой обработки у грубообломочных частиц – исцарапанная поверхность, пришлифовка граней, «утюгообразная» форма. Если исходная форма обломка была близка к изометричной, то они вращаются в зоне волочения, приобретая окатанную форму. Уплощенные обломки при движении вращаются в плоскости, что приводит к стачиванию и исцарапыванию нижней грани, периодически переворачиваясь, они обретают примечательную форму «ледогранников». Крупные валуны при волочении по породам ложа уплощаются снизу, а при застревании и остановке обтачиваются сверху со стороны движения мореносодержащего льда – так им придается характерная утюгообразная форма. 2.8.2. Гляциофлювиальные процессы и отложения С ледниками связаны значительные объёмы талых вод, в зависимости от положения подразделяющиеся на подледниковые, наледнниковые и приледниковые. Подледниковые потоки связаны с подледными туннелями, эродируют толщу льда, отложенный тилл и коренные породы ложа, в большинстве своем напорные. Эти потоки транспортируют значительные объёмы терригенного материала, частично заполняющего подледные каналы. После стаивания ледника эти отложения слагают узкие лентообразные валы, называемые озами. Озы сложены косослоистыми песками, гравием и галькой. Текстурные особенности (черепичное расположение галек, следы течения, циклическое строение и пр.) указывают на формирование в условиях интенсивного течения и изменчивости гидродинамического режима. Протяженность оз может достигать сотен км, высота – ста метров (обычно до 10 м). Они могут разветвляться или сливаться, образовывать сеть наподобие речных систем, их конфигурация может не зависеть от рельефа ложа. Слияние нескольких озовых гряд приводит к образованию холмообразных скоплений материала в виде камовых холмов, имеющих высоту десятки метров и площадь до 1 км2. Под тёплым 164 2.8. Геологическая деятельность ледников и гляциофлювиальные процессы льдом могут образовываться резервуары со слабопроточной водой – подледные озёра. Наледниковые потоки образуются при таянии ледника. Первоначально их положение определяется трещиноватостью, но впоследствии они вырабатывают эрозионные долины, ориентировка которых подчиняется уклону ледника или его блока. Углубляться потоки могут вплоть до ложа. В покровных ледниках такие потоки практически не несут оболочный материал, в долинных – активно транспортируют материал поверхностной и внутренней морены. Отложения как по механизму накопления, так и по облику близки к образующимся под действием подледниковых потоков, типичной формой накопления также являются озы и камы (рис. 2.8.2.1). Крупные наледниковые реки могут формировать отложения «озовой поймы», выделяющиеся более тонкозернистым составом, дельтовые осадки в форме холмистого камового рельефа. На участках водопадов, наряду с эрозионными формами, формируются «ледниковые мельницы» выраженные одиночными камовыми холмами, сложенными грубозернистым материалом. Ледниково-озерные отложения образуют лимнокамы, выделяющиеся полого-выпуклой формой, более тонкозернистыми, иногда с сезонной ритмичностью отложениями. Если накопление озерных отложений происходило в котловине с ледяными берегами и дном на тилловых отложениях, камы приобретают вид крутосклонных холмов с пологими вершинами, внутренние части их разреза недеформированные, и только краевые несут следы оползания. Приледниковые потоки выносят материал за пределы ледника, дифференцированно отлагая его по пути стока. Свободно блуждающие потоки перед фронтом ледника формируют слабонаклонные веерообразные равнины (конусы выноса), сложенные гравийно-песчаными отложениями, вымытыми из моренного материала. Такие аккумулятивные формы получили название зандры (от исл. Sandur – песок). Вершины зандровых конусов примыкают к подледным туннелями и эрозионным ложбинам ледников или мёртвого льда. Выносимый по ним материал сначала отлагается в крупных потоках (где накапливаются валуны и гальки), по мере распадения потоков на меандирующие рукава происходит площадное накопление косослоистых гравийно-песчаных отложе165 2. Экзогенные геологические процессы ний, и на удалении от ледника – косо- и волнистослоистых гравийно-песчано-алевритовых отложений. Если у края ледника рельеф расчлененный, сток концентрируется в понижениях рельефа (реликтовых речных долинах и пр.), в силу высокой энергии потоков отлагается незначительный объём выносимого материала. Быстрый спуск внутри- или приледниковых озер, концентрирующих огромные объёмы воды, сопровождается быстрой выработкой глубоких каналов стока (кулей), в основании которых отлагаются грубозернистые или селеподобные накопления. Рис. 2.8.2.1. Образование оз (а) и камов (б) У краев ледников, особенно покровных, формируются многочисленные приледниковые озера. Типичными их осадками являются ленточные глины, сложенные ритмичным сезонным чередованием слойков (варв) глинистого и песчано-алевритового состава. Летом обильные талые воды приносят терригенный материал; наиболее грубые частицы отлагаются по пути переноса или у берега, а тонкая взвесь, придавая воде высокую плотность, в виде мутьевых потоков спускается на дно озера, отлагая тонкий песок и алеврит. Зимой озеро покрывается льдом, поступление материала сокращается, приносимый тонкий материал распределяется близ166 2.8. Геологическая деятельность ледников и гляциофлювиальные процессы поверхностными течениями и медленно оседает на дно. В отложениях озера могут содержаться тысячи таких пар слойков, подсчёт которых может дать информацию о возрасте отложений, а особенности строения толщи позволяют проводить сопоставления с отложениями смежных озер. Рис. 2.8.2.2. Осадконакопление в приледниковом озере: 1 – ледник; 2 – срединная морена; 3 – прогляциальная дельта; 4 – тилловая равнина; 5 – гляциофлювиальная равнина; 6 – передовые слои дельты; 7 – базальный тилл; 8 – придонные плотностные (мутьевые) течения; 9 – ленточные отложения; 10 – субаквальная прогляциальная дельта; 11 – устье подледного туннеля; 12 – линия налегания; 13 – мореносодержащий лед1 Контрольные вопросы 1. В каких условиях образуются ледники? 2. Опишите механизмы движения ледника. 3. Охарактеризуете механизмы разрушения ледником пород ложа. 4. Какова роль подлёдных вод в ледниковых процессах? 1 Edwards M. Glacial Environments // Sedimentary Environments and Facies / Ed. H. G. Reading, 2-nd ed. Oxford, Blackwell Sci. Publ., 1986, P. 445–470. 167 2. Экзогенные геологические процессы 5. Дайте определение термину «морена». Какие виды морен выделяются? 6. Как образуются разные виды морен? 7. Дайте определение термину «тилл». Какие виды тиллов выделяются? 8. Как соотносятся разные виды морен и образующихся за их счёт тиллов? 9. Охарактеризуйте отличительные особенности ледниковых отложений. 10. Опишите механизм формирования разных групп гляциофлювиальных отложений. 11. Охарактеризуйте типичные формы рельефа, образованные гляциофлювиальными отложениями. 2.9. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ МОРЕЙ И ОКЕАНОВ Общие сведения о Мировом Океане Большая часть поверхности Земли, около 70,8 %, покрыта водами Мирового Океана, окружающими материки и острова и обладающими общностью солевого состава. Они заполняют гигантские депрессии земной поверхности, вмещающие основной объём гидросферы – около 1,34 млрд км3. С геологической точки зрения эти депрессии подразделяются на имеющие в основании сиалическую или симатическую кору; в геологическом контексте понятие «океаны» обычно применятся к последним. Солёность и состав морских вод. Средняя солёность вод Мирового Океана составляет около 35 г/кг (или 35 ‰ – 35 промилле) и в целом изменяется незначительно (34–36 г/кг). Вариации определяются характером связи с открытым океаном, климатом, близостью устьев крупных рек или тающих ледников и пр. Наиболее существенные отклонения наблюдаются во внутренних морях: в гумидной зоне их соленость снижается до 8– 20 г/кг, в аридной повышается до 38–42 г/кг. Причиной аномально высокой солёности может являться поставка солей с горячими водными растворами, что наблюдается в районах с активным 168 2.9. Геологическая деятельность морей и океанов тектоническим режимом; в некоторых придонных участках Красного моря, где выходят термальные рассолы, солёность достигает 310 г/кг. Морская вода представляет собой раствор, содержащий более 40 химических элементов. Источниками солей служат речной сток и их поступление в процессе вулканизма и гидротермальной деятельности, а также при гальмиролизе. Общая масса солей составляет около 49,2*1015т, этой массы достаточно, чтобы при испарении всех океанских вод поверхность планеты покрылась слоем слои толщиной 150 м. Наиболее распространёнными анионами и катионами в водах являются следующие (в порядке убывания): среди анионов Cl-, SO42-, HCO3-, Br-, F-; среди катионов Na+, Mg2+, Ca2+, K+, Sr2+; суммарно они составляют 99,99 % растворённых в воде веществ. В пересчёте на соли наибольшее количество приходится на NaCl (около 78 %), MgCl2, MgSO4, CaSO4. Основными растворёнными в воде газами являются азот, кислород и углекислый газ, главным источником которых является атмосфера. Больше всего в морской воде растворено азота (10–15 мл/л), который в силу своей химической инертности не оказывает существенного влияния на осадконакопление и биологические процессы. Поэтому по сравнению с другими газами содержание растворенного азота (а также аргона, неона и гелия) мало изменяется с глубиной и всегда близко к насыщению. Кислород поступает в воды в процессе газового обмена с атмосферой и при фотосинтезе. Является весьма подвижным и химически активным компонентом морских вод, поэтому вариации его содержания весьма значительны; в поверхностных слоях океана концентрация колеблется обычно от 5 до 9 мл/л. Поступление кислорода в глубинные океанические слои зависит от скорости его потребления (окисление органического вещества, дыхание и пр.), интенсивности перемешивания вод и переноса их течениями. Растворимость кислорода в воде зависит от температуры и солености, в целом она уменьшается с повышением температуры, чем объясняется его низкое содержание в приэкваториальной зоне и более высокое в холодных водах высоких широт. С увеличением глубины содержание кислорода снижается, достигая значений 3,0–0,5 мл/л в слое кислородного минимума. 169 2. Экзогенные геологические процессы Углекислый газ содержится в морской воде в относительно незначительных концентрациях (до 0,7–1 мл/л), но при этом этот газ играет важнейшую роль в биологических процессах (являясь источником углерода при построении живой клетки), влияет на глобальные климатические процессы (участвуя в газовом обмене с атмосферой), определяет особенности карбонатного осадконакопления. В морской воде оксиды углерода распространены в свободном виде (СО2), в форме угольной кислоты и в форме аниона НСО3-. В целом максимальное содержание СО2 отмечается в холодных водах высоких широт и глубинных зон. С глубиной концентрация СО2 увеличивается также за счет снижения его потребления при отсутствии фотосинтеза и увеличения поступление оксида углерода в ходе разложения органических остатков, особенно в слое кислородного минимума. В определённых условиях образуются участки повышенной концентрации сероводорода. Этому способствует восстановление содержащихся в илах сульфатов сульфатредуцирующими бактериями в условиях понижения концентрации кислорода (до 0,1 мл/л), либо выделение H2S гидротермальными источниками. Водородный показатель (pH) океанских вод составляет 7,5–8,3. Важным для процессов океанского осадконакопления и глобального баланса CO2 является растворимость карбонатов в морской воде. Кальция в морской воде содержится в среднем 400 мг/кг, но огромное его количество связано в скелетах морских организмов, растворяющихся при отмирании последних. Поверхностные воды, как правило, насыщены по отношению к карбонату кальция, поэтому он не растворяется сразу после отмирания организмов в верхней части водной толщи. С глубиной воды становятся все более недосыщенными карбонатом кальция, и в итоге на некоторой глубине скорость растворения карбонатного вещества равняется скорости его поступления. Этот уровень, разделяющий карбонатосодержащие и бескарбонатные (содержащие менее 10 % CaCO3 от сухого вещества осадка) глубоководные осадки называют глубиной карбонатной компенсации (или критической глубиной карбонатонакопления). Глубина карбонатной компенсации варьирует в зависимости от содержания НСО3–, CO2 и температуры морской воды в среднем составляя ~4500 м. 170 2.9. Геологическая деятельность морей и океанов Рельеф дна морей и океанов. Рельеф вмещающих воды Мирового Океана депрессий весьма неоднороден (рис. 2.9.1). Рис. 2.9.1. Основные элементы рельефа океанического дна: 1 – шельф; 2 – континентальный склон; 3 – континентальное подножие; 4 – задуговый бассейн; 5 – вулканическая дуга; 6 – глубоководный желоб; 7 – океаническая кора; 8 – срединно-океанический хребет; 9 – внутриплитное вулканическое поднятие Шельф (от англ. shelf – полка), или материковая отмель – слабонаклонённая выровненная часть подводной окраины континентов, прилегающая к берегам суши и характеризующаяся общим с ней геологическим строением. Глубина шельфа обычно до 100– 200 м; ширина составляет от 1–3 км до 1500 км (шельф Баренцева моря). Его внешняя граница очерчена перегибом рельефа дна – бровкой шельфа. Шельфу соответствует батиметрическая область сублиторали (а в прибрежной приливно-отливной зоне – литорали), характеризующаяся развитием фотосинтеза, большой биомассой, разнообразим фауны, изменчивостью среды её обитания. Современные шельфы в основном сформированы в результате затопления окраин континентов при подъёме уровня Мирового Океана вследствие таяния ледников, а также из-за погружений участков земной поверхности, связанных с новейшими тектоническими движениями. В силу этого в их рельефе выражены затопленные субаэральные формы (речные долины, ледниковые троги и пр.). Шельф существовал во все геологические периоды, в одни из них резко разрастаясь в размерах (например, в юрском и меловом периоде), в другие занимая небольшие площади (пермь). Современная геологическая эпоха характеризуется умеренным развитием шельфовых морей. Континентальный (материковый) склон является следующим из основных элементов подводной окраины материков; он располо171 2. Экзогенные геологические процессы жен между шельфом и материковым подножием. Характеризуется более крутыми уклонами поверхности по сравнению с шельфом и ложем океана (в среднем 3–5°, иногда до 30–40°) и значительной расчленённостью рельефа. Типичными формами рельефа являются ступени, параллельные бровке и основанию склона, а также подводные каньоны, обычно берущие начало ещё на шельфе и протягивающиеся до материкового подножия. Сейсмическими исследованиями, драгированием и глубоководным бурением установлено, что по геологическому строению материковый склон, как и шельф, представляет собой непосредственное продолжение структур, развитых на прилегающих участках материков. Глубины континентального склона соответствуют батиальной батиметрической области, характеризующейся отсутствием света, значительным давлением воды, относительно слабой подвижностью вод и незначительными сезонными вариациями их свойств. Континентальное (материковое) подножие представляет собой шлейф аккумулятивных отложений, возникший у подножия материкового склона за счёт перемещения материала вниз по склону (путём мутьевых потоков, подводных оползней и обвалов) и осаждения взвеси. Геоморфологически представляет собой наклонённую в сторону океана холмистую равнину (шириной 200– 300 км), погружающуюся с глубин 2,5–3 км до 5,0–5,5 км. Образующие материковое подножие аккумулятивные отложения обычно наложены на ложе океана с симатической корой или располагаются частично на континентальной, частично на океанической коре. Мощность их в современных океанах превышает 2 км и иногда составляет 5 км и выше. Такой ряд структур свойственен пассивным континентальным окраинам, характеризующимся отсутствием проявлений эндогенной активности и постепенным утонением континентальной коры по направлению к океану. Другой тип перехода приурочен к тектонически активным окраинам, характеризующимся интенсивным проявлением вулканической и сейсмической активности1. В их строении принимают участие глубоководный желоб, вулканическая островная дуга, задуговый бассейн (континентальные окра1 Формирование континентальных окраин связано с глобальными тектоническими процессами, рассмотренными в главе 4.2. 172 2.9. Геологическая деятельность морей и океанов ины западно-тихоокеанского типа), либо располагающийся у края континента глубоководный желоб и сопряженный с ним окраинноконтинентальный вулканический пояс (окраины андского типа). Соответствующая глубоководным желобами батиметрическая область называется ультраабиссалью (глубже 6000 м) и характеризуется экстремальными условиями и присутствием эндемичных видов; на аккумулятивных участках склонов и дне желобов преобладают детритофаги – организмы, питающиеся мертвым органическим веществом (детритом), на участках развития коренных пород – сестонофаги, питающиеся взвешенными в воде частицами детрита с содержащимися в них микроорганизмами и мелким планктоном. Далее располагаются структуры, образованные на коре океанического типа. В строении океанов (в геологическом, точнее, тектоническом понимании этого термина) выделяются два главных элемента: океанические плиты (талассократоны) и срединноокеанические хребты (СОХ). Эта область глубин (3000–6000 м) соответствует абиссальной области, характеризующейся отсутствием света, слабой подвижностью и низкой температурой (+2 °C) вод, высоким гидростатическим давлением, низким содержанием биогенных веществ. Талассократоны разделены хребтами, валами и возвышенностями на котловины с субгоризонтальными поверхностями, дно которых занято плоскими или холмистыми абиссальными равнинами. Плоские аккумулятивные равнины развиты по периферии океанов и в котловинных морях в областях поступления осадочного материала с континентов. Их формирование связано с приносом и накоплением материала суспензионными потоками, что и определяет присущие им особенности: понижение поверхности от материкового подножия в сторону океана, наличие подводных долин, градационную слоистость осадков, выровненный рельеф. Последняя особенность определяется тем, что, продвигаясь вглубь океанских котловин, осадки погребают первичный расчленённый тектонический и вулканический рельеф. Холмистые абиссальные равнины отличаются расчленённым рельефом и небольшой мощностью осадков (до 300–500 м). Эти равнины типичны для внутренних удалённых от берегов частей котловин. Важным элементом рельефа этих равнин являются вулканические поднятия и отдельные вулканические постройки. 173 2. Экзогенные геологические процессы Срединно-океанические хребты представляют собой глобальную систему поднятий, протягивающуюся через все океаны и занимающую около 30 % их площади. Общая протяжённость срединноокеанических хребтов достигает 60 000 км, ширина 200–2000 км, высота над уровнем прилегающих котловин до 1–3 км. В некоторых районах вершины СОХ образуют вулканические острова (Исландия). Рельеф расчленённый; формы рельефа ориентированы преимущественно параллельно протяжению хребта, но поперечными разломами сам хребет разбит на крупные сегменты. Осадочный чехол маломощный. Возраст осадочных толщ, залегающих на базальтах, удревняется по мере удаления от осевых частей хребта; в осевых зонах осадочный покров отсутствует. Области СОХ характеризуются интенсивным проявлением эндогенной активности: сейсмичностью, вулканизмом, гидротермальной деятельностью, высоким тепловым потоком (в осевой зоне хребтов он в 2–3 раза выше, чем в котловинах). СОХ приурочены к границам раздвижения литосферных плит, здесь происходит процесс формирования новой океанической коры за счёт поступающих из мантии расплавов. Геологическая деятельность морей и океанов Водная масса осуществляет работу по разрушению берегов и пород дна, переносу поступающих твёрдых и растворённых веществ и их отложению в котловинах. Океанические котловины являются глобальными вместилищами осадочного материала, сносимого с континентов и образующегося в морях и океанах. Процесс разрушения пород волнами и течениями называют абразией. Абразия наиболее интенсивно протекает у самого берега под действием прибоя. Разрушение горных пород берега слагается из удара волны (сила которого достигает при штормах 30–40 т/м2), механического воздействия приносимого волной обломочного материала, растворения пород, давления сжимаемого воздуха в порах и полостях породы во время удара волн; в области развития мерзлых пород эти процессы дополняются термоабразией, приводящей к протаиванию мёрзлых пород и ледяных берегов. Воздействие процесса абразии проявляется до глубины нескольких десятков метров, а в океанах до 100 м. 174 2.9. Геологическая деятельность морей и океанов Воздействие абразии на берега приводит к формированию обломочных отложений и определённых форм рельефа. Ударяя о берег, волна постепенно вырабатывает в его основании углубление – волноприбойную нишу, над которой нависает карниз. По мере углубления волноприбойной ниши под действием силы тяжести карниз обрушивается, обломки оказываются у подножия берега и под действием волн превращаются в песок и гальку. Образовавшийся в результате абразии обрыв или крутой уступ называют клиф (рис. 2.9.3). На месте отступающего обрыва формируется абразионная терраса, или бенч (от англ. bench – терраса, уступ), состоящая из коренных пород. Клиф может граничить непосредственно с бенчем или отделяться от последнего пляжем. Поперечный профиль абразионной террасы имеет вид выпуклой кривой с малыми уклонами у берега и большими у основания террасы. Образующийся обломочный материал уносится от берега, образуя подводные аккумулятивные террасы (рис. 2.9.2) Рис. 2.9.2. Развитие абразионного процесса: А, Б, В – различные стадии отступания берегового обрыва, разрушаемого абразией; А1, Б1, В1 – различные стадии развития подводной аккумулятивной террасы 175 2. Экзогенные геологические процессы Рис. 2.9.3. Абразионные берега с клифами и волноприбойными нишами (побережья Австралии, Египта, Греции) По мере развития абразионных и аккумулятивных террас накатывающиеся волны оказываются на мелководье, забуруниваются и теряют энергию, не доходя до коренного берега, из-за чего абразия прекращается. 176 2.9. Геологическая деятельность морей и океанов В зависимости от характера протекающих процессов берега можно разделить на абразионные (состоящие из клифа и бенча) и аккумулятивные, у которых происходит намывание волнами осадков. Волны осуществляют не только разрушительную работу, но и работу по перемещению и аккумуляции обломочного материала. Набегающая волна выносит обломки пород и ракуши, образуя полосу наносов на морском побережье в зоне действия прибойного потока – пляж (от франц. plage – отлогий морской берег). Морфологически выделяются два типа пляжей. Пляжи полного профиля формируются у аккумулятивных берегов и имеют вид невысоких пологих валов. Пляжи неполного профиля, характерные для абразионных берегов, представляют собой наклонённые в сторону моря скопления наносов, примыкающее тыльной стороной к подножию берегового обрыва. При забурунивании волн на глубинах в первые метры отлагаемый под водой материал (песок, гравий или ракуша) образует подводный (или с гребнем выше уровня моря) песчаный вал, протягивающийся параллельно берегу – бар (от франц. barre – преграда, отмель). Формирование бара может приводить к отделению прибрежной части морского бассейна от основной акватории – так 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). Особенностью лагун является отличие солёности вод и биологических сообществ. Осадконакопление в морях и океанах В морях и океанах накапливаются различные осадки, которые по происхождению можно разделить на следующие группы: – терригенные, образующиеся за счет накопления продуктов механического разрушения горных пород; – биогенные, формирующиеся за счёт жизнедеятельности и отмирания организмов; – хемогенные и биохемогенные, образующиеся за счет осаждения из морской воды растворенных веществ и коллоидов или 177 2. Экзогенные геологические процессы в результате взаимодействия базальтов океанического дня с морскими водами; – вулканогенные, накапливающиеся в результате подводных извержений и за счёт принесённых с суши продуктов извержений; – полигенные, т. е. смешанные осадки, образующиеся за счёт материала разного происхождения. В целом, вещественный состав донных осадков определяется несколькими факторами: – глубиной области осадконакопления и рельефом дна; – гидродинамическими условиями (наличием течений, влиянием волновой деятельности); – характером поставляемого осадочного материала (определяемого климатической зональностью, удалённостью от континента и составом слагающих сушу пород и др.); – биологической продуктивностью (морские организмы извлекают из воды минеральные вещества и поставляют их на дно после отмирания в виде раковин, коралловых построек и пр.); – наличием и характером вулканизма и гидротермальной деятельности. Эти же факторы управляют и скоростью накопления осадков. Наибольшая скорость отмечается в приконтинентальных областях – на шельфе в устьях крупных рек (где она достигает 1000–10000 мм/1000 лет), в основании континентального склона и глубоководных желобах (1000 мм и более/1000 лет). Эти области рассматриваются, соответственно, в качестве 1-го, 2-го и 3-го глобальных уровней лавинной (сверхбыстрой) седиментации. Главная причина тому – интенсивное поступление материала с континентов. Широтное расположение зон с разной скоростью осадконакопления отражает влияние климатических факторов и определяемую ими биопродуктивность. С ростом глубины области осадконакопления скорость снижается, поскольку в глубоководных областях основной источник материала – биогенный (планктон), продуцируемый в поверхностных слоях, а он растворяется и вовлекается в биологические циклы по мере осаждения. Скорость накопления осадков в удаленных от континентов глубоководных 178 2.9. Геологическая деятельность морей и океанов котловинах Тихого океана менее 1 мм / 1000 лет. Изменения уровня Мирового Океана, глубоководные течения, мощные штормы и цунами приводят к перерывам в осадконакоплении, размыву и переотложению осадков. Мощность осадков также существенно изменяется. Осадки отсутствуют в осевых частях СОХ, где происходят процессы формирования современной океанической коры, тонким слоем перекрывают базальты фланговой зоны СОХ (с возрастом 10–26 Ма), где их мощность медленно нарастает по мере удаления от осевой зоны. На талассократонах мощность достигает 1000 м, изменяясь в зависимости от сочетания вышеизложенных факторов. Толщи наибольшей мощности сформировались там, где высокие скорости сочетались с длительностью осадконакопления – у основания континентальных склонов (достигая 15 000–20 000 м). Химический состав океанических и континентальных отложений в целом сходен. При исключении биогенного карбонатного материала терригенные осадки океана близки среднему составу глинистых сланцев континентов, но в океанических осадках почти в 10 раз больше железа и марганца. Повышенное содержание типично и для Сорг. Нужно отметить, что его содержание определяет интенсивность аутигенного минералообразования в донных отложениях, поэтому такие процессы наиболее активно протекают близ континентов (где в илах образуются сульфиды, сидерит и другие минералы) и медленно в глубоководных областях, где поступление Cорг. минимальное (здесь образуются оксидные соединения – Fe-Mn конкреции, кобальтовые корки и пр.). Среди терригенных минералов преобладают кварц и полевые шпаты; кварц и калиевые полевые шпаты поступают с континентов, разносясь ветрами (в аридной зоне), течениями (в умеренной и экваториальной зоне), льдами. Состав глинистых минералов также подчиняется климатической зональности. С вулканической деятельностью связано обильное поступление вулканических стёкол (иногда составляющих до 75 %), ромбических пироксенов и плагиоклазов. Значительную долю в составе океанических отложений составляют биогенные карбонатные и кремнезёмовые минералы. В глубоководных отложениях ниже уровня карбонатной компенсации важное значение имеют аутигенные минералы (цеолиты, 179 2. Экзогенные геологические процессы глауконит, монтмориллонит, шамозит, водные оксиды Fe и Mn и др.). Специфичное минералообразование отмечается в зонах выхода гидротермальных растворов, где образуются сульфидные постройки и металлоносные осадки. Осадконакопление в литоральной зоне. Для зоны литорали характерны осадки, непосредственно связанные с береговой зоной, в зависимости от строения которой они быстро изменяются по простиранию. У абразионных берегов формируются терригенные отложения (от глыб до песков); для аккумулятивных берегов типичны песчаные и галечные пляжи. Прибрежные осадки, формирующиеся под воздействием волн, объединяют понятием ундалювий (от лат. unda – волна и гр. luo – омываю). На низменных побережьях, затопляемых во время наиболее высоких приливов или нагонов морской воды, образуются марши – болотистые, заросшие травой луга, осадки которых представлены переслаиванием илистых или песчано-илистых наносов и горизонтов торфа. На плоских низменных морских побережьях, ежедневно заливаемых морем во время приливов и освобождающихся от морской воды во время отливов (так называемые осушки), в зависимости от режима, происходит либо абразия, проводящая к вымыванию материала (с формированием характерных каменистых осушек), либо аккумуляция, сопровождающаяся образованием сложенных илистыми отложениями ваттов. Осадок приносится на ватты приливной водой и отлагается в результате уменьшения скорости течения. Обычно приливное течение, более сильное, отлагает более грубозернистый материал, отливное – более тонкие осадки. Это создаёт характерное для ватт чередование материала разного состава, обычно песчано-алевритового и алевритово-глинистого. Ватты образуются только там, где нет сильных прибоев и постоянного морского течения, размывающего наносы. Они развиваются, главным образом, на защищенных частях берега и особенно быстро растут там, где в море впадают реки, в обилии приносящие илистый материал. Характерной особенностью ваттовых отложений служат многочисленные текстуры поверхности слоя, созданные стеканием струек воды и деятельностью организмов (следы птиц, наземных животных и пр.). В тропиках на берегах, затопляемых приливами, образуются мангровые заросли. 180 2.9. Геологическая деятельность морей и океанов Осадконакопление на шельфах (в сублиторальной зоне). Терригенный и глинистый материал поступает на шельфы главным образом за счёт приноса аллювиального материала (до 90 % материала, приносимого с континентов), за счёт абразии, эолового, ледникового и айсбергового разноса. Минеральный состав этой группы осадков определяется составом разрушаемых на суше пород и продуктов их выветривания. Впадающие равнинные реки приносят тонкий глинистый материал и растворённые вещества, горные – терригенный. В пределах гумидных зон, где на суше происходит интенсивное химическое выветривание, в донных осадках прибрежных зон преобладают глинистые минералы. Роль биогенного материала определяется климатической зональностью: в гумидных тропических областях его вклад составляет более 50 %, в холодных водах Арктики – менее 5 %. В холодной и умеренной зоне среди биогенных отложений преобладают известняки-ракушечники. В холодных водах – кремнистые диатомовые илы. В экваториальной и тропической зонах – коралловые и кораллово-водорослевые рифы; рифостроящие кораллы распространены в районах с температурой воды не ниже 18°С (оптимальные условия 23–25°С) и до глубины не более 100 м. Хемогенные отложения в шельфовой зоне формируются в заливах и лагунах аридных областей. Здесь накапливаются самосадочные соли и карбонаты. Современные шельфы представляют собой зоны транзита, по которым материал перемещается с континентов к континентальному подножию. В периоды понижения уровня Мирового Океана происходил масштабный глобальный сброс осадочного материала с шельфов в основание материкового склона. При переходе от шельфа к континентальному склону резко увеличивается содержание тонкозернистого материала (размером менее 0,05 мм) из-за уменьшения скорости течений – более крупный материал не может транспортироваться из-за низкой энергии течений. У бровки шельфа образуются «облака мути», представляющие собой взвесь тонкозернистого материала, медленно осаждающегося на дно. Осадконакопление на континентальном склоне и подножии. В этих областях океана преобладает тонкозернистый тер181 2. Экзогенные геологические процессы ригенный материал, поступающий с шельфа. Глинистые осадки покрывают около 60 % поверхности, пески 25 %, биогенные осадки 5 %, выходы коренных пород занимают около 10 % площади. Специфика осадконакопления определяется наличием уклона, способствующего образованию мутьевых потоков (называемых турбидитные потоки1, turbidity currents), перемещающих вниз по склону огромные массы материала. Часто турбидитные потоки тяготеют к подводным каньонам, являющимся продолжением речных долин или связанным с зонами разломов. Турбидитные потоки образуют у подножья континентального склона огромные подводные конусы выноса (или фены), покрывающие и прилегающую область абиссальных котловин. С этими потоками связано образование специфичных отложений – турбидитов, характеризующихся цикличным строением. Каждый полный цикл (встречающийся редко и только в мощных циклитах), отвечающий отложению материала одного потока, включает пять пакетов, различающихся составом и текстурой (рис. 2.9.4): Т1 – песок наиболее грубозернистый несортированный, в верхней части с гравитационной слоистостью, Т2 – средне-мелкозернистый песок с горизонтальной тонкоритмичной градационной слоистостью, Т3 – песок тонкозернистый с мелкой косой или волнистой слоистостью, знаками ряби, с оползневой или оплывинной (конволютной) складчатостью, Т4 – песок тонкозернистый или алеврит глинистый с тонкой горизонтальной слоистостью, Т5 – пелитовый ил неслоистый, переходящий в пелагические осадки, формирующиеся между схождением потоков. Гранулометрический состав материала может меняться от тонкозернистого до глыбового подводных оползней, но специфика строения цикла при этом сохраняется (рис. 2.9.4). Одновременно с мутьевыми потоками происходят подводные обвалы и оползни, приводящие к смещению крупных, иногда огромных блоков (сотни метров в поперечнике и десятки километров в длину – смещенные вниз по склону фрагменты пластов осадочных пород). Образующиеся таким путём скопления несортирован1 На континентах наиболее близким аналогом турбидитов являются селевые потоки. Как и последние, турбидиты подразделяются на два генетических подтипа – связных и несвязных потоков. Более широко развиты несвязные турбидиты, среди которых различаются русловые и дельтовые отложения. 182 2.9. Геологическая деятельность морей и океанов Рис. 2.9.4. Строение турбидитов (пояснения в тексте) ного материала, сформировавшиеся в водной среде в результате процессов обрушения, осыпания, скольжения или скольжения в пластичном состоянии называются олистостромами (такие образования известны еще под названием «дикий флиш»). Олистостромы состоят из бесструктурной обычно пелитовой и алевритовой массы (матрикса), в которую погружены разные по размеру, форме и составу блоки (рис. 2.9.5). Иногда виды следы смещения блоков в виде вспахивания подстилающих пород, многокилометровые детрузивные оползни деформируют осадки на десятки и сотни метров в глубину. 183 2. Экзогенные геологические процессы Сползание пластичных масс сопровождается характерной оползневой складчатостью. Разрывы заполняются пластичными массами, придавая толще сложное строение. Рис. 2.9.5. Олистостростромовый горизонт (А) и оползневая складчатость (Б) в палеогеновых морских отложениях (район п. Агой) Циклы могут повторяться сотни тысяч раз, в результате чего образуется ритмично построенная толща турбидитов, олистостромовых накоплений и фоновых илов, образующая флишевую формацию. Широкое развитие флишевых отложений типично и для глубоководных желобов, где дополнительным приводящим в движение осадки фактором служат землетрясения. Близость вулканических дуг определяет обилие вулканического материала. За пределы континентального подножия и глубоководных желобов поступающий с континентов и транспортируемый по шельфам материал практически не поступает, на этих уровнях глобальной лавинной седиментации отлагается порядка 92 % твердого стока. Осадконакопление на океаническом ложе. Осадконакопление в глубоководной области океанов (в абиссальной, или пелагической зоне) принципиально отличается от осадконакопления в пределах областей развития континентальной коры. Отметим некоторые особенности. 1. Резко ограниченное поступление терригенного материала, связанное с его осаждением в областях окраинно-континенталь184 2.9. Геологическая деятельность морей и океанов ной седиментации. Исключение составляют прилегающие к континентам абиссальные аккумулятивные равнины, куда материал выносится турбидитными потоками. Относительно незначительное количество терригенного материала поступает в виде тонкой речной взвеси и эоловой пыли (в некоторых районах, также за счёт ледникового стока или вулканической деятельности). 2. Прохождение осадочным материалом (как неорганического, так и органического происхождения – панцири и скелеты микроорганизмов и пр.) стадии взвеси. Нахождение в стадии взвести способствует растворению вещества и его вовлечению в биологические процессы, из-за чего её количество с глубиной уменьшается. 3. Значительная роль биогенного материала и чрезвычайно важная роль биогенных процессов в осадконакоплении. Жизнедеятельность организмов определяет процессы биофильтрации, биоассимиляции, биосорбции и биологического транспорта (по А. П Лисицыну). Биофильтрация связана с улавливанием зоопланктоном питательной взвести и вместе с ней тонких терригенных частиц, что приводит к образованию крупных комков-пелетт и осаждению последних в более глубинные зоны. Ежедневно зоопланктоном отфильтровывается не менее 5 млрд тонн взвеси. Биоассимиляция заключается в том, что растворённые в воде элементы переводятся в твёрдое состояние (участвуя в построении панцирей, раковин, спикул губок и пр.) и включаются в состав живых тканей. Биосорбция связана с концентрацией растворённых в океанских водах элементов (Co, Zn, Ni, Cu и др.) на частицах биогенного происхождения. Биологический транспорт определяет перенос вещества и энергии в составе организмов, детрита (мертвого органического материала, состоящего из фрагментов живых организмов) и пищевых комочков. В океане биологические процессы определяют осаждение всех частиц размером менее 0,01 мм и значительной части более крупных частиц из поверхностного слоя. 4. Низкая скорость осадконакопления 0,1–10 мм/1000 лет и дефицит осадков. 5. Однотипность осадков на больших площадях. Прилегающие к континентальным склонам отложения представлены гемиплегическими илами (глинами), образованными преимущественно за счет отложения тонкой взвести (оседающей 185 2. Экзогенные геологические процессы из характерных для краев шельфа «облаков мути»), копролитов (ископаемых экскрементов морских животных) и турбидитных выносов. Для удалённых от континентов областей определяющим процессом выступает биопланктоногенная седиментация (с сопутствующими процессами биоассимиляции, биофильтрации, биосорбции), приводящая к накоплению пелагических известковых и кремниевых илов. Первые сложены преимущественно кокколитами (с фораминиферами и петроподами в разном соотношении), вторые, формирующиеся в высоких широтах и приэкваториальной зоне, – радиоляритами, диатомитами и переходными разностями. Наиболее специфичны эвпелагические красные глины, формирующиеся ниже критической глубины карбонатонакопления (рис. 2.9.6). Это элювиальные образования, сформированные в основном нерастворимым остатком планктоногенных илов и продуктами преобразования глинистых минералов (хлоритизации, смектитизации и других процессов) и вулканического стекла (стадийные преобразования по схеме: вулканическое стекло → алюмосиликатный гель → цеолиты, палагонитизация и др.), содержащими биогенные остатки (зубы акул и других рыб, клювы кальмаров и пр.), метеоритные шарики, редкие частицы эолового разноса. Типичные красные глины представлены цеолитовыми разностями, в разной мере содержащими железо-марганцевые корки и конкреции; переходные к другим типам глубоководных отложений разности характеризуются повышением доли карбонатов, биоопала, терригенных компонентов и Сорг. (при этом для типичных разностей содержание Сорг. не превышает 0,1 %). Образование этих глин происходит с крайне низкой скоростью – доли мм за тысячу лет, свидетельством чему служит насыщенность космическим материалом (цеолитовые глины, характерные для аридных зон, содержат до 15–30 шариков в 1 л). На участках вымывания течениями тонкого материала (а фракция <0,01 мм составляет в них до 95–98 %) залегает «перлювий», состоящий из железо-марганцевых конкреций. Залегают красные глины на базальтах океанического дна, в Тихом океане образуя покров мощностью до 5–15 м. В Тихом океане они покрывают 36–40 % площади дна, в Индийском – 25–30 %, в Атлантическом – до 20 %. 186 2.9. Геологическая деятельность морей и океанов Рис. 2.9.6. Эвпелагические цеолитовые глины (видны агрераты цеолитов, марганцевые микроконкреции), электронно-микросопические снимки Близ осевых зон срединно-океанических хребтов формируются металлоносные осадки, связанные с поступлением эндогенного вещества (рис. 2.9.7). Выходы высокотемпературных гидротермальных растворов образуют так называемые курильщики; высокотемпературные источники (>270°С) при смешении с водой образуют похожую на клубы чёрного дыма сульфидную взвесь («черные курильщики»), более низкотемпературные «белые курильщики» образуют кремнезёмовую и карбонатную взвесь. Отлагающийся материал формирует конусы или вертикальные колонны высотой до 25 м, на вершине которых находятся одна или несколько труб. Большая часть выносимого вещества рассеивается, обогащая выносимыми элементами донные отложения. На флангах СОХ и на вулканических поднятиях отлагаются преимущественно биопланктоногенные илы, ниже критической глубины карбонатного осадконакопления сменяющиеся охарактеризованными выше красными глубоководными глинами. По мере удаления от оси СОХ, а следовательно, увеличения возраста океанической коры и длительности формирования её осадочного слоя, возрастают мощности отложений. 187 2. Экзогенные геологические процессы Рис. 2.9.7. Схема геохимических процессов в гидротермальной системе СОХ Контрольные вопросы 1. Охарактеризуйте минерализацию и химический состав вод Мирового океана. 2. Охарактеризуйте основные элементы рельефа дна Мирового океана. 3. Опишите механизм береговой абразии и связанные с ней формы рельефа. 4. Какие главные факторы определяют состав донных отложений морей и океанов? 5. Какие генетические группы осадков морей и океанов выделяются? 6. Для каких областей океанов характерны наиболее высокие и наиболее низкие скорости накопления осадков? 7. Объясните причины сверхбыстрой седиментации в океанах. 8. Охарактеризуете отложения литоральной зоны и условия их накопления. 9. Охарактеризуете отложения сублиторальной зоны. Какие факторы определяют их разнообразие? 188 2.10. Понятие об осадочных фациях, литогенезе и залегании осадочных толщ 10. Охарактеризуете отложения континентального подножия. Укажите их характерные особенности. 11. Каковы особенности осадконакопления в глубоководных областях океанов? 12. Охарактеризуйте отложения, типичные для глубоководных котловин. 13. Какова роль биогенных процессов в формировании глубоководных отложений? 14. Охарактеризуйте состав эвпелагических красных глин. 15. Как образуются металлоносные океанические осадки? 2.10. ПОНЯТИЕ ОБ ОСАДОЧНЫХ ФАЦИЯХ, ЛИТОГЕНЕЗЕ И ЗАЛЕГАНИИ ОСАДОЧНЫХ ТОЛЩ 2.10.1. Осадочные фации Геологическое тело или ассоциация горных пород, обладающие характерными признаками, указывающими на условиях их образования и отличающими их от соседних, могут быть определены как фация (от лат. facies – лицо, облик). Применительно к осадочным породам под фацией понимается (по Н. В. Логвиненко и В. И. Марченко) обстановка осадконакопления… овеществлённая в осадке или породе. Это определение как нельзя лучше объединяет два понимания фации: и как осадков, образовавшихся в определённых условиях, и как условий, определяющих их образование. Фация образуется на характеризующейся одинаковой физико-географической обстановкой и сходным составом биоценозов площади осадконакопления. Близкие фации объединяются в группы, закономерно замещают друг друга на площади, образуя фациальные ряды. В самом общем виде всё разнообразие фаций можно разделить на три большие группы: континентальные фации, переходные от морских к континентальным, морей и океанов. Континентальная группа фаций объединяет речные (аллювиальные), пролювиальные, озёр189 2. Экзогенные геологические процессы ные, болотные, пустынные, эоловые, прибрежных равнин, делювиальные и коллювиальные, ледниковые, карстовых областей и пещер, наземные вулканические и некоторые другие фации. Группа фаций переходных от континентальных к морским включает лагунные и заливные, лиманов и эстуариев, приливно-отливных равнин, приморских озёр, дельтовые фации, фации баров и пляжей и др. Группа фаций морей и океанов в самом общем виде объединяет фации шельфа, континентального склона, глубоководные фации и др. Фации разделяются также на современные и древние. При изучении современных фаций можно исследовать одновременно и обстановку, и образующийся в этой обстановке осадок; при изучении древних фаций – только горные породы и по их фациальным признакам восстанавливать древние обстановки. Восстановление фациальных условий на основе изучения соответствующих фациальных признаков и выяснение распределения этих условий в пространстве и во времени осуществляется методами фациального анализа. При реконструкции не только изучаются особенности пород, но и анализируется комплекс органических остатков (фациально-палеоэкологический метод), закономерности строения разрезов (фациальноциклический метод) и иные признаки. В ходе фациального анализа должны быть восстановлены основные условия древнего осадконакопления: среда осадконакопления (водная, наземная); её динамика, направления движения потоков (рек, морских течений, воздушных масс); физико-химические (солёность вод, температура, рН, Eh, газовый режим и пр.) и физико-географические (климат) условия; рельеф области осадконакопления, глубина бассейна, удалённость от областей сноса материала; наличие перерывов в накоплении осадков. При специальных исследованиях могут быть восстановлены не только условия осадконакопления, но и характер их преобразования при диагенезе и последующих изменениях; в таких случаях реконструируются фации изменённых осадочных пород. Распределение фаций отображается на литолого-фациальных картах, содержащих информацию о составе и условиях образования осадков какого-либо стратона (т. е. отражают условия конкретного промежутка времени). Эти карты служат основой для создания палеогеографических карт, на которых показываются физико-географические обстановки. 190 2.10. Понятие об осадочных фациях, литогенезе и залегании осадочных толщ 2.10.2. Литогенез. Стадии и типы литогенеза Образование осадочной породы является сложным процессом, объединяющим несколько последовательных стадий, объединяемых понятием стадии литогенеза (литос – камень + генезис – происхождение). Начальной стадией, приводящей к мобилизации вещества, является гипергенез – стадия физического и химического выветривания (например, образования песчаных зёрен за счёт разрушения уже существующих пород). Остающиеся на месте своего образования продукты гипергенеза формируют коры выветривания. На следующей стадии – седиментогенеза – происходит смыв продуктов выветривания, их транспортировка и осаждение (седиментация). Осадки обычно представляют собой сильно обводнённые неуравновешенные физико-химические системы со значительным количеством живого (бактерии) или мёртвого органического вещества (например, ил – сильно обводнённый тонкозернистый осадок современных водоёмов, содержащий огромное количество микроорганизмов, разлагающих органические остатки). На стадии диагенеза (от гр. diagenesis – перерождение, преобразование) происходит преобразование осадков в осадочную горную породу, процессы направлены на уравновешивание системы (разложение неустойчивых минералов и органики, выделение газов – продуктов химических реакций и пр.). В отличие от осадка, осадочная порода – стабильная уравновешенная система. Диагенез протекает обычно при температуре до 25 °С и на глубине до ~300 м. Главными процессами на этой стадии являются обезвоживание и уплотнение под давлением накопившихся новых слоёв, цементация, кристаллизация и перекристаллизация (например, аморфный опал превращается в халцедон и затем в кварц; сложенные карбонатными скелетами кораллов рифовые постройки частично превращаются в кристаллические известняки и т. п.), образование конкреций. Стадия вторичных изменений осадочной породы, следующая за стадией диагенеза, называется катагенезом. Факторами катагенеза являются температура (до 300–350°С), давление (сопровождающее погружение пород), состав поровых вод, геологическое время. В ходе этого процесса на глубине 4–5 км глина превращается в аргиллит. В условиях катагенеза образуются каменный уголь высоких степеней преобразования (в том числе антрацит), нефть и газ. 191 2. Экзогенные геологические процессы Рис. 2.10.2.1. Общая схема стадий литогенеза1 Весь цикл образования осадочной породы объединяется термином «литогенез». Литогенез – совокупность процессов образования осадков (седиментогенез), превращения осадков в осадочную горную породу (диагенез) и последующего изменения осадочных пород (катагенез), а также процессов гипергенеза. 1 192 Справочник по литологии / под ред. Н. Б. Вассоевича и др. М.: Недра, 1983. 2.10. Понятие об осадочных фациях, литогенезе и залегании осадочных толщ Особенности литогенеза зависят от физико-географических условий. В глобальном масштабе он разделяется на континентальный, континентальных окраин и океанический. Наибольшим разнообразием характеризуется континентальный литогенез, в котором выделяются четыре типа (по Н. М. Страхову): гумидный, аридный, ледовый и аклиматический вулканогенно-осадочный. Гумидный тип литогенеза получил название от характерного компонента почв – гумуса. Характерен для влажных климатов, характеризующихся суммой осадков, превышающей испарение, и среднегодовой температурой (или температурой в течение части года) выше нуля, что позволяет существовать воде в жидкой фазе. Такие климаты характерны для умеренной, экваториальной и влажной тропической зон. Подразделяется на тёплый и умеренный (в котором в свою очередь выделяется бореальный холодный). Важным фактором, определяющим особенность гумидного литогенеза, служит большое количество органического вещества – ежегодный прирост биомассы составляет 42–325 центнеров на гектар. При разложении органики образуются органические кислоты, углекислый газ и другие химически активные вещества, способствующие интенсивному химическому выветриванию. Ещё один важнейший фактор – наличие жидкой воды. Важно, что химическое разложение сопровождается непрерывным или периодическим промыванием кор выветривания водой, выносящей растворимые продукты выветривания (их удаление – необходимое условие интенсивного химического выветривания). На стадии гипергенеза в таких условиях активно протекает физическое, химическое и органическое выветривание. Коры выветривания – наиболее характерный признак этого типа; их мощность в тропических и субтропических зонах может достигать 150–200 м (при этом в умеренной редко превышает 10 м). Не менее активно происходит седиментогенез. Поскольку количество осадков выше испарения, непрерывно происходит снос твёрдого и растворённого материала текучими водами. Образующийся при гипергенезе материал может частично оставаться на месте (коры выветривания), частично осаждается на путях миграции (аллювий, делювий, пролювий и др.), но большая его часть достигает конечных бассейнов стока – озёр, морей и 193 2. Экзогенные геологические процессы океанов. При гумидном литогенезе формируются и терригенные, и хемогенные, и биогенные отложения (в том числе каустобиолиты – горючие полезные ископаемые); характерными являются развитые коры выветривания с каолиновым, частично (в тропическом и субтропическом климате) глинозёмистым горизонтом. Аридный литогенез протекает там, где среднегодовая температура выше нуля и преобладает испарение над суммой осадков – в жарких засушливых зонах. Современные зоны аридного литогенеза охватывают сухие степи, саванны, полупустыни и пустыни. Специфика аридного литогенеза в первую очередь определяется дефицитом воды. По мере увеличения дефицита воды уменьшается интенсивность миграции растворённых веществ и химического выветривания. В областях аридного литогенеза интенсивность механического выветривания значительно выше, чем химического; отсутствуют развитые коры выветривания, при этом характерны каменные развалы. Главную роль в разрушении пород имеет температурное выветривание. Транспортировка материала осуществляется поверхностными водами и ветром. Несмотря на дефицит влаги, периодически интенсивно проявляется деятельность поверхностных вод (из-за ливневого характером выпадения осадков), что определяет формирование пролювиальных конусов выноса и широкое развитие хемогенных отложений (карбонатов, сульфатов, боратов); развиты сульфатные шляпы и иллювиальные образования. Важным фактором осадконакопления является ветер: формирование и движение дюн и барханов, эоловая транспортировка. Причём, если песчаный материал сосредоточен в пределах пустынь, то глинисто-алевритовые частицы могут выноситься ветрами далеко за их пределы. Для водоёмов аридных зон, часто бессточных и расположенных ниже уровня моря, типична повышенная солёность, приводящая к осаждению карбонатов и солей, образованию некоторых групп пелоидов. Ледовый тип литогенеза происходит в условиях, где среднегодовая температура значительно ниже нуля, а количество осадков преобладает над испарением (нивальные зоны). Современные области ледового литогенеза охватывают зоны высоких широт (Арктика, Антарктида) и горные вершины, расположенные выше снеговой линии. В этих условиях вода замерзает и осуществля194 2.10. Понятие об осадочных фациях, литогенезе и залегании осадочных толщ ет геологическую деятельность главным образом в форме льда. Практически нет химического и биогенного выветривания, что определяет обломочный характер формирующихся пород. Характерным (но редким) минералом, типичным для илов и тиллов этой области является икаит – метастабильный карбонат состава Ca(HCO3)2×6H2O. Важнейшими факторами литогенеза в этих условиях служат температурное и морозное выветривание. В нивальном климате длительное время могут существовать ледники, которые становятся важнейшим агентом образования и переноса обломочного материала. Деятельность текучих вод своеобразна и относительно слабо проявлена – в виде гляциофлювиальных процессов. В областях вулканизма во время извержений происходит расплавление огромных масс льда, вследствие чего образуются мощные грязекаменные потоки – лахары, переносящие и отлагающие большие количества вулканогенного и моренного материала. На непокрытых льдом территориях транспортировка протекает под действием силы тяжести (обвалы, осыпи) и частично водными потоками и ветром. Вулканогенно-осадочный литогенез происходит под влиянием вулканических извержений. Специфичность данного типа литогенеза связана с участием глубинного вещества и эндогенной энергии, последняя особенность делает его независимым от климата. 2.10.3. Залегание осадочных толщ Осадки и образующиеся при их диагенезе осадочные породы накапливаются в понижениях рельефа (на дне океанов и морей, в межгорных депрессиях и пр.) и, как правило, первоначально имеют горизонтальное залегание, образуя слои – уплощенные геологические тела, относительно однородные по составу и строению и ограниченные приблизительно параллельными поверхностями раздела. Верхняя граница слоя называется кровлей, нижняя – подошвой. Расстояние между кровлей и подошвой слоя определяет истинную мощность данного слоя. Чередование слоёв определяет слоистое строение толщ осадочных пород, связанное с неравномерным осаждением материала и образованием слоевых швов во вре195 2. Экзогенные геологические процессы мя перерывов в седиментации. Перерывы проявляются и в специфичных текстурах поверхности слоя – знаках ряби (как правило, мелких гребнях и ложбинках, возникших под действием ветра или волнения воды), следах животных, отпечатках капель дождя или кристаллов льда, трещинах первичного усыхания и пр. Внутри слоя обычно присутствуют текстуры, называемые слойчатостью (или слоистостью). Образована слойчатость чередованием слойков, различающихся составом, размерами частиц, окраской и другими признаками, и возникает из-за ритмичных колебаний интенсивности тех или иных факторов седиментации, не приводящих к смене условий осадконакопления (фации). Виды слоеватости (рис. 2.10.3) определяются характером движения среды, в которой происходит накопление осадка. Параллельная слойчастоть свидетельствует об относительной неподвижной среде; такие условия возникают в морских бассейнах или озёрах ниже уровня действия волн и течений. Волнистая – в основном в результате захоронения знаков ряби, образующихся при движениях, имеющих периодическую смену в одном направлении, например, при отливах, приливах, прибрежных волнениях в мелководных зонах моря, эоловой транспортировке. Линзовидная внутрипластовая текстура имеет сходное происхождение, образуется за счет знаков ряби, возникающих при быстром и изменчивом движении водной или воздушной среды, например, в речных потоках или приливно-отливной полосе моря. Косая слойчатость образована прямолинейными и криволинейными поверхностями наслоения, возникающими при движении среды в одном направлении (реки, морские течения или движения воздуха), переплетающаяся косая слоистость, ориентированная в различных направлениях, характерна для мелководья. Группы слоёв, обладающие общностью литологических признаков, объединяют в пачки. Такая общность может проявляться в сходстве состава пород (например, пачка из нескольких слоёв известняков среди песков или иных пород), цикличности строения (повторяющееся на некоторой мощности разреза переслаивание двух или более разновидностей пород), текстурных или иных признаках, визуально выделяющих группу слоёв из общей мощности толщи. 196 2.10. Понятие об осадочных фациях, литогенезе и залегании осадочных толщ Рис. 2.10.3. Виды слойчатости: I – волнистая (и линзовидная), II – горизонтальная, III – косая Слои могут накапливаться непрерывно, в таком случае их залегание называется согласным. Незначительные перерывы, не сопровождающиеся глубоким размывом поверхности, называют диастемами (от гр. diastema – промежуток). Несогласное залегание образуется если между вышележащим и подстилающим сло197 2. Экзогенные геологические процессы ями отмечается перерыв в осадконакоплении и стратиграфическая последовательность нарушена. Причиной тому обычно служат деформации, связанные с тектоническими движениями. 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. Выявление стратиграфических несогласий является одной из наиболее важных задач геологического картирования и проводится с использованием следующих признаков: характерное строение поверхности несогласия, имеющей неровности, вымоины, уступы; угловое несогласие между слоями разного возраста; резкий возрастной разрыв между фауной в выше- и нижележащих слоёв; резкое различие в степени метаморфизма двух соприкасающихся слоёв; присутствие базального конгломерата в основании несогласно залегающей серии пород; резкий переход от морских к континентальным отложениям и наоборот; следы выветривания на поверхности несогласия. Контрольные вопросы 1. Дайте определение понятию «осадочная фация». 2. Каковы задачи фациального анализа? Какие данные используются для фациального анализа? 3. Дайте определение понятию «литогенез». 4. Опишите процессы, происходящие на разных стадиях литогенеза. 5. Охарактеризуйте типы континентального литогенеза (особенности выветривания, транспортировки материала, характера отложений и др.). 6. Дайте определение понятиям «слой», «пачка слоёв», «слойчатость». 7. Как устанавливается несогласное залегание слоёв? 198 3. ЭНДОГЕННЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ 3.1. МАГМАТИЗМ Под магматизмом понимается совокупность процессов и явлений, связанных с деятельностью магм – возникновение в земной коре и мантии расплавов, их подъём, внедрение в породы земной коры и излияние на поверхность. Магма – это огненно-жидкий природный обычно силикатный расплав (реже – карбонатный или сульфидный), обогащённый летучими компонентами (H2O, CO2, CO, H2S и др.). Кристаллизация магмы приводит к образованию магматических (изверженных) горных пород. Образование магматических расплавов происходит в результате плавления локальных участков мантии или земной коры. Большинство очагов плавления располагается на относительно небольших глубинах в интервале от 15 до 250 км. Плавление субстрата может быть полным или частичным (парциальное плавление). В последнем случае возникающий очаг плавления представляет собой нерасплавленную твёрдую породу (рестит), насыщенную заполняющим межзерновые пространства и другие полости расплавом. Дальнейшая эволюция очага связана либо с выжиманием расплава, чему способствуют градиент давления в геологической среде, либо с увеличением его объёма, приводящего к образованию «магматической каши» – магмы, насыщенной тугоплавкими кристаллами. При достижении 30–40 объёмных % расплава эта смесь приобретает свойства жидкости и выжимается в область более низких давлений. Подвижность магмы определяется её вязкостью, зависящей от химического состава и температуры. Наиболее низкой вязкостью обладают глубинные мантийные магмы, имеющие высокую температуру (до 1600–1800°С в момент зарождения) и содержащие мало кремнезёма (SiO2). Наибольшая вязкость присуща магмам, возникшим за счёт плавления вещества верхней континентальной коры – они образуются при температуре 700–800°С и наиболее насыщены кремнезёмом. Выжимаемый из межзерновых 199 3. Эндогенные геологические процессы пор расплав фильтруется в область пониженного давления со скоростью от нескольких сантиметров до нескольких метров в год. В случае, если значительные объёмы магмы внедряются по трещинам и разломам, скорость их подъёма значительно выше. Согласно расчётам, скорость подъёма некоторых магм (коматиитовых) достигала 1–10 м/с. Существует несколько причин плавления: повышение эндогенного теплового потока; подъём горячего пластичного глубинного вещества из области высоких в область более низких давлений; погружение легкоплавкого материала в область высоких температур; поступление флюидов, понижающих температуру плавления (в частности, выделяющаяся при разложении минералов вода на десятки – сотни градусов снижает температуру плавления пород). Причины нередко сочетаются: подъём горячего астеносферного вещества в область пониженного давления приводит к началу его плавления → магма внедряется в литосферную мантию и нижнюю кору, приводя к частичному плавлению слагающих их пород → подъём расплавов в менее глубинные зоны коры, где присутствуют минералы с конституционной водой (слюды, амфиболы), приводит к плавлению пород за счет выделения водного флюида. Состав и особенности образующихся из магмы горных пород определяются сочетанием следующих факторов: исходным составом магмы, процессами её эволюции и условиями кристаллизации. В основу классификации магм и образующихся из них горных пород положен химический состав, в первую очередь, содержание кремнезёма и щелочей (табл. 3.1.1, рис. 3.1.1). Таблица 3.1.1. Отряды магматических пород Отряд Ультракислые содержание SiO2, вес. % более 78 Кислые 63–78 Средние 52–63 Основные 45–52 Ультаосновные Низкокремнеземистые и некремнеземистые 200 30–45 менее 30 3.1. Магматизм Рис. 3.1.1. Диаграмма сумма щелочей – кремнезём (TAS – total alkali-silica) для химической классификации магматических (вулканических) горных пород Магматические расплавы поступают из мантии или образуются в результате плавления пород земной коры. Химический состав мантии и коры различны, что в первую очередь и обусловливает различия состава магм. Возникающие за счет плавления мантийных пород магмы, как и сами эти породы, обогащены основными оксидами – FeO, MgO, CaO, поэтому имеют ультраосновной (пикритовые) и основной (базальтовые) состав; состав образующихся магм варьирует в зависимости от Р-Т условий и степени 201 3. Эндогенные геологические процессы плавления мантии (рис. 3.1.2). В зонах погружения земной коры в мантию образуются большие объёмы средних (андезитовых) магм, типичных для активных континентальных окраин. Магмы, возникающие при плавлении пород земной коры, обедненной основными окислами, но обогащенной кремнеземом (типичным кислотным оксидом), имеют кислый состав. Рис. 3.1.2. Диаграмма, демонстрирующую зависимость состава расплавов от температуры, давления и степени плавления мантии (Kushiro, 1996)1 Родоначальные магмы в промежуточных очагах и по пути движения расплава часто претерпевают существенные изменения со1 Ikuo Kushiro. Partial Melting of a Fertile Mantle Peridotite at High Pressures: an Experimental Study Using Aggregates of Diamond // 1996. Geophysical Monograph Series 95:109–122. 202 3.1. Магматизм става, связанные с процессами кристаллизационной дифференциации, ликвации, гибридизма и иных процессов, что порождает многообразие изверженных горных пород. Кристаллизационная дифференциация связана с кристаллизацией минералов из магмы по мере снижения температуры, их отделением от расплава (фракционная кристаллизация) путём оседания тяжёлых кристаллов на дно магматической камеры или конвекционного переноса в более холодную её часть; при этом прекращается взаимодействие расплава с кристаллами, что приводит к концентрации части химических элементов в кристаллах. Порядок кристаллизации минералов закономерен, для базальтовой магмы он описывается кристаллизационным рядом Боуэна (рис. 3.1.3). Выделяются две реакционные серии: 1) дискретная, состоящая из меланократовых1 (темноцветных) минералов, концентрирующих магний и железо: оливин → пироксены → амфиболы → биотиты; 2) непрерывная, включающая полевые шпаты и кварц: кальциевые плагиоклазы → кальциево-натриевые плагиоклазы → натриевые плагиоклазы → калиевые полевые шпаты → мусковит → кварц. Кристаллизация минерала приводит к неравновесности системы «кристалл – расплав» (из-за концентрации элементов в минералах и, соответственно, обеднения ими расплава). В каждой из серий по мере снижения температуры происходит реакция между выделившимися минералами и расплавом, в результате чего образуется последующий минерал серии. Последними кристаллизуются минералы, концентрирующие типичные для остаточных расплавов элементы (в частности крупноионный калий), и кварц – за счет избыточного кремнезёма. Кристаллизация завершается по мере исчерпания элементов, что приводит к формированию пород с той или иной типичной минеральной ассоциацией (рис. 3.1.3). Имея большую, чем остаточный расплав, плотность, минералы ранней кристаллизации осаждаются на дно магматической камеры (если вязкость магмы не слишком велика), что препятствует их дальнейшей реакции с расплавом. В таком 1 Меланократовые, или мафические, минералы – обобщённое название темноокрашенных породообразующих минералов, обогащенных железом и магнием (оливин, пироксены, амфиболы, биотит и др.). Светлые или бесцветные породообразующие минералы называют лейкокартовыми (полевые шпаты, кварц, нефелин и др.). 203 3. Эндогенные геологические процессы случае остаточный расплав приобретает отличный от исходного химический состав и обогащается летучими компонентами (они не входят в состав минералов ранней кристаллизации). Следовательно, минералы ранней кристаллизации образуют одну горную породу, а из оставшейся магмы будут образовываться иные породы. Процессы кристаллизационной дифференциации типичны для основных расплавов; осаждение фемических минералов приводит к расслоенности в магматической камере – её нижняя часть приобретает ультраосновной состав, а верхняя – основной. При благоприятных условиях дифференциация базальтовой магмы может привести к выделению небольшого объёма кислого расплава (что изучено на примере застывших лавовых озёр Алаэ на Гавайских островах и вулканов Исландии). Рис. 3.1.3. Кристаллизационный ряд Боуэна Наличие температурного градиента в магматической камере приводит и к перераспределению элементов путём диффузии (диффузионная дифференциация). Летучие компоненты в крупных магматических камерах или протяжённых по вертикали магматических колоннах концентрируются в верхних частях расплава (эманационная дифференциация). При быстром движении рас204 3.1. Магматизм плава в узких трещинах наблюдается динамическая дифференциация, приводящая к скоплению более крупных кристаллов в зоне более быстрого движения магмы. Ликвация представляет собой процесс разделения магмы при понижении температуры на два несмешивающихся расплава с разной плотностью (и химическим составом). Соответственно, из разделившихся магм будут кристаллизоваться различные по составу породы. Магма взаимодействует с вмещающими породами, что приводит к изменению её состава (контаминации). Процесс расплавления и усвоения постороннего материала магмой обозначается термином ассимиляция (assimillato – уподобление). Например, внедрение кислых магм в богатые основными оксидами породы может привести к возникновению средних пород. Нерасплавленные включения захваченных магмой пород можно наблюдать в виде ксенолитов (рис. 3.1.4), отдельных реликтовых тугоплавких кристаллов (ксенокристаллов), шлиров1 – образовавшихся в результате захвата и переработки магмой ксенолитов скоплений минералов. Рис. 3.1.4. Образование ксенолитов и ассимиляция магмой вмещающих пород 1 Под шлирами понимаются скопления минералов в магматических породах, отличающееся от основной массы пород. Возникать они могут как в результате захвата и переработки магмой ксенолитов, так и при сегрегации минералов в ходе кристаллизации расплава, вследствие возникновения неоднородностей при движении расплава и др. причин. 205 3. Эндогенные геологические процессы В некоторых случая происходит одновременное плавление двух или более горных пород разного состава с образованием смешанной магмы – синтексис (от гр. syntexis – сплавление). Процесс смешения разных по составу магм или ассимиляции расплавом ранее образовавшейся магматической породы объединяется понятием гибридизм (рис. 3.1.5). Рис. 3.1.5. Процесс гибридизма В процессе эволюции расплава отмеченные процессы могут сочетаться. Из одной и той же по химическому составу магмы в разных условиях кристаллизации могут образовываться разные породы. Поэтому, наряду с составом, ещё одним определяющим фактором является глубина кристаллизации. По условиям глубинности образования (или по фациальному признаку) магматические породы разделяются на интрузивные, или глубинные, и эффузивные, или излившиеся, породы. Интрузивные породы образуются при кристаллизации магматического расплава на глубине в толщах горных пород; в зависимости от глубины образования разделяются на две фации: 1) абиссальные породы, образовавшиеся на значительной глубине (несколько км), и 2) гипабиссальные, которые образовались на относительно небольшой глубине (около 1–3 км). Эффузивные породы образуются в результате застывания излившейся на поверхность или дно океанов лавы. Условия образования хорошо отражены в структурах пород (рис. 3.1.6). 206 3.1. Магматизм Рис. 3.1.6. Структуры магматических пород разных фаций: А – абиссальная порода (крупнокристаллическая равномернокристаллическая); Б – гипабиссальная порода (порфировидная или мелкокристаллическая), В – эффузивная порода (скрытокристаллическая с порфировыми кристаллами) 207 3. Эндогенные геологические процессы Интрузивный магматизм Интрузивные процессы связаны с образованием и движением магмы ниже поверхности Земли. Образовавшиеся в глубинах Земли магматические расплавы имеют более низкую, чем у окружающих твёрдых пород, плотность и, обладая подвижностью, внедряются в вышележащие горизонты. Процесс внедрения магмы называют интрузией (от лат. intrusio – внедрение). Если магма застывает, не достигая поверхности (среди вмещающих горных пород), то образуются интрузивные тела. По отношению к вмещающим породам интрузивы разделяются на согласные (конкордантные) и несогласные (дискордантные). Первые залегают, не пересекая границ их слоёв; вторые имеют секущие контакты. По форме выделяют несколько разновидностей интрузивных тел. К согласным формам интрузивов относятся силл, лополит, лакколит и другие менее распространённые. Силлы представляют собой согласные пластообразные интрузивные тела, образующиеся в условиях растяжения земной коры, как правило, в толщах слабо дислоцированных осадочных или вулканических пород. Их мощность составляет от десятков сантиметров до сотен метров. Внедрение большого количества силлов в слоистую толщу образует подобие слоёного пирога. При этом в результате эрозии прочные магматические породы в рельефе образуют «ступени» (от англ. sill – подоконник). Такие многоярусные силлы, сложенные основными породами, широко распространены на Сибирской платформе (в составе Тунгусской синеклизы), на Индостане (Декан) и других платформах. Лополиты – это крупные согласные интрузивные тела блюдцеобразной формы (от гр. lopas – чаша, плоское блюдце). Каналом они соединяются с магматическим очагом. Мощность лополитов достигает сотен метров, а диаметр – десятков километров. Наиболее крупным является Бушвельдский в Южной Африке. Образуются в условиях тектонического растяжения и опускания. Лакколиты – согласное интрузивное тело грибоорбразной формы. Кровля лакколита имеет выпуклую сводообразную форму (и приподнимает вышележащие слои горных пород), подошва обычно горизонтальная. Классическим примером являются интрузивы гор Генри в Северной Америке. Формируются в условиях значитель208 3.1. Магматизм ного давления внедряющейся магмы на слоистые вмещающие породы. Являются малоглубинными интрузиями, поскольку в глубоких горизонтах давление магмы не может преодолеть давление мощных толщ вышележащих пород. Лакколиты приобретают симметричную форму при расположении канала в середине основания и ассиметричны, если он ближе к краю. К наиболее распространённым несогласным формам относятся дайки, жилы, штоки и батолиты. Дайка – несогласное интрузивное тело пластиннобразной формы. Образуются в гипабиссальных и субвулканических условиях при внедрении магмы по разломам и трещинам. В результате действия экзогенных процессов вмещающие осадочные разрушаются быстрее, чем залегающие в них дайки из-за чего в рельефе последние напоминают разрушенные стены (название от англ. dike, dyke — преграда, стена из камня). Жилами называют небольшие секущие тела неправильной формы. Шток (от нем. stock – палка) представляет собой несогласное интрузивное тело близкой к столбообразной форме и имеющее значительное протяжение на глубину. Наиболее крупными интрузиями являются батолиты – к ним относят интрузивные тела площадью порядка сотен км2. Батолиты сложены кислыми абиссальными породами, образующимися при плавлении и метасоматическом преобразовании вещества земной коры в областях горообразования. Слагающие батолиты гранитоиды образуются как в результате плавления первчноосадочных «сиалических» пород (S-граниты), так и при плавлении первичномагматических, в том числе и основных «фемических», пород (I-граниты). Этому способствует предварительная переработка исходных пород (субстрата) глубинным флюидами, привносящими в них щёлочи и кремнезём. Образующиеся в результате масштабного плавления магмы могут кристаллизоваться на месте своего образования, создавая автохтонные интрузивы, или внедряться во вмещающие породы – аллохтонные интрузивы. Все крупные глубинные интрузивные тела (батолиты, штоки, лополиты и пр.) часто объединяют общим термином плутоны. Мелкие их ответвления называют апофизами. К интрузивным телам, форма и условия залегания которых точно не установлены, применяется термин массив (при этом термин имеет широкую трактовку). 209 3. Эндогенные геологические процессы Рис. 3.1.7. Формы залегания интрузивных тел При изучении и картировании территорий, в пределах которых совмещены несколько интрузивных тел, большое значение имеет правильное выделение фаз и фаций. Каждая фаза внедрения представляет собой магматические тела, образованные при внедрении одной порции магмы. Тела, принадлежащие разным фазам внедрения, разделены секущими контактами. Фации отражают разные условия кристаллизации расплава в пределах одного интрузивного тела. Наиболее значительно различаются условия во внутренних и краевых частях. Зона изменённых магматических пород в краевой части интрузива называется эндоконтактовой зоной. Для эндоконтактовых зон (фаций) характерно изменение химического (и минерального) состава пород за счет взаимодействия с вмещающими породами («рамой»), присутствие ксенолитов и ксенокристаллов, своеобразие структурных и текстурных особенностей (рис. 3.1.8). Термическому и химическому воздействию подвергаются и вмещающие породы. Такая экзоконтактовая зона может иметь мощность от первых сантиметров до десятков километров в зависимости от характера вмещающих пород и насыщенности магмы флюидами. Интенсивность изменений также может существенно меняться: от дегидратации и незначительного уплотнения пород до полной замены исходного состава новыми минеральными парагенезисами. 210 3.1. Магматизм Рис. 3.1.8. Эндконтактовые изменения в гранитоидах: А – шлифровые текстуры, Б – ксенолиты (Даховский массив, Большой Кавказ) Вулканические процессы Расплавы и газы, выделявшиеся в недрах планеты, могут достигать поверхности, приводя к вулканическому извержению – процессу поступления на поверхность раскалённых или горячих твёрдых, жидких и газообразных вулканических продуктов. Выводные отверстия, через которые на поверхность планеты поступают вулканические продукты, называют вулканами (Вулкан – бог огня в римской мифологии). В зависимости от формы выводного отверстия вулканы подразделяются на трещинные и центральные. Вулканы трещинного, или линейного, типа имеют выводное отверстие в форме протяжённой трещины (разлома). Извержение происходит или вдоль всей трещины, или в отдельных её участках. У вулканов центрального типа извержение происходит через подводящий трубообразный канал – жерло – проходящий от вулканического очага к поверхности. Верхняя часть жерла, открывающаяся на поверхность, называется кратер. От главного жерла вдоль трещин могут ответвляться второстепенные выводные каналы, давая начало боковым кратерам. Поступающие из кратера вулканические продукты формируют вулканические постройки. Часто под термином «вулкан» и понимают возвышенность с кратером на вершине, образованную продуктами извержения. 211 3. Эндогенные геологические процессы Форма вулканических построек зависит от характера извержений. При спокойных излияниях жидких базальтовых лав образуются плоские щитовые вулканы, падение склонов которых в верхних частях составляет 7–8° и снижается к краям. В случае извержения более вязких лав и (или) выбросов твёрдых продуктов формируются вулканические конусы. Формирование вулканической постройки может произойти в результате одного извержения (такие вулканы называют моногенные), либо в результате многократных извержений (вулканы полигенные). Полигенные вулканы, построенные их чередующихся лавовых потоков и рыхлого вулканического материала называют стратовулканами. Ещё одним важным критерием классификации вулканов служит уровень их активности. По этому критерию вулканы делятся на действующие, потухшие, уснувшие и палеовулканы. Действующие вулканы извергались или выделяли горячие газы и воды в исторический период (последние ~3500 лет), в современную эпоху насчитывается порядка 850 действующих вулканов. Потухшие вулканы не проявляли никаких признаков активности в исторический период, но сохранили свои внешние формы. В районах активного вулканизма такие вулканы могут возобновлять свою деятельность, поэтому их считают уснувшими. Палеовулканы, образовавшиеся прошедшие геологические эпохи, реконструируются на основании остатков вулканических аппаратов, присутствия продуктов вулканических извержений (сохранившихся в подводящих каналах, выполненных гипабиссальными и субвулканическими телами) и других признаков. Отражением силы вулканического извержения может служить объём извергнутых продуктов и высота столба пепла – показатель вулканической эксплозивности (VEI – Volcanic Explosivity Index), измеряемый по шкале от 0 (извержения с объёмом выбросов менее 10 тыс. м³) до 8 (извержения с объёмом выбросов более 1000 км³ и высотой столба пепла более 25 км). Извержения с показателем VEI 6 баллов способны влиять на климат в глобальном масштабе. За последние 10 тыс. лет произошло лишь семь извержений силой VEI 7. К извержениям VEI 8 относятся мегаизвержения супервулканов Йеллоустон (630000 до н. э.), Тоба (74000 до н.э.), Таупо (25360 до н.э.). 212 3.1. Магматизм Рис. 3.1.9. Строение центрального (А) и щитового (Б) вулканов1 1 Раст Х. Вулканы и вулканизм. М.: Мир, 1982. 213 3. Эндогенные геологические процессы Продукты извержения вулканов разделяются на жидкие, твёрдые и газообразные. Жидкими продуктами извержений являются лавы. Лава (от лат. labes – обвал, падение) – это жидкая или вязкая расплавленная масса, поступающая на поверхность при вулканических извержениях. Лава от магмы отличается низким содержанием летучих компонентов, что связано с дегазацией магмы по мере продвижения к поверхности. Характер поступления лавы на поверхность определяется интенсивностью выделения газов и вязкостью лавы. Существуют три основных механизма поступления лавы – эффузия, экструзия и эксплозия – и, соответственно, три главных типа извержений. Эффузивные извержения представляют собой спокойные излияния лавы из вулкана. Экструзия – тип извержения, сопровождающийся выдавливанием вязкой лавы. Экструзивные извержения могут сопровождаться взрывным выделением газов, приводящим к образованию палящих туч. Эксплозивные извержения – это извержения взрывного характера, обусловленные быстрым выделением газов. Лавы, как и их интрузивные аналоги, в первую очередь разделяются по кремнекислотности (на ультраосновные, основные и пр.). Ультраосновные лавы в фанерозое встречаются очень редко, хотя в докембрии были распространены значительно шире (что объясняется более интенсивным эндогенным тепловым потоком). Основные – базальтовые – лавы обычно жидкие, что связано с низким содержанием кремнезёма и высокой температурой при выходе на поверхность (до 1100–1200°С при современном геотермическом градиенте). Благодаря жидкому состоянию они легко отдают газы, что определяет эффузивный характер извержений и способность разливаться на большие расстояния в виде потоков, а в районах со слабо расчленённым рельефом образовывать обширные покровы. Поверхности лавовых потоков покрывается стекловатой коркой, долго сохраняющей способность к пластическим деформациям под воздействием движущегося потока, вследствие чего приобретают характерную волнистую поверхность; при дальнейшем движении лавы «волны» могут сбиваются и выглядят как уложенные в ряд канаты шириной 2–15 см. Волнистые лавы в Ис214 3.1. Магматизм ландии называют геллухраун, канатные лавы Гавайских островов – пахойхой. У более вязких базальтовых лав на поверхности успевает образоваться более толстая корка, которая при движении разламывается на угловатые обломки. Их поверхность представляет собой скопление остроугольных обломков (обычно менее 1 м в поперечнике) с шиповидными или иглообразными выступами. Гавайское название таких потоков – аа-лава. Нередко эти две разновидности встречаются совместно. Еще более вязкие лавы базальтового, андезитобазальтового и андезитового состава, на поверхности которых образуются толстые корки, характеризуются глыбовыми поверхностями, образованными полиэдрическими глыбами в десятки сантиметров в поперечнике; края глыб обычно не несут следов спекания. Характерными представителями служат санторианские лавы (по о.Санторин в Греции). Движение таких лавовых потоков приводит к образованию лавобрекчиевых горизонтов: на переднем крае потока глыбы корки обрушаются, перекрываются и цементируются движущейся лавой. Обломки и цемент в лавобрекчиевых потоках состоят из застывшей лавы одинакового состава. По мере возрастания кремнекислотности лав их вязкость увеличивается, и скорость движения снижается. Кислые лавы образуют короткие потоки с крутыми краями или вулканические купола – экструзивные образования, возникающие при выдавливании лавы. Рис. 3.1.10. Поверхности лавовых потоков: А – канатная лава, Б – аа-лава (Эфиопия) 215 3. Эндогенные геологические процессы При излиянии жидкой базальтовой лавы в воду происходит быстрое застывание поверхности потоков, что приводит к образованию своеобразных «труб», внутри которых продолжает двигаться расплав. Выдавливаясь из края такой «трубы» в воду, порция лавы приобретает каплеобразную форму. Поскольку охлаждение происходит неравномерно и внутренняя часть ещё некоторое время продолжает оставаться в расплавленном состоянии, происходит сплющивание лавовых «капель» под действием силы тяжести и веса следующих порций лавы. Нагромождения таких лав называют подушечными лавами или пиллоу-лавами (от англ. pillow – подушка). Застывание расплавов происходит как на поверхности, так в форме интрузивных тел. Весь комплекс магматических образований, связанных с единым тектоно-магматическим циклом в конкретной геологической структуре, образует вулкано-плутоническую ассоциацию. Эффузивные породы нередко сопровождаются пирокластическими образованиями (от гр. рyг – огонь и klao – ломаю, разбиваю), состоящими из обломков эффузивов, их минералов и вулканического стекла. Разделяются они на эндокластиты, образующиеся при разбрызгивании и застывании лавы, и экзокластиты, образующиеся в результате дробления образовавшихся ранее прикокластических пород. При подводных извержениях за счет взаимодействия с водой или насыщенными водой осадками образуются гидроэксплозивные вулканокластические породы. По размеру обломков разделяются на вулканические бомбы, лапилли, вулканический песок и вулканическую пыль (табл. 3.1.2). Вулканический песок и вулканическая пыль объединяются термином вулканический пепел. Таблица 3.1.2. Классификация пирокластических пород Размер обломков, мм более 50 2–50 0,1–2 менее 0,1 216 Название пород вулканические бомбы лапилли вулканический песок вулканический пепел вулканическая пыль 3.1. Магматизм Вулканические бомбы являются наиболее крупными среди пирокластических образований, их размер может достигать нескольких метров в поперечнике. Образуются из обрывков лав, выброшенных из кратера. В зависимости от вязкости лав обладают различной формой и скульптурой поверхности. Бомбы веретенообразной, каплеобразной, ленточной и кляксообразной формы образуются при выбросах жидких (преимущественно базальтовых) лав. Веретенообразная форма возникает из-за быстрого вращения маловязкой лавы во время полёта. Кляксообразная форма возникает при выбросах жидкой лавы на небольшую высоту; не успевая отвердеть, при ударе о землю они сплющиваются. Ленточные бомбы образуются при выжимании лавы сквозь узкие трещины, встречаются в виде обломков лент. Специфичные формы образуются при фонтанировании базальтовых лав: тонкие струйки жидкой лавы развеваются ветром и застывают в виде нитей, такие формы называют «волосы Пеле» (Пеле – богиня, по преданию, живущая в одном из лавовых озёр на Гавайских островах). Для бомб, образовавшихся за счёт вязких лав, характерны полигональные очертания. Некоторые бомбы во время полёта покрываются охлаждённой затвердевшей коркой, которая разрывается выделяющимися из внутренней части газами, их поверхность приобретает вид «хлебной корки». Вулканические бомбы могут быть сложены и экзокластическим материалом, особенно при взрывах, разрушающих вулканические постройки. Лапилли (от лат. lapillus – камешек) представлены округлыми или угловатыми вулканическими выбросами, состоящими из застывших в полете кусков свежей лавы, старых лав и чуждых вулкану пород. Размер обломков составляет от 2 до 50 мм. Большая часть вулканических выбросов осаждается вблизи вулкана. В качестве иллюстрации этого достаточно вспомнить засыпанные пеплом при извержении Везувия в 79 г. города Геркуланум, Помпею и Стабию. При сильных извержениях вулканическая пыль может выбрасываться в стратосферу и во взвешенном состоянии перемещаться воздушными потоками на тысячи километров. Первоначально рыхлые вулканические продукты (называемые «тефра») впоследствии уплотняются и цементируются, превращаясь в вулканические туфы. Специфичными образования217 3. Эндогенные геологические процессы ми являются игнимбриты (от лат. ignis – огонь и imber – ливень), представляющие собой породы, состоящие из спекшегося пирокластического материала кислого состава. Их образование связано с возникновением палящих туч (или пепловых потоков) – потоков раскалённого газа, капель лавы и твёрдых вулканических выбросов, возникающих вследствие интенсивного импульсного выделения газов при извержении. Нижняя часть таких потоков насыщена твердыми раскалёнными вулканическими выбросами, каждая частица при этом окружена раскалённым газом, что препятствует слипанию и быстрому осаждению материала и придаёт потоку высокую подвижность, превращая его в раскалённую лавину. Среди вулканических газообразных продуктов извержений (H2O, CO2, CO, HCl, CH4, H2S, HF, N2 и др.) различаются эруптивные газы, выделяющиеся во время извержения, и фумарольные газы, поступающие из трещин и расщелин во время спокойного состояния вулкана. В зависимости от состава фумаролы подразделяются на сольфатары, мофеты и выделения водяного пара (с CO2 или без). Сольфатары выделяют содержащие сероводород или сернистый газ пары (с температурой 90–300 °С); мофеты – преимущественно углекислый газ с примесями азота, водорода, метана (температура их <100°С). Типы вулканических извержений. В зависимости от характера извержений среди них выделяют несколько типов. Основа такой классификации заложена французским геологом Лакруа ещё в 1908 г. Им были выделены четыре типа, которым автор присвоил названия вулканов: 1) гавайский, 2) стромболианский, 3) вулканский и 4) пелейский. Предложенная классификация не включает все известные механизмы извержений (впоследствии она дополнялась новыми типами – исландский и др.), но и на сегодняшний день не утратила актуальности. Извержения гавайского типа характеризуются спокойным эффузивным излиянием очень горячей жидкой базальтовой магмы в условиях низкого газового давления. Лава под давлением выбрасывается в воздух в виде лавовых фонтанов высотой от нескольких десятков до нескольких сотен метров (при извержении Килауэа в 1959 г. они достигали высоты 450 м). Извержение обычно происходит из трещинных жерл, особенно на ранних стадиях. Оно со218 3.1. Магматизм провождается незначительным количеством слабых взрывов, разбрызгивающих лаву. Жидкие клочья лавы, падающие у основания фонтана в виде брызг и бомб кляксообразной формы образуют конусы разбрызгивания. Лавовые фонтаны, тянущиеся вдоль трещины иногда на несколько километров, формируют вал, состоящий из застывших брызг лавы. Капли жидкой лавы могут образовать волосы Пеле. Извержения гавайского типа иногда приводят к образованию лавовых озёр. Примерами могут служить извержения вулканов Килауэа, Хапемаумау на Гавайских островах, Нирагонго и Эрта-Але в Восточной Африке. К описанному гавайскому типу очень близок исландский тип; сходство отмечается и в характере извержений, и в составе лав. Отличие заключено в следующем. При извержениях гавайского типа лава формирует большие куполообразные массивы (щитовые вулканы), а при извержениях исландского типа лавовые потоки образуют плоские покровы. Излияние происходит из трещин. В 1783 г. в Исландии произошло знаменитое извержение из трещины Лаки длиной около 25 км, в результате которого базальты создали плато площадью 600 км2. После извержения трещинный канал заполняется застывшей лавой, а рядом при следующем извержении образуется новая трещина. В результате наслоения многих сотен покровов над меняющими свое положение в пространстве трещинами образуются протяженные лавовые плато (обширные древние базальтовые плато Сибири, Индии, Бразилии и других районов планеты). Извержения стромболианского типа получили название по вулкану Стромболи, находящемуся в Тирренском море у побережья Италии. Характеризуются ритмичными (с перерывами от 1 до 10–12 мин) выбросами относительно жидкой лавы. Из обрывков лавы образуются вулканические бомбы (грушевидной, крученой, реже веретенообразной формы, нередко расплющивающиеся при падении) и лапилли; материал пепловый размерности почти отсутствует. Выбросы чередуются с излияниями лавы (по сравнению с излияниями вулканов гавайского типа потоки более короткие и толстые, что связано с более высокой вязкостью лав). Ещё одной типичной особенностью служит длительность и непрерывность развития: вулкан Стромболи извергается с V в. до н.э. 219 3. Эндогенные геологические процессы Извержения вулканского типа. Название дано по острову Вулькано в группе Липарских островов, расположенных у побережья Италии. Связаны с извержением вязкой обычно андезитовой или дацитовой лавы с высоким содержанием газов из вулканов центрального типа. Вязкая лава быстро отвердевает, образуя пробку, закупоривающую кратер. Давление выделяющихся из лавы газов периодически со взрывом «выбивает» пробку. При этом вверх выбрасывается черное облако пирокластического материал с бомбами типа «хлебной корки», округлые, эллипсоидальные и крученые бомбы практически отсутствуют. Иногда взрывы сопровождаются излияниями лавы в виде коротких и мощных потоков. Затем вновь образуется пробка, и цикл повторяется. Извержения разделяются периодами полного покоя. Извержения вулканского типа характерны для вулканов Авачинского и Карымского на Камчатке. К этому типу близки извержения плинианского типа, свойственные супервулканам, и характеризующиеся мощными взрывными выбросами лавы, которые сопровождаются масштабными пепельными осадками и пирокластическими потоками. Такой тип извержения характерен, в частности, для Везувия; само название типу дано по имени римского учёного Плиния Старшего, погибшего во время наблюдения за извержением этого вулкана. Извержения пелейского типа. Название дано по вулкану МонПеле на острове Мартиника в Карибском море. Происходят при поступлении очень вязкой лавы в вулканы центрального типа, что сближает его с извержением вулканского типа. Лава застывает ещё в жерле и образует мощную пробку, которая выжимается в виде монолитного обелиска (происходит экструзия). На вулкане Мон-Пеле обелиск имеет высоту 375 м и диаметр 100 м. Накапливающиеся в жерле раскалённые вулканические газы временами вырываются сквозь застывшую пробку, приводя к образованию палящих туч. Палящая туча, возникшая при извержении Мон-Пеле 8 мая 1902 г. имела температуру около 800 °С и двигаясь вниз по склону вулкана со скоростью 150 м/с, она уничтожила город СенПьер с 26 000 жителей. Подобный тип извержения наблюдался часто у вулканов на острове Ява, в частности у вулкана Мерапи, а также на Камчатке у вулкана Безымянного. 220 3.2. Метаморфизм Контрольные вопросы 1. 2. 3. 4. 5. Где и по каким причинам образуются магматические расплавы? Какие факторы определяют состав магм? Охарактеризуйте процессы эволюции магматических расплавов. Опишите (и объясните) кристаллизационный ряд Боуэна. Какое влияние оказывают вмещающие породы на состав и кристаллизацию магм? 6. Какие фации выделяются для магматических пород? 7. Какие интрузивные тела относятся к согласным? В каких условиях образуются разные согласные тела? 8. Какие интрузивные тела относятся к несогласным? В каких условиях образуются разные несогласные тела? 9. На основании каких признаков выделяются фазы внедрения и фации в интрузивных телах? 10. Как разделяются вулканы по строению? 11. Как подразделяются вулканы по уровню активности? 12. Как оценивается сила вулканического извержения? 13. Охарактеризуйте продукты вулканических извержений. 14. О чем может свидетельствовать форма поверхности лавовых потоков? 15. Дайте определение понятию «пирокластические породы». Как такие породы образуются? 16. Какие факторы определяют образование и особенности вулканических бомб? 17. Охарактеризуйте основные типы вулканических извержений? Какие факторы определяют особенности каждого из типов? 3.2. МЕТАМОРФИЗМ Под метаморфизмом (от гр. metamorphoό – превращаю, преобразую) понимается совокупность процессов минеральных и структурно-текстурных преобразований в твёрдом состоянии существующих пород (протолита) под воздействием эндогенных факторов. Две важнейшие особенности процессов метаморфизма: 1) протолит в ходе метаморфических изменений сохраняет твердое состояние, 221 3. Эндогенные геологические процессы т. е. преобразование пород происходит без плавления, 2) процесс является субизохимическим – валовый химический состав метаморфической породы и породы, за счёт которой она образовалась (протолита), остаются одинаковыми (изменения сводятся к частичной потере флюидной фазы), т. е. система является односторонне открытой, теряющей, но не приобретающей вещество извне. Факторами метаморфизма являются: состав протолита, температура, давление и активность флюида. Метаморфические трансформации начинаются при температуре около 200 °С и продолжаются до плавления пород. Повышение температуры обусловлено геотермическим градиентом при погружении пород либо внедрением магматических расплавов или горячих флюидов. Давление в метаморфической системе складывается из литостатического (вызванного весом вышележащих пород), флюидного и стрессового, определяемого тектоническими движениями. Наличие флюидной фазы в значительной степени определяет общее давление в метаморфической системе, характер деформации пород, теплоперенос, транспортировку веществ при химических реакциях. Значение имеет не только количество, но и состав флюида, влияющий на изменение Р-Т условий метаморфических реакций (так, при повышенной доли СО2 во флюидной фазе начало многих метаморфических реакций смещаются в сторону более низких температур). При этом нужно отметить, что протекание метаморфизма (как изохимического процесса) возможно только в условиях существенной обеднённости флюидами, иначе они, обладая высокой растворяющей способностью по отношению ко многим петрогенным элементам, неизбежно приведут к метасоматическим трансформациям. Метаморфические процессы направлены на приведение горных пород к равновесному состоянию при изменении физико-химических условий среды: неустойчивые минеральные ассоциации заменяются стабильными в данных условиях. Метаморфическую систему можно сопоставить с конструктором, из набора деталей которого (химических элементов) в зависимости от условий собираются разные конструкции (минеральные ассоциации). Высвобождение атомов из кристаллических решёток неустойчивых минералов и их вхождение в новообразованные минералы осуществляются одно222 3.2. Метаморфизм временно, благодаря чему порода остается твердой. Такие трансформации могут происходить неоднократно при изменениях термодинамических условий, причём как при возрастании значений температуры и/или давления, так и при понижении. Метаморфические реакции приводят к замене одних минералов на другие в результате реакций между элементами разных минералов или путём полиморфных превращений (например, превращения андалузит-силлиманит-кианит; эти минералы имеют один и тот же состав – Al2SiO5 (рис. 3.2.1). Рис. 3.2.1. Р-T-диаграмма продуктов полиморфного превращения Al2SiO5 Разрушение кристаллических решёток сопровождается выделением летучих компонентов, в условиях высоких значений Р-Т полностью удаляющихся из системы. Примером служит реакция: 223 3. Эндогенные геологические процессы 2K(Fe,Mg)3[AlSi3O10](OH)2+6SiO2 = 2K[AlSi3O8]+3(Fe,Mg)2[Si2O6]+ 2H2O биотит кварц полевой шпат гиперстен Если при метаморфизме происходит замена более высокотемпературных безводных минералов на более низкотемпературные и в метаморфическую систему поступает вода (что происходит при подъёме территорий), реакции могут иметь обратную направленность и сопровождаться гидратацией. В зависимости от масштабов проявления метаморфизма и геологических условий его принято разделять на региональный и локальный. Региональный метаморфизм охватывает обширные площади в тысячи км2. Термодинамические условия, необходимые для начала метаморфизма, могут достигаться в двух разных обстановках. При пригибании территории и погружении пород на значительную глубину высокая температура достигается за счёт геотермического градиента, давление – за счёт веса вышележащих пород (метаморфизмом погружения). Изучение глубокопогружённых толщ указывает, что при таком механизме осуществляются лишь низкотемпературные метаморфические преобразования, соответствующие начальной стадии метаморфизма. Процессы глубокого метаморфического преобразования происходят только при активизации эндогенных процессов на данной территории, сопровождающейся воздействием на погружённые породы горячих глубинных флюидов и динамических, связанных с тектоническими движениями, напряжений (динамотермальный метаморфизм). Локальный метаморфизм объединяет несколько подтипов. Контактовый метаморфизм связан с воздействием теплового потока магматических расплавов и сопровождающих их флюидных потоков на вмещающие породы. Масштабы контактового воздействия зависят в первую очередь от состава, объёма и температуры магматического тела. Экзоконтактовые зоны небольших даек, силлов и лавовых потоков имеют ширину от миллиметров до нескольких метров. Вокруг крупных интрузивов образуются экзоконтактовые ореолы до сотен метров и километров. Наиболее мощные экзоконтактовые зоны окружают крупные гранитоидные интрузивы, что связано с их насыщенностью флюидами. Отделяясь от маг224 3.2. Метаморфизм матического расплава, они проникают в толщи вмещающих пород, приводя к их разогреву. Степень преобразования пород экзоконтактовый зоны снижается по мере удаления от интрузива: минеральные ассоциации, состоящие из высокотемпературных минералов, располагаются вблизи интрузива, низкотемпературные ассоциации – на периферии контактовой зоны. Необходимо добавить, что форма контактовых ореолов и выделяемых внутри них зон, отличающихся минеральными ассоциациями, имеют сложные очертания, что связано с различной флюидопроницаемостью толщи (максимальной в области трещин и разломов) и составом пород. Горячие, но бедные флюидами базальты образуют неширокие ореолы (или зоны обжига ксенолитов), при этом уровень изменения доходит до выправления стекла. Локальный высокотемпературный метаморфизм (>850°С), происходящий в условиях низкого парциального давления воды и сопровождающийся частичным плавлением, называют пирометаморфизмом (типичная для него порода – бухит). Помимо воздействия некоторых базальтовых расплавов, условия пирометаморфизма достигаются при импактном (ударном) метаморфизме, возникающем в условиях ударного сжатия и связанного с ним выделения тепловой энергии. Происходит он при соударениях быстролетящих космических тел (в том числе их падении на земную поверхность) и мощных ядерных или иных взрывах. Давление при таких процессах может составлять 5–50 ГПа, а при гигантских импактных событиях превышать 100 ГПа, температура может достигать 3000 °C и выше; скорость изменения напряжений доходит до 106–109 с-1. Такие условия не достигаются за счет эндогенных источников энергии и приводят к уникальным структурным и фазовым изменениям в веществе. В результате дробления кристалла ударной волной в нем возникают тончайшие нанометровые микроблоки, превращающие его кристаллическую структуру в диаплектовое стекло. Строение импактного кратера и характер преобразования пород приведены на рисунке 3.2.2. Динамический метаморфизм происходит в условиях значительного стрессового давления и связан с зонами тектонических разломов, где происходит дробление, деформация и перекристаллизация пород. При низкой температуре он проявляется в форме 225 3. Эндогенные геологические процессы хрупких деформаций – дроблении и истирании; в условиях повышенных температур возникают хрупко-пластичные деформации. Увеличение суммарной поверхности минеральных частиц за счет дробления часто сопровождается перекристаллизацией; в силу проницаемости разломов для флюидов и растворов преобразования имеют неизохимический характер. Рис. 3.2.2. Строение импактного кратера: 1 – насыпной вал аллогенной брекчии; 2 – цокольный вал; 3 – видимое (первичное) дно; 4 – истинное (цокольное) дно; 5 – линза аллогенной брекчии и импактов; 6 – складки в прибортовой части цоколя; 7 – складки под дном кратера; 8 – зона частичного плавления; 9 – зона разрушения; 10 – зона пластических деформации; 11 – оползни, террасы; 12 – конусы разрушения (сотрясения); 13 – жилы инъекционных брекчий; 14 – поддвиги и затухающие трещины; 15 – надвиги и опрокинутые слои; 16 – внешняя деформационная зона1 Фации метаморфизма Вещественным отражением степени преобразования пород в процессе метаморфизма являются минеральные парагенезисы – одновременно кристаллизующиеся минералы, стабильно сосуществующие при данных условиях метаморфизма. Поскольку процесс метаморфизма изохимичен, любые породы с одинаковым валовым химическим составом в одинаковых термодинамических условиях будут представлены одной и той же ассоциацией минералов. Следовательно, метаморфическую фацию можно определить как совокупность горных пород, претерпевших метаморфизм в близких термодинамических условиях и вследствие этого обладающих 1 226 Масайтис В. Л. и др. Геология астроблем. Л.: Недра, 1980. 3.2. Метаморфизм типичными для данных условий стабильными парагенезисами минералов. На границах фаций протекают минеральные преобразования, отражающие смену одних парагенезисов на другие, устойчивые в новых термодинамических условиях. Учитывая это, приведём ещё одно определение, данное Н. Л. Добрецовым: «Метаморфическая фация – Р-Т область метаморфизма, ограниченная линиями нескольких наиболее важных реакций». П. Эскола в 1920–1930-х годах разработал первую фациальную схему регионального метаморфизма (рис. 3.2.2), расположив по возрастанию температуры и давления следующие фации: зеленосланцевую, эпидот-амфиболитовую, амфиболитовую, гранулитовую (фации умеренного давления), глаукофансланцевую и эклогитовую (фации высокого давления). В дальнейшем рядом авторов эта схема уточнялась, в силу различий состава протолита для разных групп пород были выделены свои фации. Но для общей характеристики и до настоящего времени основой служит схема мономинеральных фаций П. Эскола с различными дополнениями (в частности, широко используемым включением низкотемпературной цеолитовой фации, фаций контактового метаморфизма и пр.). В её основе – полученное эмпирическим путём положение о существовании некоторых «критических» ассоциаций минералов, устойчивых только в условиях температур и давлений, характерных для конкретных интервалов P-T и «запрещенных» минералов и ассоциаций, невозможных в данных PТ-условиях. Метаморфические фации можно разделить на две главные группы: фации контактового метаморфизма и фации регионального метаморфизма. Фации контактового метаморфизма соответствуют фациям низкого давления – высоких температур, такие термодинамические параметры достигаются в условиях контактового метаморфизма. Типичным породами контактового метаморфизма являются роговики, что и определило название фаций: альбит-эпидот-роговиковая – роговообманково-роговиковая – пироксен-роговиковая, а также санидиновая (характерна для включений в лавах и контактовых зонах «сухих» горячих интрузивов). Фации регионального метаморфизма формируются в условиях пропорционального изменения температуры и давления. 227 3. Эндогенные геологические процессы Рис. 3.2.3. Метаморфические фации на основе схемы П. Эскола1 Цеолитовая фация занимает пограничное положение между диагенезом и региональным метаморфизмом, или наиболее низкая фация динамометаморфизма. Образуется при температуре 150–300 °C и давлении 200–300 МПа. Граница фации определяется устойчивостью цеолитов ломонтита или гейландита. Критическим реакциями служат: гейландит ↔ ломонтит + SiO2 + H2O и ломонтит + кальцит ↔ пренит + SiO2 + H2O + CO2. Пренит-пумпеллиитовая фация (стадия филлитов) от цеолитовой фации отделяется реакцией ломонтит + кальцит + хлорит ↔ пумпеллиит + кварц + H2O + CO2; её минеральные ассоциации устойчивы при температуре не выше 300 °C и давлении до 500 МПа. Характерные минералы: серицит, тальк, хлорит, серпентин, кварц. Типичные породы – «зеленокаменные породы» (слабо метаморфизованные базальтоиды, андезиты, габбро), филлиты (слабо мета1 228 Елисеев Н. А. Метаморфизм. Л.: Изд-во ЛГУ, 1959. 3.2. Метаморфизм морфизованные глинистые сланцы, алевролиты), тальк-хлоритовые сланцы (слабо метаморфизованные ультраосновные породы), кристаллические известняки и пр. Для таких пород характерны мелкие размеры кристаллов минералов (до 0,1–0,25 мм), сохранность реликтовых признаков первичных пород. Фация зелёных сланцев соответствует региональному метаморфизму низкой ступени. Граница с пренит-пумпеллиитовой фацией определяется неустойчивостью цеолитов и кристаллизацией пирофиллита. Поле устойчивости минеральных ассоциаций лежит в области температур 350–550 °C и давлений до 100–300 МПа. Характеризуется наличием низкотемпературных гидроксилсодержащих минералов (хлорит, тальк и пр.), плагиоклазы представлены альбитом. Может присутствовать амфибол с крайне низким содержанием алюминия (тремолит рассматривается как типоморфный минерал этой фации). Критической реакцией, отражающей переход к эпидот-амфиболитовой фации, может служить: кальцит +хлорит + + кварц = актинолит + эпидот + Н2О + СО2, а также кристаллизация роговой обманки, альмандина или ставролита. Переходя к рассмотрению более высокотемпературных фаций нужно отметить, что их образование происходит при участии глубинных флюидных потоков. Эпидот-амфиболитовая фация и зеленосланцевая фации разграничены устойчивостью минералов с кристаллизационной водой и исчезновением хлорита («запрещённый» для эпидот-амфиболитовой фации минерал). Поле устойчивости лежит в интервалах 500–650 °C и 300–700 МПа. Для этой фации типичны обыкновенная роговая обманка, эпидот, гранат, олигоклаз, слюды, ставролит, кордиерит, андалузит и силлиманит. Типичные породы – сланцы и гнейсы, эпидотовые (эпидот-роговообманковые) амфиболиты. Верхняя граница определяется устойчивостью ассоциации альбита и эпидота (или клиноцоизита). Не всегда без детальных исследований особенностей минерального состава можно разделить ассоциации эпидот-амфиболитовой и амфиболитовой фаций, поскольку широко распространённая ассоциация кварц + калиевый полевой шпат + плагиоклаз + слюды устойчива в пределах обеих фаций (в силу этого в некоторых классификациях эпидот-амфиболитовая фация не выделяется). 229 3. Эндогенные геологические процессы Амфиболитовая фация характеризуется критическими минералами обыкновенная роговая обманка и плагиоклаз; обычно присутствуют биотит, кварц, калиевый полевой шпат, андалузит, силлимонит. Поле устойчивости лежит в интервалах 400–800 МПа и 550–800 °C. Типичные породы – слюдяные гнейсы и сланцы (с кианитом, силлиманитом и кордиеритом), амфиболовые гнейсы и роговообманковые амфиболиты (с гранатом), мраморы. Верхняя граница фации определяется по устойчивости минералов с конституционной водой. В высокотемпературной зоне происходит частичное плавление с формированием мигматитов – пород, образующихся в условиях частичного плавления и вследствие этого состоящих из нерасплавленного субстрата и кристаллизовавшегося в виде полос или линз гранитоидного расплава. Гранулитовая фация и амфиболитовая фации разграничены реакцией: амфибол + кварц ↔ гранат + ортопироксен + Н2О, вследствие чего характерной особенностью фации является отсутствие гидоксилсодержащих минералов – «запрещены» роговая обманка и слюды. Характерные минералы: пироксены, кварц, гранат, полевые шпаты. Параметры этой фации характеризуются высокой температурой (750–1000 °C) и умеренным давлением (0,4–1,3 ГПа). Типичные породы – пироксен-плагиоклазовые или силлиманитгранат-ортоклазовые сланцы (в целом называемые гранулитами). В области Р-Т параметров этой фации происходят рассмотренные ниже метасоматические процессы гранитизации. Эклогитовая фация. Высокие температура и давление, соответствующие этой фации, достигаются в условиях верхних частей мантии и зонах аномально повышенных давлений в нижней коре, где температура составляет 900–1100 °C, а давление – 2,5–3,5 ГПа. Типичная порода – эклогит (состоит из пироксена омфацита и граната). Эта порода часто рассматриваемая как продукт метаморфизма погруженной в процессе субдукции океанической коры. Породы специфичной фации глаукофановых сланцев трассируют зоны высокого стрессового давления и относительно низкой температуры в земной коре (0,5–1,2 ГПа и 300–500 °C), такие условия достигаются в зонах столкновения плит (и рассматриваются как индикаторы зон субдукции). Характерные минералы – глаукофан (натриевый амфибол) и лавсонит (+ гранат, пироксен). Исходя 230 3.2. Метаморфизм из приуроченности к областям стрессовых давлений, некоторыми авторами она рассматривается как фация специфичного типа динамического метаморфизма. В зависимости от направленности смены фаций разделяют прогрессивный и регрессивный метаморфизм. Прогрессивный метаморфизм протекает в условиях повышения температуры и давления и приводит к смене более низкотемпературных парагенезисов на более высокотемпературные. Регрессивный, напротив, приводит к замене высокотемпературных парагенезисов на более низкотемпературные. При рассмотрении подвергшихся метаморфизму пород среди них целесообразно выделять породы метаморфизованные и метаморфические. Метаморфизованные – частично преобразованные в процессе метаморфизма горные породы, сохранившие видимые признаки своей первичной природы. К названию таких пород добавляется приставка мета- (например, метапесчаник). Метаморфические – горные породы, сформировавшиеся в результате глубоких метаморфических преобразований, уничтоживших в процессе перекристаллизации видимые признаки первоначальных структур, текстур и минерального состава исходных пород. Глубокие метаморфические преобразования приводят к полной замене исходного минерального состава пород новыми минеральными парагенезисами. Определение первичного состава метаморфических пород возможно, но требует применения специальных методик. Контрольные вопросы 1. Дайте определение термину «метаморфизм». 2. Охарактеризуйте условия и факторы метаморфизма. 3. Какие факторы определяют региональный метаморфизм и локальные виды метаморфизма? 4. Дайте определение понятию «метаморфическая фация». 5. Охарактеризуйте условия и главные особенности минеральных ассоциаций фаций регионального метаморфизма. 6. Что означают понятия «прогрессивный метаморфизм» и «регрессивный метаморфизм»? 7. На основании каких признаков разделяются метаморфизованные и метаморфические породы? 231 3. Эндогенные геологические процессы 3.3. МЕТАСОМАТОЗ И МИГМАТИТООБРАЗОВАНИЕ Под метасоматозом понимают преобразование горной породы с изменением её химического состава за счет взаимодействия с жидкой или газообразной фазой (флюидом) при постоянном сохранении породой твёрдого состояния. По существу, метасоматоз — это приспособление горной породы к изменению физико-химических условий её существования, связанных с поступлением извне химических элементов. Для протекания метасоматоза необходим градиент концентраций и активный перенос подвижных форм элементов во флюиде. Это достигается либо диффузионным путём (диффузионный метасоматоз), либо переносом в потоке флюида, фильтрующегося через породу (инфильтрационный метасоматоз). Второй путь определяет бóльшие масштабы переноса. Регулирующими факторами метасоматоза являются: температура, флюидное давление (зависящее от температуры), градиент химических потенциалов породообразующих компонентов в системе порода-флюид, эволюция Eh и pH взаимодействующего с породой флюида. В ходе метасоматических трансформаций растворение существующих минералов и образование новых происходит одновременно, благодаря чему порода сохраняет твёрдое состояние. Частично или полностью изменяются химический и минеральный состав протолита. При этом в разных частях преобразуемой породы одного состава, через которую фильтруется флюид, одновременно кристаллизируются разные минеральные ассоциации. Последовательность зон закономерна и определяется изменением состава и температуры фильтрующегося флюида при его взаимодействии с породой (привнося элементы в протолит, флюид одновременно растворяет и выносит замещаемые в минералах элементы). В большинстве случаев поступающий в породы флюид первоначально имеет щелочной состав (особенно в эндогенных высокотемпературных условия; хотя для контактово-метасоматических систем, связанных с гранитоидными индузиями, характерны и кислые флюиды). В области поступления инициального флюида развивается зона щелочного метасоматоза, характеризующаяся накоплением одновалентных оснований (R2O = Na2O, K2O и др.) и выносом двухвалентных оснований (RO) и, частично, амфотер232 3.3. Метасоматоз и мигматитообразование ных элементов (R2O3, RO4). Обогащенный вынесенными из этой зоны элементами флюид далее по пути движения образует зону кислотного метасоматоза, где происходит накоплением R2O3 и RO4 и вынос R2O и RO. Третья зона – основного метасоматоза (или базификации) – выражается в накоплении RO, вынесенных из зон щелочного и кислотного метасоматоза. Эта триада при понижении температуры флюидной колонны по мере её движения к поверхности или в иную область пониженного градиента давления может проявляться в других температурных интервалах (рис. 3.3.1). При прогрессивном процессе метасоматоза внутренние зоны, расширяясь, замещают внешние: зона щелочного метасоматоза перекрывает зону кислотного выщелачивания, а кислотного выщелачивания – зону базификации, продвигающуюся в направлении флюидного потока. Каждой зоне приведённой выше триады свойственна собственная зональность, выраженная в образовании метасоматической колонки – совокупности одновременно образующихся минеральных зон по протолиту одного состава (которые можно рассматривать как метасоматические фации). Минеральные зоны метасоматической колонки расширяются и смещаются: тыловая зона (в которой флюид уже равновесен с новообразованной метасоматической породой) постепенно смещает передовую часть. Главные метасоматические реакции приурочены к границам минеральных зон, называемым фронтом метасоматического замещения. При этом прослеживается смена минеральных ассоциаций с сокращением числа минералов в каждой смежной на единицу (рис. 3.3.2); наибольшее число минералов – в зоне фронта на контакте с неизмененным протолитом, наименьшее (иногда один-два) – во внутренней, равновесной с флюидом. Метасоматические процессы протекают и в эндогенных, и в экзогенных условиях. При этом, «метасоматическими изменениями в той или иной мере… охвачены все осадочные породы»1, в силу этого литогенетические изменения традиционно не рассматриваются как метасоматоз. В низкотемпературной области метасоматоз, та1 Пустовалов Л. В. Вторичные изменения осадочных горных пород и их геологическое значение // Тр. ГИН АН СССР. 1956. Вып. 5. С. 3–52; 39. 233 3. Эндогенные геологические процессы ким образом, ограничивается областью проявления гипергенных процессов. В высокотемпературной – процессами плавления. Рис. 3.3.1. Схема эволюции метасоматической системы1 Высокотемпературный щелочной инфильтрационный метасоматоз, типичный для глубинных зон земной коры, превращает протолит любого состава в условиях амфиболитовой или гранулитовой фации в породу, близкую к граниту как по химическому и минеральному составу, так и структурно-текстурным особенностям. 1 Жданов В. В. Метасоматиты, опыт изучения и картирования. СПб: Изд-во ВСЕГЕИ, 1999. 234 3.3. Метасоматоз и мигматитообразование Рис. 3.3.2. Метасоматическая зональность при основном Fe-Mg метаоматозе в гранулитах (кольская серия): I-V – метасоматические зоны в гиперстен-сапфиринфлогопитовых породах; границы зон определяются по появлению/исчезновению метасоматических минералов Гранитизация более основных, чем гранит, горных пород является экзотермическим процессом. Так, преобразование биотитовых сланцев в условиях высокотемпературной амфиболитовой или гранулитовой фации по схеме Bt + Qtz +(K2O) → Hyp + Or + (H2O) приводит к образованию чарнокита (гиперстенового гранита или гранодиорита) и выделению тепловой энергии. Тепло таких экзотермических реакций в сумме с энергией эндогенного теплового потока ведет к разогреву, достаточному для выплавления гранитоидного расплава из переработанных метасоматозом пород. При температуре 700–740°C и давлении флюида 2–4 кбар в таких условиях происходит частичное или полное плавление метасоматической породы (на месте залегания и с перемещением компонентов только в объеме расплава); этот процесс называется антексис и рассматривается как завершающий этап гранитизации. При частичном плавлении может возникнуть полигенная порода, состоящая из разных по происхождению составляющих: одна из них представляет собой реликт метаморфической породы (так называемая палеосама), другая – новообразованная в ходе метасоматического или(и) магматического процесса (называемая неосомой). Такие породы, состоящие из метаморфического вмещаю235 3. Эндогенные геологические процессы щего вещества с жилками гранита, называют мигматитом (от. гр. migma; migmatos – смешение, смесь). По специфике своего образования метасоматиты подразделяются на три генетических класса. Метасоматические мигматиты возникают в ходе прогрессивного кремне-щелочного или щелочного метасоматоза. В процессе фильтрации флюид в первую очередь проникает по наиболее проницаемым зонам – плоскостям сланцеватости, отдельности и пр., где и происходят максимальные химические преобразования. Образующаяся в этих зонах неосома (а при длительной интенсивной флюидной переработке и вся порода) по составу приближается к граниту. Метаморфические мигматиты образуются в ходе изохимического метаморфизма. Сопровождающий метаморфические преобразования процесс дифференциации обусловливает обособление лейкократовых минералов в прослои и жилки (лейкосома); остаточный материал субстрата (рестит), обогащается меланократовыми компонентами – возникает типичная для мигматитов контрастная полосчатость. При достижении лейкосомой «гранитного» состава в условиях амфиболитовой или гранулитовой фации возможно её плавление. Инъекционно-магматические мигматиты образуются в результате тонких инъекций магматического расплава по плоскостям сланцеватости, тонким трещинкам или другим мелким тектоническим элементам породы. В этом случае строение мигматита определяется наличием исходной породы и пронизывающих её тонких прожилков магматической породы. Такая гетерогенность природы мигматитов определяет условность их выделения в самостоятельный тип пород. Наиболее сложно очертить границу метаморфических и метасоматических процессов, особенно в высокотемпературной области. Очень часто системы развиваются как метоморфо-метасоматические с разным соотношение пород этих типов. В силу этого важно выделить в их составе метасоматические комплексы – геологические тела, объединяющие продукты сопряженной метасоматической триады: щелочных, кислых и основных пород единого цикла развития метасоматической системы в конкретной геологической структуре – и их взаимоотношения с метаморфическим протолитом. 236 3.3. Метасоматоз и мигматитообразование Контрольные вопросы 1. Дайте определение термину «метасоматоз». Определите сходства и различия между процессами метаморфизма и метасоматоза. 2. Опишите механизм эволюции метасоматической системы. 3. Дайте определение понятию «метасоматическая колонка». Каковы закономерности изменения метасоматической колонки в ходе метасоматического процесса? 4. Как происходит процесс гранитизации? 5. Укажите различие между метасоматическим и мигматитовыми породами? 6. Как образуются мигматиты разных классов? 4. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ТЕКТОНИЧЕСКИХ ПРОЦЕССАХ 4.1. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДЕФОРМАЦИИ И СЕЙСМИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ 4.1.1. Тектонические деформации Первичное залегание пород сохраняется сравнительно редко, что связано с воздействием на геологические тела тектонических движений. В зависимости от условий развиваются хрупкие или пластические деформации, проявляющиеся на разных уровнях организации вещества (начиная с перемещения атомов в кристаллических решетках). Наиболее наглядно тектонические деформации выражаются в виде образования разломов и складок. Разлом – это поверхность или зона, вдоль которой блоки пород перемещены относительно друг друга. В случае, если перемещение наблюдается в пределах определённой зоны деформаций и не сопровождающихся видимым нарушением сплошности пород, разломы называются вязкими, а зоны деформаций – зонами смятия. Для хрупких разломов характерна выраженная поверхность – сместитель (рис. 4.1.1.1), который разделяет блоки (или крылья); расположенный над наклонно залегающей поверхностью сместителя блок называют висячим, находящийся под сместителем – лежачий. В зависимости от расположения крыльев относительно сместителя разломы разделяются (морфокинетическая классифиРис. 4.1.1.1. Элементы разрывного кация) на сбросы, взбросы, наднарушения; a-b – вертикальное смещение виги и сдвиги. Если сместитель 238 4.1. Тектонические деформации и сейсмические явления наклонён в сторону опущенного крыла (т. е. висячее крыло переместилось относительно лежачего вниз по падению разлома), разлом называется сбросом; к сбросам относят и разломы с вертикальным положением сместителя. Если сместитель наклонён в сторону поднятого блока (висячее крыло перемещено вверх по плоскости сместителя относительно лежачего) – взбросом. Пологие взбросы с углом падения сместителя менее 30° называют надвигами. Разломы с перемещением параллельно простиранию сместителя называют сдвигами. Кроме четырех широко распространённых разрывных нарушений иногда выделяют раздвиги, в которых перемещение крыльев происходит перпендикулярно к поверхности сместителя в противоположные стороны, и содвиги – разломы с перемещением крыльев перпендикулярно сместителю навстречу друг другу. Разломы часто образуют закономерные сочетания, поскольку формируются в едином поле деформаций. Структуры, ограниченные двумя падающими во встречном направлении сбросами называют грабенами, двумя взбросам – горстами. Для крупных разломов отмечается крутое залегание плоскости сместителя у поверхности и постепенное выполаживание и приобретение дугообразной формы с глубиной, такие разломы называют листрическими. Определяющим фактором формирования разломов является характер поля деформаций, определяемый тектоническими напряжениями. При хрупкой деформации в блоке горных пород возникают системы сопряженных трещин, ориентировка которых зависит от положения осей напряжений (рис. 4.1.1.2). Согласно теоретической модели (модель формирования разломов Андерсона, основанная за теории разрушения Мора-Кулона) крутопадающие разломы должны соответствовать сбросам, пологие – взбросам, вертикальные – сдвигам. В целом, для молодых разломов, не подвергшихся наложенным деформациям, это положение подтверждается, но существенные ограничения накладывает неоднородность геологического пространства. Зарождается разлом в точке и распространяется в объеме, имеющем эллиптическое сечение Перестройка поля напряжений приводит к образованию системы трещин, создающих закономерное сочетание – определённый структурный парагенезис (рис. 4.1.1.3). 239 4. Общие сведения о тектонических процессах Рис. 4.1.1.2. Ориентировка разломов в зависимости от положения главных осей нормальных напряжений: А – сбросы, Б – всбросы, В – сдвиги; σ1, σ2, σ3 – оси растяжения, промежуточная, сжатия Рис. 4.1.1.3. Структурный парагенезис зон сдвигов (по Риделю); белыми стрелками указано направление сжатия. Формирование струкутрного парагенезиса: А – формирование разлома в условиях изменения формы эллипсоида деформации при простом сдвиге (ψ – угол сдвига); Б – образование двух симметричных относительно оси сжатия систем разломов – сдвигов Риделя: R-сдвиги образуют угол с главным разломом около 20°, R/ – сопряженные сдвиги образуют угол с главным разломом около 70°; вторичные синтетические сдвиги (P-сдвиги), ориентированные под углом около 20° к главному разлому, но симметричные относительно R-сдвигов; Y-сдвиги, параллельные основному сдвигу и фиксирующие тоже направление смещения; В – ориентировка струкутр сжатия (складок и надвигов); Г – ориентировка струкутр растяжения (трещины и дайки или жилы) в зон сдвига Разломы образовывались в геологическом прошлом, возникают и в наше время. Те из них, по которым в историческое время или в голоцене происходили смещения или в связи с которыми отмечалась сейсмическая активность, относят к категории живых разломов. 240 4.1. Тектонические деформации и сейсмические явления С разломами и разломными зонами связано формирование тектонокластитов – пород тектонического происхождения, обломки в которых потеряли связь с материнскими и окружающими породами. Среди тектонокластитов выделяют тектонические брекчии, катаклазиты и милониты. Тектонические брекчии образуются в ходе дробления горных пород, характеризуются отсутствием закономерного строения и фрагментированностью составляющих частей; при наличии менее 30 % визуально различимых обломков такие породы называют глинкой трения. Катаклазиты формируются в условиях хрупких и хрупко-пластических деформаций, отличаются связностью компонентов породы и, в целом, меньшими размерами обломков; видимые ориентированные текстуры в них, как в тектонических брекчиях, отсутствуют. За счет трения иногда в зонах катаклаза возникает расплав, застывающий в породе в виде стекла (псевдотахилиты). Милониты несут признаки пластического течения, характеризуются связным монолитным строением и наличием ориентированных текстур. При их формирования могут протекать процессы перекристаллизации, сопровождающиеся деформацией новообразованных минералов (бластомилониты). При деформациях без разрыва сплошности характерно образование складок, выглядящих как волнообразные изгибы слоёв (или иных плоскостных структурных элементов). Наиболее простой складчатой формой является флексура – коленообразный или ступенчатый перегиб слоёв. Части флексуры или складки, расположенные по обе стороны от перегиба, называются крыльями. Классификации складок чаще всего основаны на их геометрических параметрах. Так, согласно классификации Флейти, выделяются шесть типов в зависимости от степени сжатости крыльев (рис. 4.1.1.4, табл. 4.1.1.1). Таблица 4.1.1.1 Классификация складок по Флейти Название складки Угол между крыльями, град. Пологая 180–120 Открытая 120–70 Закрытая 70–30 241 4. Общие сведения о тектонических процессах Окончание табл. 4.1.1.1 Название складки Угол между крыльями, град. Сжатая 30–10 Изоклинальная 10–0 Веерообразная или каплевидная <0 Рис. 4.1.1.4. Классификации складок в зависимости от степени сжатости крыльев (по Флейти) У складок выделяют несколько геометрических элементов (рис. 4.1.1.5). Часть складки в месте перегиба слоёв, где слои меняют залегание на противоположное, называется замком или сводом. К замку примыкают боковые части складок (крылья). Угол складки – угол, образованный плоскостями, являющимися продолжением крыльев складки. Осевая поверхность складки – воображаемая плоскость, проходящая через точки перегиба слоёв и делящая угол складки пополам. Осевая линия (ось складки) – линия пересечения осевой поверхности с горизонтальной плоскостью или с поверхностью рельефа. Осевая линия характеризует ориентировку складки в плане и определяется азимутом простирания. Шар242 4.1. Тектонические деформации и сейсмические явления нир складки – линия пересечения осевой поверхности складки с поверхностью одного из слоёв, составляющих складку (эта линия соединят точки с наибольшей кривизной поверхности в пределах конкретного слоя). Он характеризует строение складки вдоль осевой поверхности (по вертикали) и определяется азимутом и углом погружения или вздымания. Рис. 4.1.1.5. Элементы строения складок (пояснения в тексте): Складки, слои которых обращены выпуклостью вверх, называются антиклиналями; у этих складок в ядре на поверхности обнажаются более древние породы, а на крыльях – более молодые, и они наклонены от ядра. Складки, слои которых обращены вниз, называются синклиналями; у них в ядре обнажаются более молодые породы и крылья наклонены к ядру Рис. 4.1.1.6. Антиклинальная и синкли(рис. 4.1.1.6). нальная складки: 243 4. Общие сведения о тектонических процессах в Рис. 4.1.1.7. Классификация складок по ориентировке осевой плоскости и крыльев: 1 – симметричные, 2 – асимметричные, 3 – наклонные, 4 – опрокинутые – в вертикальном разрезе, 5 – опрокинутые – на блок-диаграмме, 6 – опрокинутые – в плане, 7 – лежачие, 8 – ныряющие (изображены разрезы); аа, а’а’ – осевые линии складок; аб, а’б’, а’’б’’ – осевые поверхности складок 244 Размеры складок характеризуются длиной, шириной, высотой. Длина складки – это расстояние вдоль осевой линии между смежными перегибами шарнира. Ширина складки – расстояние между осевыми линиями двух соседних антиклиналей или синклиналей. Высотой складки называется расстояние по вертикали между замком антиклинали и замком смежной с ней синклинали. По форме в разрезе сладки подразделяются зависимости от ориентировки осевой плоскости и крыльев (рис. 4.1.1.7), по форме замка и другим геометрическим параметрам. В плане складки характеризуются в первую очередь соотношением длины и ширины. По этому критерию выделяются линейные складки (с соотношением длины и ширины >3), брахиформные и близкие к изометричным куполовидные (рис. 4.1.1.8). 4.1. Тектонические деформации и сейсмические явления Рис. 4.1.1.8. Классификация складок по соотношению длины и ширины: А – линейная, Б – брахиморфная, В – куполовидная 4.1.2. Землетрясения Землетрясение – это резкие импульсные сотрясения участков земной поверхности. Эти сотрясения могут быть вызваны разными причинами, что позволяет по происхождению землетрясения разделять на: – тектонические, обусловленные высвобождением энергии, возникающей вследствие деформаций толщ горных пород; – вулканические, связанные с движением магмы, взрывом и обрушением вулканических аппаратов; – денудационные, вызванные поверхностными процессами (крупными обвалами, обрушением сводов карстовых полостей, образованием крупных морозобойных трещин и пр.); – техногенные, связанные с деятельностью человека (добыча нефти и газа, ядерные взрывы и пр.). Наиболее частыми и мощными являются землетрясения тектонического происхождения. Напряжения, вызванные тектоническими силами, накапливаются в течение некоторого времени (годов, десятков и сотен лет). Затем, когда превышается предел прочности горных пород, происходит разрыв (или смещение по существующе245 4. Общие сведения о тектонических процессах му разлому, что, видимо, реализуется чаще), сопровождающийся выделением энергии и деформацией в виде упругих колебаний – сейсмических волн. Как правило, смещение (и соответственно зарождение землетрясений) происходит вдоль существующих разломов, для которых уже регистрировалась сейсмическая активность. Область внутри Земли, где происходит образование разломов и возникновение сейсмических волн, называют очагом землетрясения. Главному сейсмическому удару предшествуют предварительные более слабые точки – форшоки (от англ. fore – впереди + shock – удар, толчок), связанные с началом образовании разломов. Затем происходит главный сейсмический удар; часто за первым сильным толчком следует серия импульсов, связанных со скольжением блоков по протяжённому разлому. После из очаговой области следует ещё одна серия толчков, называемых афтершоками; они вызваны разрушением зацепов, дроблением на неровностях поверхности разрыва, формированием трещин в изменившемся поле деформаций, т. е. с продолжением развития процесса снятия напряжений. Число афтершоков и продолжительность их возникновения возрастает с ростом энергии землетрясения, уменьшением глубины его очага и может достигать нескольких тысяч. Таким образом, землетрясение обычно проявляется в виде группы сейсмических толчков. Сила землетрясения определяется объёмом его очага: чем больше его объём, тем сильнее землетрясение. Частоты сейсмических волн неодинаковы и различаются в разных районах. Условный центр очага землетрясения называют гипоцентром, или фокусом землетрясения (рис. 4.1.2). Его объём можно очертить по расположению гипоцентров афтершоков. Проекция гипоцентра на поверхность называется эпицентром землетрясения. Вблизи эпицентра колебания земной поверхности и связанные с ними разрушения проявляются с наибольшей силой. Территория, где землетрясение проявилось с максимальной силой, определяется как плейстосейстовая область. По мере удаления от эпицентра интенсивность землетрясения и степень связанных с ним разрушений уменьшается. Условные линии, соединяющие территории с одинаковой интенсивностью землетрясения называются изосейстами. От очага землетрясения изосейсты вследствие разной плотности и типа слагающих территорию пород расходятся в виде эллипсов или изогнутых линий. 246 4.1. Тектонические деформации и сейсмические явления Рис. 4.1.2. Строение области землетрясения По глубине гипоцентров землетрясения делятся на мелкофокусные (0–70 км от поверхности), среднефокуные (70–300 км) и глубокофокусные (300–700 км). Основанная часть землетрясений зарождается в очагах на глубине 10–30 км, т. е. относится к мелкофокусным. Ежегодно на Земле регистрируется несколько сотен тысяч землетрясений, часть из них оказываются разрушительными, часть даже не ощущается людьми. Интенсивность землетрясений может быть оценена с двух позиций: 1) внешнего эффекта землетрясения, оцениваемого путем статистической обработки результатов воздействия землетрясения на различные объекты, и 2) инструментального измерения физического параметра землетрясения – магнитуды. Определение внешнего эффекта землетрясения основано на определении его интенсивности, характеризующей меру величины 247 4. Общие сведения о тектонических процессах сотрясения грунта. Она определяется степенью разрушения построек, характером изменения земной поверхности и ощущениями, которые испытывают люди во время землетрясений. Интенсивность землетрясений измеряется в баллах макросейсмической шкалы. В большинстве стран мира применяются различные варианты 12-балльной шкалы. Первая из таких шкал была предложена в 1883–1884 гг. М. Росси и Ф. Форелем. Позднее, в 1902 г. в США была разработана более совершенная 12-балльная шкала, получившая название шкалы Меркалли (по имени итальянского вулканолога). Этой шкалой, несколько видоизменённой, и в настоящее время широко пользуются сейсмологи США и ряда других стран. В нашей стране и некоторых европейских странах используется 12-балльная международная шкала интенсивности землетрясений MSK-64 (табл. 4.1.2), получившая название по первым буквам её авторов (Медведев – Шионхойер – Карник). Таблица 4.1.2 Шкала MSK-64 (с упрощениями) Баллы Критерии Людьми такое землетрясение не ощущается, за исключением единичных наблюдателей, находящихся в особо чувствительОДИН БАЛЛ ных местах и занимающих определенные положения. Толчки регистрируются только специальными сейсмографами Землетрясение очень слабое. Колебание почвы ощущается немногими людьми, находящимися в покое, главным обраДВА БАЛЛА зом в самых верхних этажах зданий, расположенных в непосредственной близости от эпицентра Землетрясение слабое. Колебания ощущаются в помещениях, главным образом в верхних этажах высотных зданий. Во время этого землетрясения раскачиваются подвешенные ТРИ БАЛЛА предметы, особенно люстры, скрипят и приходят в движение раскрытые двери. Стоящие автомобили начинают слегка раскачиваться на рессорах. Некоторые люди способны оценить длительность сотрясения Умеренное землетрясение. Оно ощущается многими людьми и особенно теми, кто находится в помещении. Лишь немногие люди могут почувствовать такое землетрясение на отЧЕТЫРЕ БАЛЛА крытом воздухе, и только те, кто в данное время находится в покое. Некоторые люди ночью от такого землетрясения пробуждаются. 248 4.1. Тектонические деформации и сейсмические явления Продолжение табл. 4.1.2 Баллы Критерии В момент землетрясения раскачиваются подвешенные предметы, дребезжат стекла, хлопают двери, звенит посуда, трещат деревянные стены, карнизы и перекрытия. Заметно покачиваются на рессорах стоящие автомашины ПЯТЬ БАЛЛОВ Ощутимое землетрясение. Оно чувствуется всеми людьми, где бы они ни находились. Просыпаются все спящие. Двери раскачиваются на петлях и открываются самопроизвольно, стучат ставни, захлопываются и открываются окна. Жидкость в сосудах раскачивается и иногда переливается через край. Бьется часть посуды, трескаются оконные стекла, местами в штукатурке появляются трещины, опрокидывается мебель. Маятниковые часы останавливаются. Иногда раскачиваются телеграфные столбы, опорные мачты, деревья и все высокие предметы ШЕСТЬ БАЛЛОВ Сильное землетрясение. Ощущается всеми людьми. Многие люди в испуге покидают помещение. В момент колебания почвы и после них походка становится неустойчивой. Бьются окна и стеклянная посуда. Отдельные предметы падают со стола. Падают картины. Приходит в движение и опрокидывается мебель. Появляются трещины на стенах в кирпичной кладке. Заметно сотрясаются деревья и кусты СЕМЬ БАЛЛОВ Очень сильное землетрясение. Люди с трудом удерживаются на ногах. В испуге инстинктивно выбегают из помещений. Дрожат подвешенные предметы. Ломается мебель. Многие здания получают сильные повреждения. Печные трубы обламываются на уровне крыш. Обваливается штукатурка, плохо уложенные кирпичи, камни, черепица, карнизы и неукрепленные специально парапеты. Появляются значительные трещины в грунте. Происходят оползни и обвалы на каменистых и глинистых склонах. Самопроизвольно звонят колокола. В реках и открытых водоемах мутнеет вода. Из бассейнов вода выплескивается. Повреждаются бетонные оросительные каналы ВОСЕМЬ БАЛЛОВ Разрушительное землетрясение. Типовые здания получают значительные повреждения. Иногда частично разрушаются. Ветхие постройки разрушаются. Происходит отрыв панелей от каркасов. Покачиваются и падают печные и фабричные трубы, памятники, башни, колонны, водонапорные башни. Ломаются сваи. Обламываются ветви на деревьях, возникают трещины во влажном грунте и на крутых склонах 249 4. Общие сведения о тектонических процессах Окончание табл. 4.1.2 Баллы Критерии ДЕВЯТЬ БАЛЛОВ Опустошительное землетрясение. От действия такого землетрясения возникает паника. Дома разрушаются. Серьезно повреждаются плотины и борта водохранилищ. Рвутся подземные трубопроводы. На земной поверхности появляются значительные трещины ДЕСЯТЬ БАЛЛОВ Уничтожающее землетрясение. Большая часть построек разрушается до основания. Обрушиваются некоторые хорошо построенные деревянные здания и мосты. Серьезные повреждения получают дамбы, насыпи и плотины. На земной поверхности появляются многочисленные трещины, некоторые из них имеют ширину около 1 м. Возникают большие провалы и крупные оползни. Вода выплескивается из каналов, русел рек и из озер. Приходят в движение песчаные и глинистые грунты на пляжах и низменных участках. Слегка изгибаются рельсы на железных дорогах. Ломаются крупные ветви и стволы деревьев ОДИННАДЦАТЬ БАЛЛОВ Катастрофическое землетрясение. Сохраняются только немногие, особо прочные каменные здания. Разрушаются плотины, насыпи, мосты. На поверхности земли появляются широкие трещины, уходящие глубоко в недра. Подземные трубопроводы полностью выходят из строя. Сильно вспучиваются рельсы на железных дорогах. На склонах возникают крупные оползни ДВЕНАДЦАТЬ БАЛЛОВ Сильное катастрофическое землетрясение. Полное разрушение зданий и сооружений. До неузнаваемости изменяется ландшафт, смещаются скальные массивы, оползают склоны, возникают крупные провалы. Поверхность земли становится волнообразной. Образуются водопады, возникают новые озера, изменяются русла рек. Растительность и животные погибают под обвалами и осыпями. Обломки камней и предметов взметаются высоко в воздух В соответствии с этой шкалой землетрясения подразделяются на слабые – от 1 до 4 баллов, сильные – от 5 до 7 баллов и сильнейшие – более 8 баллов. В 1935 г. американским сейсмологом Ч. Рихтером была предложена более объективная шкала, основанная на измерении магнитуды (эта шкала впоследствии стала широко известна как шкала Рихтера). Магнитуда (от лат. magnitudo – величина), согласно оп250 4.1. Тектонические деформации и сейсмические явления ределению Ч. Рихтера и Б. Гуттенберга, это величина, представляющая собой десятичный логарифм максимальной амплитуды сейсмической волны (в тысячных долях миллиметра), записанной стандартным сейсмографом на расстоянии 100 км от эпицентра землетрясения. Хотя в определении не уточняется, какие из сейсмических волн надо принимать в расчет, стало общепринятым измерять максимальную амплитуду продольных волн (а для землетрясений, очаг которых располагается вблизи поверхности, обычно измеряется амплитуда поверхностных волн). По сути, магнитуда характеризует степень смещения частиц грунта при сейсмических колебаниях. Шкала Рихтера теоретически не имеет верхнего предела. Наиболее сильные землетрясения, происшедшие в историческое время, достигали магнитуды 9,3–9,5. Люди начинают ощущать толчки с магнитудой 3 или 4. Между интенсивностью землетрясения в эпицентре (I0), которая выражается в баллах, и величиной магнитуды (М) существует зависимость, описываемая формулами I0 = 1,7М – 2,2 и М = 0,6I0 + 1,2. Соотношение между балльностью и магнитудой зависит от расстояния между очагом и точкой регистрации на поверхности Земли. Чем меньше глубина очага, тем больше интенсивность сотрясения на поверхности при одной и той же магнитуде. Регистрация землетрясений проводится на сейсмических станциях с помощью специальных приборов – сейсмографов, записывающих даже малейшие колебания грунта. Запись колебаний называют сейсмограммой. Сейсмограммы регистрируют колебания грунта в двух взаимоперпендикулярных направлениях в горизонтальной плоскости и колебания в вертикальной плоскости. На основании определения разницы во времени регистрации разных типов сейсмических волн можно определить положение гипоцентра землетрясения. Точность таких определений достаточно высока, особенно с учётом того, что к сегодняшнему дню действует развитая международная сеть сейсмических станций. Для характеристики землетрясений важное значение имеют также их энергия и ускорение при сотрясении грунта. Выделив251 4. Общие сведения о тектонических процессах шаяся при землетрясении энергия может быть рассчитана исходя из значения магнитуды по формуле log Е = 11,5 M, где Е – энергия, М – магнитуда. Ускорения, получаемые грунтом, передаются сооружениям, которые начинают раскачиваться и разрушаться. Для измерения ускорения пользуются показаниями специальных приборов – акселерографов, которыми оснащены современные сейсмографы. Ускорения в горизонтальном направлении всегда больше, чем в вертикальном. Так, максимально высокие из зарегистрированных горизонтальных ускорений составляют 1,15g, а максимально высокие вертикальные – до 0,7g. Поэтому наиболее опасными являются горизонтальные толчки. Подавляющее большинство землетрясений приурочены к тектонически активным зонам земной коры, связанным с границами литосферных плит. Таким высокосейсмичным районом является, например, обрамление Тихого океана, где океаническая литосферная плита поддвигается под континентальные или более древние океанические плиты (этот и другие геодинамические процессы рассмотрены ниже в главе 4.2). Зона поддвига плиты и её погружения в мантию трассируется положением очагов землетрясений, фиксируемых до поверхности нижней мантии (граница 670 км) и иногда глубже. Эти зоны получили название сейсмофокальных зон Беньофа (или Беньофа-Заварицкого). Примером другой области активной сейсмичности служит Альпийско-Гималайский складчатый пояс, протягивающийся от Гибралтара до Бирмы и образовавшийся в результате столкновения континентальных литосферных плит. В пределах этого пояса очаги землетрясений приурочены главным образом к земной коре (глубинам до 40– 50 км) и не образуют выраженных сейсофокальных зон. Их образование связано с процессами скучивания и раскалывания надвигающихся друг на друга пластины континентальной литосферы. Очаги землетрясений приурочены и к зонам раздвижения и раскалывания плит. Современное растяжение континентальных литосферных плит происходит, например, в Восточной Африке или в районе озера Байкал. Процесс раздвижения литосферных плит, сопровождающийся формированием новой океанической коры за 252 4.2. Геодинамические процессы счёт мантийных расплавов, активно протекает в зонах срединноокеанических хребтов. Контрольные вопросы 1. Какие виды деформаций происходят в толщах горных пород? 2. Приведите морфокинетическую классификацию разрывных нарушений. Укажите признаки разных разрывных нарушений. 3. Какие факторы определяют формирование разрывного нарушения? 4. Охарактеризуйте породы, связанные с зонами разломов. На основании каких признаков они подразделяются? 5. Какие формы образуются при деформации пород без разрыва их сплошности? 6. Опишите строение складок (их геометрические элементы). 7. Как классифицируются складки в зависимости от степени сжатости крыльев? Какие ещё признаки используются для классификации складок? 8. Укажите причины образования землетрясений. 9. Опишите строение области землетрясения. Опишите механизм образования сейсмических толчков. 10. Как определяется интенсивность землетрясений? 4.2. ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ 4.2.1. Тектоника литосферных плит Причины и распределение в приповерхностной части Земли тектонических дислокаций, магматизма, сейсмичности и иных проявлений эндогенной активности в многом объяснятся моделью, названной тектоникой литосферных плит. В основе этой геодинамической концепции лежит положение о крупномасштабных горизонтальных перемещениях относительно целостных фрагментов литосферы – литосферных плит. 253 4. Общие сведения о тектонических процессах В «классическом» виде положения тектоники плит сформулированы Дж. Морганом в 1968 г. на основе геологических и геофизических данных, обобщающих полученные в 50–60-х годах XX столетия сведения о строении океанического дна, палеомагнитных особенностях слагающих его пород, сейсмичности и магматизме активных континентальных окраин, строении складчатых поясов и др. Её положения сводятся к следующему. Верхняя каменная часть планеты разделена на две оболочки, существенно различающиеся по реологическим свойствам: жесткую и хрупкую литосферу и подстилающую её пластичную и подвижную астеносферу. Литосфера разделена на плиты, не испытывающие внутренних деформаций и постоянно движущиеся по поверхности пластичной астеносферы. Основные проявления эндогенной активности приурочены к границам литосферных плит. Соответственно, границы литосферных плит трассируются поясами сейсмической и вулканической активности. Рис. 4.2.1.1. Строение континентального рифта Современная литосфера разделяется обычно на семь крупных и шесть средних плит. Между литосферными плитами располагаются зоны, сложенные мозаикой мелких (преимущественно коровых) плит. Литосферные плиты могут включать структуры и с океанической, и с континентальной корой. Океанскими являются плиты Кокос, Наска и Тихоокеанская. Почти полностью сложена континентальной корой Аравийская плита. Существуют три типа границ плит, определяемые их относительным перемещением: дивергентные (границы расхождения 254 4.2. Геодинамические процессы плит), конвергентные (границы схождения плит) и трансформные (границы, вдоль которых плиты испытывают сдвиговые перемещения). Рис. 4.2.1.2. Строение океанического рифта: 1 – астеносфера, 2 – ультраосновные породы, образовавшиеся из нижней части магматического очага («кумулятивный комплекс»), 3 – существенно основные породы (габброиды), образовавшиеся из верхней части магматического очага, 4 – комплекс параллельных базальтовых даек, 5 – комплекс базальтовых лав, частично пронизанных дайками, 6 – возрастные генерации океанской коры, соответствующие разным стадиям спрединга, 7– ограниченное сбросами дно осевой рифтовой долины, сложенное базальтовыми лавами с подводными вулканическими аппаратами, 8 – близповерхностный магматический очаг с расплавом основного состава в верхней части и ультраосновного в нижней; 9 – конвективные течения магмы в очаге; 10 – толща океанских осадков; 11– разновозрастные стратиграфические комплексы океанских осадков; 12 – направления, по которым происходит расширение океанской коры на флангах спредингового пояса1 На дивергентных границах горизонтальное растяжение приводит к утонению литосферы, вплоть до ее полного разрыва и заполнения образовавшегося пространства поднимающимся астено1 Милановский Е. Е. Рифтогенез и его роль в развитии Земли // Соросовский образовательный журнал. 1999. № 8. С. 60–70. 255 4. Общие сведения о тектонических процессах сферным веществом. Образующиеся при этом линейные грабенообразные структуры глубинного происхождения называют рифтами (от англ. rift – разрыв, трещина, щель), а процесс – рифтогенезом или рифтингом. Закладываться рифты могут и на континентальной, и на океанической коре, образуя единую глобальную систему, ориентированную относительно оси геоида. При этом эволюция континентальных рифтов может привести к разрыву сплошности континентальной коры и превращению их в океанические рифты; если расширение рифта прекращается до стадии разрыва континентальной коры, он заполняется осадками и превращается в авлакоген. Процесс раздвижения плит в зонах океанских рифтов, приуроченных к осевым частям срединно-океанических хребтов, сопровождается образованием новой океанической коры за счёт поступающих из астеносферы магматических базальтовых расплавов, наращивающих края раздвигающихся плит. Этот процесс называют спрединг (от англ. spreading – растекание, расширение). Новообразованная кора по мере отодвигания от оси спрединга охлаждается и погружается, вследствие чего поднятия срединноокеанических хребтов постепенно переходят в абиссальные плато. На конвергентных границах происходит столкновение плит. Там, где сходятся разные по плотности плиты, более тяжелая из них (обычно океаническая) погружается под более легкую (чаще – континентальную, либо более древнюю океаническую). Пододвигание одной плиты под другую (и погружение её в мантию) получило название субдукция. На субдукционные границы приходится около 80 % протяжённости всех конвергентных границ. Зоны субдукции имеют характерное строение: их типичными элементами выступают глубоководный желоб, вулканическая островная дуга и задуговый бассейн. Глубоководный желоб образуется в зоне изгиба и поддвига субдуцирующей плиты. По мере погружения эта плита начинает терять воду (содержащуюся в составе минералов), что способствует образованию очагов плавления, питающих вулканы островных дуг. В тылу вулканической дуги обычно происходит растяжение, определяющее образование задугового бассейна; прогрессирующее растяжение в задуговом бассейне может привести к деструкции коры и раскрытию новообразован256 4.2. Геодинамические процессы ного бассейна с океанической корой (так называемый процесс задугового спрединга). Рис. 4.2.1.3. Строение зоны субдкуции Погружение субдуцирующей плиты в мантию трассируется очагами землетрясений, возникающих на контакте плит и внутри субдуцирующей плиты (более холодной и вследствие этого более хрупкой, чем окружающие мантийные породы), образующих сейсмофокальную зону Беньофа-Заварицкого. В зонах субдукции начинается процесс формирования новой континентальной коры. Более редким и эпизодически происходящим процессом взаимодействия континентальной и океанской плит является обдукция – надвигание части океанической литосферы на край континентальной плиты. В ходе этого процесса происходит расслоение океанской плиты, и надвигается лишь её верхняя часть – кора и несколько километров верхней мантии. Такие выжатые на поверхность комплексы древней океанической коры присутствуют в составе складчатых поясов, образуя офиолитовую ассоциацию, объединяющую (снизу вверх): а) комплекс серпентинизированных ультраосновных пород со следами тектоно-метаморфичических преобразований; б) комплекс перидотитов и пироксенитов (внизу) и габбро с мелкими телами плагиогранитов (вверху); в) ком257 4. Общие сведения о тектонических процессах плекс параллельных основных даек; г) вулканический комплекс базальтовых подушечных лав, между которыми присутствуют глубоководные осадки; д) слой глубоководных осадков. Этот комплекс обычно сильно деформирован, залегает в виде перемещенных на разные расстояния тектонических пластин. Состав его в целом отвечает разрезу образующейся в зонах спрединга океанической коры: нижний «слой» отвечает мантийному реститу (сформированному в субстрате из которого происходило выплавленные базальтовых магм), вышележащий – кристаллизовавшимся в магматических камерах породам, несущим следы магматической дифференциации, далее – кристаллизовавшимся в трещинах, не достигшим поверхности расплавам и излившимся на дном базальтам. Состав осадочного слоя различен, в зависимости от условий образования офиолитового комплекса – океанических бассейнов, окраинных морей, островных дуг. При столкновении континентальных плит, менее плотных, чем вещество мантии, и вследствие этого не способных в неё погрузиться, протекает процесс коллизии1. В ходе коллизии края сталкивающихся континентальных дробятся, сминаются, формируются системы крупных надвигов, что приводит к росту горных сооружений со сложным складчато-надвиговым строением. Классическим примером такого процесса служит столкновение Индостанской плиты с Евразийской, сопровождающееся ростом грандиозных горных систем Гималаев и Тибета. Для коллизии типичны масштабный региональный метаморфизм и интрузивный гранитоидный магматизм. Эти процессы приводят к созданию новой континентальной коры с её типичным гранито-гнейсовым слоем. Сдвиговые перемещения плит происходят на трансформных границах. Трансформные разломы характеризуются значительными (до сотен км и более) горизонтальными смещениями, сопровождающимися высокой сейсмической активностью. Горизонтальные перемещения литосферных плит по поверхности Земного шара описываются с помощью теоремы Эйле1 Следует отметить, что при столкновении плит иногда имеет место процесс поддвига континентальной плиты под другую континентальную, именуемый континентальной субдукцией, или А-субдукцией. Поддвиг океанической литосферы под континентальную вдоль зоны Беньофа обрзначается как Б-субдукция. 258 4.2. Геодинамические процессы ра как конечные вращения относительно осей, проходящих через центр Земли и пересекающих её поверхность в двух точках – эйлеровых полюсах. При этом принимаются положения о том, что плиты ведутся себя как абсолютно жесткие тела и объём Земли остается неизменным на протяжении геологической истории (последнее положение, заметим, далеко не бесспорное). Главной причиной движения плит служит мантийная конвекция, обусловленная мантийными теплогравитационными течениями. Источником энергии для этих течений служит разность температур центральных областей Земли и близповерхностных её частей. Основная часть эндогенного тепла выделяется на границе ядра и мантии в ходе процесса глубинной гравитационной дифференциации, определяющего распад первичного космического вещества; в ходе дифференциации металлическая часть устремляется к центру, наращивая ядро планеты, а силикатная часть концентрируются в мантии, где подвергается дальнейшей дифференциации. Нагретые в центральных зонах Земли породы расширяются, плотность их уменьшается, вследствие чего они всплывают, уступая место опускающимся более холодным и потому более тяжёлым массам, уже отдавшим часть тепла в близповерхностных зонах. Этот процесс переноса тепла происходит непрерывно, в результате чего возникают упорядоченные замкнутые конвективные ячейки. При этом в верхней части ячейки течение вещества происходит почти в горизонтальной плоскости, и именно эта часть течения определяет горизонтальное перемещение вещества астеносферы и расположенных на ней плит. В целом, восходящие ветви конвективных ячей располагаются под зонами дивергентных границ (СОХ и континентальными рифтами), нисходящие – под зонами конвергентных границ. Таким образом, основная причина движения литосферных плит – «волочение» конвективными течениями. Кроме того, на плиты действуют ещё ряд сил. В частности, поверхность астеносферы оказывается несколько приподнятой над зонами восходящих ветвей и более опущенной в зонах погружения, что определяет гравитационное «соскальзывание» литосферной плиты, находящейся на наклонной пластичной поверхности. Дополнительно действуют 259 4. Общие сведения о тектонических процессах процессы затягивания края тяжёлой холодной океанской литосферы (слэба) в зонах субдукции в горячую и, как следствие, менее плотную, астеносферу, а также гидравлического расклинивания внедряющимися базальтами в зонах СОХ. Под континентами вязкость астеносферы значительно больше, чем под океанами, а мощность значительно меньше, особенно под участками древней континентальной коры, в силу его континенты как бы оказываются «сидящими на мели», затормаживая движение включающих их литосферных плит. Погружающиеся в зонах субдукции холодные края литосферных плит обычно опускаются (в той или иной мере ассимилируясь в мантии) до плотностной границы 670 км, где накапливаются, скользя по её поверхности. Периодически, видимо, происходит обрушение этого накопленного тяжёлого вещества в нижнюю мантию, что принципиально изменяет характер конвекции. В истории Земли чередуются эпохи общемантийной и двухъярусной конвекции (рис. 4.2.1.4). 4.2.1.4. Модели мантийной конвекции Помимо процессов на границах литосферных плит, геодинамическая активность проявляется и во внутренних их частях. При260 4.2. Геодинамические процессы мером тому служат проявления внутриплитного магматизма, связанные с плюмами – относительно тонкими струями горячего глубинного вещества. Наиболее глубинные плюмы зарождаются на границе мантии и ядра (в слое D//), поднимаясь, они приобретают грибовидную форму со сферической «головной» частью, при приближении к холодной литосфере, расширяющейся до площади порядка 2000 км2 при мощности «шляпки» до 260 км (рис. 4.2.1.5). Вторым уровнем генерации плюмов является граница верхней и нижней мантии, а в качестве вероятных рассматриваются и другие границы разделов (1700 км, 2200 км). Рис. 4.2.1.5. Строение плюма1 4.2.2. Понятие о геодинамических обстановках Каждый из геодинамических процессов приводит к формированию определённых структурно-вещественных комплексов горных пород, выделяющихся особенностями состава, характерными деформациями, метаморфическими и метасоматическими преобразованиями. Реконструируемые динамические условия образо1 Farnetani C. G., Legras B., Tackley P. J. Mixing and Deformations in Mantle Plumes // Earth and Planetary Sci. Letters. V. 196, Is. 1–2, 2002, P. 1–15. 261 4. Общие сведения о тектонических процессах вания структурно-вещественных комплексов (в общем случае определимые в соответствии с концепцией тектоники литосферных плит) определяются как геодинамические обстановки. Она из классификаций геодинамических обстановок приведена в таблице 4.2.1. Таблица 4.2.1 Классификация опорных геодинамических обстановок1 Класс Океанические бассейны Активные окраины континентов Пассивные окраины континентов Внутренние части континентов Тип геодинамических обстановок Срединно-океанические хребты (океанические рифты). Абиссальные плато. Вулканические внутриплитные поднятия Глубоководные желоба. Островные вулканические дуги: – энсиматические (на океанической коре); – энсиалические (на континентальной коре). Окраинные моря: – спрединговые с новообразованной океанической корой; – неспрединговые (котловины на коре континентального типа). Окраинно-континентальные вулканические пояса Шельф. Континентальный склон. Континентальное подножие Внутриконтинентальные складчатые пояса (коллизионные пояса столкновения континентов). Рифты. Внутриконтинентальные магматические зоны (под действием горячих точек) 4.2.3. Основные этапы тектоно-магматического цикла Геодинамические процессы, будучи элементами планетарной геодинамической системы, развиваются взаимосвязанно. Общую модель их развития можно описать «циклом Вилсона» – выделенным Дж. Вилсоном этапом в геологической истории, начина1 Основы геодинамического анализа при геологическом картировании. М., 1997 (МПР, ВСЕГЕИ, Геокарт, МАНПО). 262 4.2. Геодинамические процессы ющимся с распада суперконтинента и завершающимся образованием нового суперконтинента (продолжительность такого цикла составляет порядка 650 млн лет.). Эта модель в целом применима и к рассмотрению процессов, связанных с раскрытием и последовательным закрытием малых океанских бассейнов, завершающихся столкновением микроконтинентов или некоторых из континентов. Каждый такой региональный цикл (известный как «цикл Бертрана») завершается складчатостью, эпохи которых разделены временными промежутками продолжительностью 150–200 млн лет. Тектоно-магматический цикл начинается со стадии заложения молодых рифтогенных систем (рис. 4.2.3.1), образованию которых предшествует общее воздымание и растяжение участков континентальной коры, сопровождающееся специфичным базальтовым вулканизмом, связанным с подъёмом мантийных плюмов. Эволюция рифтовой системы сопровождается растяжением и утонением континентальной коры, приводящими в динамично развивающихся структурах к её разрывам и началу спрединга. Следующей стадией является развитие молодого океана с пассивными окраинами и широкими шельфами (развивающегося на подвергающейся деструкции континентальной коре, раздробленной на блоки, погруженные на разную глубину и пронизанные основными интрузиями). Со временем глубина и площадь океана возрастает, происходит деградация континентальной коры, приобретаются черты, свойственные современным Атлантическому и Индийскому океанам. На последующей стадии на границах с континентами или другими океаническими плитами происходит заложение зон субдукции, трассирующих участки поддвига океанической плиты. Первоначально субдукция происходит непосредственно у краев континентов, впоследствии – в результате разогрева и подъёма астеносферного вещества в зоне субдукции происходит «задуговый спрединг», расщепление вулканических островных дуг по осевым зонам («внутридуговой спрединг»), «рассеянный спрединг» в хаотично расположенных на площади центрах растяжений и, в итоге, раскрытие окраинных бассейнов с океанической корой (типа Японского или Охотского морей). В ходе задугового спрединга происходит отделение и «отодвигание» блоков континентальной коры от 263 4. Общие сведения о тектонических процессах Рифтовое море Литосфера Континент I Континент Континент. кора Срединноокеанический хребет Океан Океан. кора Субсеквентный вулканизм Андезитовые вулканы Глубоководный желоб Зона вторичного рифтогенеза II Риолитовые вулканы Зона вторичного рифтогенеза V Астеносферы Континент Краевой прогиб Линейный ороген МиогеосинАллохотоны клинальные океанической коры аллохотоны и островных дуг Внутреннее (средиземное) море VI Океан III Мозаичная складчатая область VII Риолитовые вулканы IV Окраинное море Андезитовые вулканы Островная дуга Океан Континент 1 2 3 4 5 6 7 Диапир астеносферного вещества над зоной субдукции Рис. 4.2.3.1. Тектоно-магматический цикл формирования складчатой области (по С. С. Шульцу мл.): I – раскол континента и разрыв континентальной коры; II – раскрытие молодого океана; III – существование зрелого океана, в окраинных частях которого уже сформированы зоны субдукции; IV – развитие зон субдукции: отрыв и отбрасывание в сторону океана краевых частей континентов и раскрытие окраинных морей (микроокеанов); V – формирование складчатого горного пояса: столкновение континентов и замыкание располагающихся между ними океанов; VI – сдвиговые деформации, вторичные раздвиги и вращательные движения, деформирующие образованную после закрытия океана горную складчатую страну; с этим этапом связано раскрытие морей средиземноморского типа и активнейший вулканизм; VII — консолидация складчатой области и формирование мозаичных складчатых областей типа Иранского нагорья или Казахского щита.Цифры на схемах. I и II – части континента, расчлененного при раскрытии молодого океана; Iа – блоки более древней континентальной коры; Iб и Iв – субдуцированные под край континента формационные комплексы островодужного и океанического происхождения, наращивающие континентальную кору (впоследствии — в составе островной дуги, позже – в складчатом фундаменте орогенической области); IIа и IIб – блоки коры обдуцируемого континента, расчлененные при формировании внутриорогенных средиземноморских бассейнов корой океанического типа. 1 – океаническая кора и аллохтоны океанической коры в складчатых областях; 2 – зоны развитых голубых и зеленых сланцев; 3 – андезитовые лавы и туфы; 4 -кислые лавы и туфы; 5 – осадочные отложения; 6 – гранитно-метаморфическая континентальная кора; 7 – направления движения вещества астеносферы.1 1 Шульц С. С. (мл.), Эргашиев Ш. Э., Гвоздев В. А. Геодинамические реконструкции. Методическое руководство. Л.: Недра, 1991. 264 4.2. Геодинамические процессы континента (остров Сахалин, Японские острова и др.); такие фрагменты континентальной коры становятся фундаментом энсиалических островных дуг. С течением времени активное расширение сменяется сокращением площади океанического бассейна, сближением краёв ограничивающих его континентов. Орогенная стадия начинается со столкновения краев континентов с островными дугами, микроконтинентами и иными структурами; происходящие при этом процессы обдукции приводят к образованию офиолитовых покровов. Значимые по масштабам столкновения, предшествующие полному замыканию океанического бассейна, обычно соответствуют заключительным эпохам цикла Бертрана или фазам складчатости в пределах этих циклов. Продолжающееся сжатие приводит к закрытию океанического бассейна, столкновению континентов, формированию в месте их сочленения нового линейного орогена (горной системы, возникшей в ходе складчатости). На фоне преобладающего регионального сжатия при этом могут возникать локальные участки растяжений, в которых происходит формирование эпиорогенных рифтов или даже раскрытие вторичных средиземных морей, в пределах которых образуются новые меньшие по масштабам зоны спрединга и субдукции (примерами служат современная Восточно-Средиземноморская зона спрединга, Критская и Калабрийская зоны судбукции). Область столкновения плит трассируется в складчатых поясах сутурными швами – «следами» реликтового океана и глубоководного желоба. На орогенной стадии в ядре формирующегося горного сооружения происходит масштабный глубокий региональный метаморфизм и формирование крупных гранитоидных интрузивов. На раннеорогенной подстадии горообразование происходит в основном за счёт горизонтального сжатия. На поздеорогенной подстадии происходит резкое воздымание территории; при этом горообразование происходит за счёт изостазии, определяемой «всплытием» образованной в зоне коллизии мощной лёгкой гранитизированной коры. Завершающая тафрогенная стадия связана с кратковременным этапом растяжения, следующим за сжатием орогена и предваряющим переход к платформенному режиму. Вертикальное вздымание на этой стадии сочетается с растяжением верхних частей континентальных сводов, приводящим к образованию узких грабенов, 265 4. Общие сведения о тектонических процессах заполняемых терригенными осадками и базальтами, излияния которых связаны с глубокими разломами. В итоге цикл, начавшийся с деструкции континента, завешается образованием нового континента. Контрольные вопросы 1. Какое положение положено в основу геодинамической теории тектоники литосферных плит? 2. Раскройте основные положения тектоники литосферных плит. 3. Какие геодинамические процессы происходят на дивергентных и конвергентных границах литосферных плит? 4. Опишите и объясните строение офиолитовой ассоциации. 5. Какой магматизм характерен для рифтогенеза? Для коллизии? 6. Дайте определение понятию «геодинамическая обстановка». Какие типы и классы геодинамических обстановок выделяются? 7. Опишите тектоно-магматический цикл («цикл Вилсона»). ИСПОЛЬЗОВАННАЯ ЛИТЕРАТУРА Беленицкая Г. А. Мертвое море – очаг рассольно-соляной разгрузки недр (геология, происхождение, мифы). СПб.: СПбГУ. 2013. Боч С. Г., Краснов И. И. Процесс гольцового выравнивания и образование нагорных террас // Природа. 1951. № 5. С. 25–35. Булах А. Г. Общая минералогия. Изд. 2-е, испр. и перераб.: учебник. СПб.: Изд-во С.-Петерб. ун-та, 1999. Гвоздецкий Н. А. Карст. М.: Географгиз, 1954. Гвоздецкий Н. А. Карст. М.: Мысль, 1981. Шульц С. С. (мл.), Эргашиев Ш. Э., Гвоздев В. А. Геодинамические реконструкции. Методическое руководство. Л.: Недра, 1991. Масайтис В. Л. и др. Геология астроблем. Л.: Недра, 1980. Гладков Г. Л. и др. Водные пути и гидротехнические сооружения: учебник для вузов. СПб.: СПГУВК, 2011. Елисеев Н. А. Метаморфизм. Л.: Изд-во ЛГУ, 1959. Жданов В. В. Метасоматиты, опыт изучения и картирования. СПб: Изд-во ВСЕГЕИ, 1999. Климчук А. Б. Гипогенный спелеогенез, его гидрогеологическое значение и роль в эволюции карста. Симферополь: ДИАЙПИ. 2013. Кутырев Э. И., Ляхницкий Ю. С. Роль карста в формировании месторождений свинца, цинка, сурьмы, ртути, флюорита // Литология и полезные, ископаемые. 1982. № 2. С. 54–69. Кутырев Э. И., Михайлов Б. М., Ляхницкий Ю. С. Карстовые месторождения. Л.: Недра, 1989. Лаврушин Ю. А. Аллювий равнинных рек субарктического пояса и перигляциальных областей материковых оледенений: тр. геолог. ин-та. Вып. 87. М.: Изд-во АН СССР, 1963. Левков Э. А. Гляциотектоника. Минск: Наука и техника, 1980. Максимович Г. А. Пещерные льды // Изв. ВГО СССР. 1947. Т. 79. № 5. С. 237–250. Милановский Е. Е. Рифтогенез и его роль в развитии Земли // Соросовский образовательный журнал. 1999. № 8. С. 60–70. Основы геодинамического анализа при геологическом картировании. М., 1997. (МПР, ВСЕГЕИ, Геокарт, МАНПО). Павленкова Н. И. Структура земной коры и верхней мантии и глобальная геотектоника // Спорные аспекты плитовой тектоники и возможные альтернативы. М.: ОИФЗ РАН, 2002. С. 64–93. 267 Использованная литература Пущаровский Д. В., Пущаровский Ю. М. Состав и строение мантии Земли // Соросовский образовательный журнал. 1988. № 11. С. 111–119. Раст Х. Вулканы и вулканизм. М.: Мир, 1982. Романовский С. И. Великие геологическое открытия. Изд. 2-е, перераб. и доп. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2005. Соколов Д. С. Основные условия развития карста. М.: Геогеолтехиздат, 1962. Справочник по литологии / под ред. Н. Б. Вассоевича, В. Л. Либровича, Н. В. Логвиненко, В. И. Марченко. М.: Недра, 1983. Максимов В. М. и др. Справочное руководство гидрогеолога / под. ред. В. М. Максимова. Изд. 3-е, перераб. и доп. Т. 1. Л.: Недра, 1979. Шанцер Е. В. Очерки учения о генетических типах континентальных осадочных образований. М.: Наука, 1966. Edwards M. Glacial Environments // Sedimentary Environments and Facies / Ed. H. G. Reading, 2-nd ed. Oxford, Blackwell Sci. Publ., 1986. P. 445– 470. Farnetani C. G., Legras B., Tackley P. J. Mixing and Deformations in Mantle Plumes // Earth and Planetary Sci. Letters. Vol. 196, Is. 1–2. 2002. P. 1– 15. Garnero, E. J., McNamara, A. K. Structure and Dynamics Of Earth's Lower Mantle // Science. 2008. Vol. 320, Is. 5876. P. 626–628. Kushiro I. Partial Melting of a Fertile Mantle Peridotite at High pressures: An Experimental Study Using Aggregates of Diamond // 1996. Geophysical Monograph Series 95:109–122. 268 РЕКОМЕНДУЕМАЯ ЛИТЕРАТУРА Афанасьев С. П. Геохронологическая шкала фанерозоя и проблема геологического времени. М.: Недра, 1987. Болт Б. Землетрясения. Общедоступный очерк. М.: Мир, 1980. Булах А. Г. Кривовичев В. Г., Золотарёв А. А. Общая минералогия: учебник для студ. высш. учеб. заведений. Изд. 4-е, перераб. и доп. М.: Академия, 2008. Вернон Р. Х. Метаморфические процессы. Реакции и развитие микроструктуры. М.: Недра, 1980. Гвоздецкий Н. А. Проблемы изучения карста и практика. М.: Мысль, 1987. Геологический словарь. В 3 т. Изд. 3-е, перераб. и доп. / гл. ред. О. В. Петров. СПб.: ВСЕГЕИ, 2010, 2011, 2012. Гиллен К. Метаморфическая геология. М.: Мир, 1984. Гончаров М. А., Талицкий В. Г., Фролова Н. С. Введение в тектонофизику. М.: КДУ, 2005. Жданов В. В. Метасоматиты, опыт изучения и картирования. СПб.: ВСЕГЕИ, 1999. Изучение и картирование зон гипергенеза / ред. Б. М. Михайлов. СПб.: Недра, 1995. Каплянская Ф. А., Тарноградский В. Д. Гляциальная геология: Метод. пособие по изучению ледниковых образований при геологической съемке крупного масштаба. СПб.: Недра, 1993. Кери С. В поисках закономерностей развития Земли и Вселенной. История догм в науках о Земле: Пер. с англ. М.: Мир, 1991. Лисицин А. П. Осадкообразование в океанах. М.: Наука, 1974. Лисицин А. П., Богданов Ю. А., Гурвич Е. Г. Гидротермальные образования рифтовых зон океана. М.: Наука. 1990. Маккавеев Н. И., Чалов Р. С. Русловые процессы. М.: Изд-во МГУ, 1986. Мархинин Е. К. Вулканизм. М.: Недра, 1985. Мелош Г. Образование ударных кратеров. Геологический процесс. М.: Мир, 1994. Мурдмаа И. О. Фации океанов. М.: Наука, 1987. Петрографический кодекс России. Магматические, метаморфические, метасоматические, импактные образования. Изд. 3-е, испр. и доп. СПб.: ВСЕГЕИ, 2009. 269 Рекомендуемая литература Попов Ю. В., Пустовит О. Е. Курс Общая геология: учеб. пособие к разделу «Карст». Ростов н/Д: ЮФУ. 2015. Попов Ю. В., Пустовит О. Е. Курс Общая геология: учеб. пособие к разделу «Континентальные склоновые процессы и отложения». Ростов н/Д: ЮФУ, 2015. Раст Х. Вулканы и вулканизм. М.: Мир, 1982. Ронов А. Б., Ярошевский А. А., Магдисов А. А. Химическое строение земной коры и геохимический баланс главных элементов. М.: Наука, 1990. Справочник по литологии / под ред. Н. Б. Вассоевича, В. Л. Либровича, Н. В. Логвиненко, В. И. Марченко. М.: Недра, 1983. Трифонов В. Г. Поздечетвертичный тектогенез. М.: Наука, 1983. Уемура Т., Мицутани Ш. Геологические структуры. М.: Недра, 1990. Хаин В. Е. Основные проблемы современной геологии. М. : Наука, 1995. Хаин В. Е., Рябухин А. Г. История и методология геологических наук. М.: МГУ, 1997. Учебное издание ПОПОВ Юрий Витальевич ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ Редактор Н. Н. Кадомцева Корректор Н. Н. Кадомцева Компьютерная верстка О. Ф. Жуковой . . 25.09.2018 . 17.01.19. . . 15,81. . . . 12,0. 6917. 60×84 1/16. 40 . . , 344090, . - - , . ,200/1, . . (863) 243-41-66.