ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ

О

Московский государственный университет им. М. В. Ломоносова Геологический факультет

 

Н.В. КОРОНОВСКИИ

ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ

УЧЕБНИК

 

^ Главная бийпи

f с

пто,(а

<-> 867150

 

УНИВЕРСИТЕТ книжный дом

Москва 2006

Рекомендовано УМО по классическому университетскому образованию в качестве учебного пособия для студентов, обучающихся по направлению 020300 (511000) Геология и всем геологическим специальностям

УДК 551(07) ББК 26.3я7 К68

Рецензенты:

Заведующий кафедрой региональной геологии и истории Земли геологического факультета МГУ им. М. В. Ломоносова, профессор Никишин A. Mr, Заведующий кафедрой общей геологии и геологического картирования РГГУ, профессор, доктор геолого-минералогических наук, академик РАЕН Соколовский А. К.

На обложке — Канадские скалистые горы, Кананаскис. Фото Peter B.Jones

Короновский, Николай Владимирович

К68 Общая геология: учебник / Н. В. Короновский. — М.: КДУ 2006. — 528 с.: табл., ил., [32] е.: цв. ил.

ISBN 5-98227-075-Х

В учебнике отражены современные данные и представления о Земле как плане­те, ее месте в Солнечной системе и во Вселенной; рассмотрены внутреннее строение Земли и методы его изучения, а также геофизические поля; понятие о стратиграфии и геохронологии, строении земной коры и ее вещественном составе. Рассмотрены все геологические процессы внешней и внутренней динамики. В заключении подводит­ся итог нашему современному знанию о Земле и о процессах, изменяющих ее лик, в том числе и техногенного характера. Также имеется раздел о нелинейных процес­сах в геологии. Использование графиков, таблиц и рисунков помогает более легко­му усвоению материала. Для каждой главы дается список рекомендуемой дополни­тельной литературы.

Учебник написан для студентов геологических специальностей и всех, кто инте­ресуется геологией.

ISBN 5-98227-075-Х

УДК 551(07) ББК 26.3я7

© Короновский Н. В., 2006 © Издательство «КДУ», 2006

ОГЛАВЛЕНИЕ

Предисловие .................................................................................................................................... 7

Введение ........................................................................................................................................... 9

ЧАСТЬ I

ПРОИСХОЖДЕНИЕ ВСЕЛЕННОЙ, ЗЕМЛИ И СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ

ГЛАВА 1. ЗЕМЛЯ В КОСМИЧЕСКОМ

ПРОСТРАНСТВЕ.............................................................................................. 14

1.1. Образование Вселенной.............................................................................. 14

1.2. Солнечная система........................................................................................... 20

1.2.1. Солнце и его параметры.................................................................. 20

1.2.2. Строение Солнечной системы....................................................... 24

1.2.3. Внутренние планеты........................................................................ 26

1.2.4. Внешние планеты................................ ............................................ 29

1.2.5. Астероиды, кометы и метеориты.................................................. 34

1.2.6. Происхождение Солнечной системы........................................... 41

1.2.7. Строение Луны................................................................................... 46

ГЛАВА 2. СТРОЕНИЕ И СОСТАВ ЗЕМЛИ.............................................................................. 49

2.1. Форма Земли....................................................................................................... 49

2.2. Внутреннее строение Земли........................................................................... 50

2.3. Химический и минеральный состав недр Земли...................................... 65

2.4. Гравитационное поле Земли...................................................................... 69

2.5. Магнитное поле Земли.................................................................................... 73

2.6. Тепловое поле Земли........................................................................................ 83

2.7. Вещественный состав земной коры.......................... .............................. 89

2.7.1. Минералы............................................................................................ 89

2.7.2. Горные породы.................................................................................. 98

2.8. Строение земной коры................................................................................... 103

ГЛАВА 3. ВОЗРАСТ ГОРНЫХ ПОРОД

И ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ.......................................................... 107

3.1. Относительная геохронология............................ ...................................... 107

3.2. Изотопные методы определения возраста

минералов и горных пород.......................................................................... 115

3.3. Тектоника литосферных плит —

современная геологическая теория........................................................... 126

ЧАСТЬ И

ПРОЦЕССЫ ВНЕШНЕЙ ДИНАМИКИ

ГЛАВА 4. АТМОСФЕРА И ГИДРОСФЕРА................................................................................ 139

ГЛАВА 5. ВЫВЕТРИВАНИЕ................................................................................................ 144

5.1. Механическое, химическое и биологическое выветривание............. 145

5.2. Процессы гипергенеза и коры выветривания......................................... 151

5.3. Образование почв и их свойства................................................................ 154

ГЛАВА Б. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ

ПОВЕРХНОСТНЫХ ТЕКУЧИХ ВОД................................................................. 157

6.1. Временные водные потоки........................................................................... 159

6.2. Геологическая деятельность рек................................................................ 164

6.3. Устьевые части рек, дельты и эстуарии................................................... 176

6.4. Развитие речных долин и формирование речных террас................... 182

ГЛАВА 7. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД............................. 187

7.1. Виды воды в горных породах..................................................................... 187

7.2. Движение и режим грунтовых вод............................................................. 192

7.3. Подземные воды и окружающая среда.................................................... 196

ГЛАВА 8. КАРСТОВЫЕ ПРОЦЕССЫ....................................................................................... 198

8.1. Карстовые формы рельефа............................................................................ 198

ГЛАВА 9. ГРАВИТАЦИОННЫЕ ПРОЦЕССЫ.......................................................................... 206

ГЛАВА 10. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ОЗЕР И БОЛОТ........................................ 211

10.1. Геологическая деятельность озер.............................................................. 211

10.2. Геологическая деятельность болот........................................................... 215

ГЛАВА 11. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ВЕТРА...................................................... 220

11.1. Дефляция и корразия............................................................................................. 222

11.2. Аккумуляция эолового материала.......................... ................................. 225

11.3. Типы пустынь................................................................................................... 228

ГЛАВА 12. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ СНЕГА,

ЛЬДА И ЛЕДНИКОВ.......................................................................................... 231

12.1. Классификация ледников............................................................................. 233

12.2. Разрушительная (экзарационная) деятельность ледников................. 243

12.3. Транспортная и аккумулятивная деятельность ледников................... 246

12.4. Водно-ледниковые отложения.................................................................... 249

12.5. Оледенения в истории Земли....................................................................... 251

12.6. Причины возникновения оледенений........................................................ 257

ГЛАВА 13. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В КРИ0ЛИТ030НЕ............................................ 263

13.1. Распространение криолитозоны................................................................ 263

13.2. Происхождение криолитозоны................................................................... 265

13.3. Строение криолитозоны............................................................................... 266

13.4. Типы подземных льдов........................................................................ 267

13.5. Подземные воды в криолитозоне...................................................... 268

13.6. Криогенные формы рельефа.............................................................. 269

13.7. Термокарст.............................................................................................. 276

13.8. Криогенные формы рельефа,

связанные с гравитационными процессами............................................ 279

13.9. Хозяйственная деятельность в криолитозоне............................... 283

ГЛАВА 14. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ОКЕАНОВ И МОРЕЙ............................... 286

14.1. Свойства океанской воды................................................................... 286

14.2. Динамический режим Мирового океана......................................... 295

14.3. Рельеф океанского дна......................................................................... 305

14.4. Геологическая деятельность волн.................................................... 316

14.5. Эвстатические колебания уровня океана...................................... 323

14.6. Осадконакопление в океанах............................................................ 327

14.7. Ресурсы дна океанов............................................................................ 353

14.8. Стадии дреобразования осадков, осадочные горные породы

и взаимоотношение слоистых толщ.......................................................... 356

ЧАСТЬ III

ПРОЦЕССЫ ВНУТРЕННЕЙ ДИНАМИКИ

ГЛАВА 15. МАГМАТИЗМ............................................................................................................ 361

15.1. Понятие о магме.................................................................................... 362

15.2. Интрузивный магматизм..................................................................... 367

15.3. Вулканизм............................................................................................... 376

15.4. Продукты извержения вулканов....................................................... 376

15.5. Вулканические постройки.................................................................. 393

15.6. Типы вулканических извержений..................................................... 402

15.7. Поствулканические явления............................................................... 409

15.8. Геологическая позиция действующих вулканов

и понятие о магматических очагах........................................................... 413

ГЛАВА 16. МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ...................................................................... 418

16.1. Фации метаморфизма........................................................................... 419

16.2. Параметры и типы метаморфизма................................................... 424

16.3. Ударный метаморфизм........................................................................ 427

ГЛАВА 17. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ

И ДЕФОРМАЦИИ ГОРНЫХ ПОРОД................................................................. 430

17.1. Вертикальные и горизонтальные движения.................................. 430

17.2. Понятие о деформациях горных пород........................................... 432

17.3. Складчатые нарушения...................................................................... 438

17.4. Разрывные нарушения......................................................................... 448

ГЛАВА 18. ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ................................................................................................... 456

18.1. Механизм возникновения землетрясения и его параметры................ 456

18.2. Распространение землетрясений и их геологическая позиция .467

18.3. Прогноз землетрясений.................................. .............................................. 473

18.4. Сейсмостойкое строительство и поведение грунтов

при землетрясениях........................................................................................ 476

18.5. Цунами................................................................................................................ 477

ЧАСТЬ IV ЗЕМЛЯ И ЧЕЛОВЕК: ДОСТИЖЕНИЯ, ПРОБЛЕМЫ, ПЕРСПЕКТИВЫ

ГЛАВА 19. ГЛАВНЫЕ СТРУКТУРЫ ЛИТОСФЕРЫ................................................................ 481

ГЛАВА 20. ЧЕЛОВЕК И ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ СРЕДА............................................................... 484

ГЛАВА 21. ДОСТИЖЕНИЯ И ПРОБЛЕМЫ.............................................................................. 490

21.1. Достижения в изучении Земли..................................................................... 490

21.2. Концепция нелинейности в геологии......................................................... 493

Предметный указатель............................................................................................................. 514

Рекомендуемая литература...................................................................................................... 521

ПРЕДИСЛОВИЕ

Настоящий учебник по курсу «Общая геология» соответствует учеб­ной программе. Курс читается всем студентам первого курса геологичес­ких специальностей вузов. Написание подобного учебника, учитывая ог­ромный поток информации, поступающей каждый год, представляет большие трудности, т. к. требует тщательного отбора необходимого и вместе с тем достаточного материала для изложения основ геологичес­кой науки. Поэтому основной целью учебника была задача отразить в нем современные данные и представления о Земле как планете, ее месте в Сол­нечной системе и во Вселенной; рассмотреть внутреннее строение Земли и методы его изучения, а также геофизические поля; дать понятие о стратиграфии и геохронологии, строении земной коры и ее вещественном составе. В пособии рассмотрены все геологические процессы внешней и внутренней динамики. В заключение подводится итог нашему совре­менному знанию о Земле и о процессах, изменяющих ее лик, в том числе техногенного характера. Впервые для учебников такого типа помещен раздел о нелинейных процессах в геологии. Стиль изложения материала таков, что он доступен студентам первого курса и характеризует уро­вень современной геологической науки. Автор стремился дополнить из­ложение значительным количеством графиков, таблиц и рисунков, по­могающих усваивать материал. Для каждой главы дается список рекомендуемой дополнительной литературы. В настоящее, 2-е издание учебника внесены многочисленные дополнения, ряд глав существенно переработан, добавлено большое количество новых иллюстраций, в том числе цветных фотографий. Раздел 3.2 в учебнике написан старшим на­

учным сотрудником М. И. Волобуевым , раздел 21.2. — старшим науч­

ным сотрудником А. А. Наймарком, и раздел о магнетизме частично на­писан ведущим научным сотрудником В. Н. Вадковским, которым автор искренне благодарен.

За обстоятельную рецензию и замечания, способствовавшие улуч­шению работы, автор глубоко признателен профессору В. М. Ненахо- ву (Воронежский государственный университет). Автор благодарит

ведущего научного сотрудника|В. Н. Вадковского[, доцента В. С. Заха­

рова, доцента В. А. Зайцева, заведующего лабораторией М. А. Гонча­рова, профессора М. Г. Ломизе, профессора В. Е. Хаина, старшего ве­дущего научного сотрудника Л. И. Демину, доцента М. А. Романовскую, доцента Н. В. Макарову, научного сотрудника Т. В. Суханову, старшего научного сотрудника В. С. Гарагулю, Г. Н. Гордееву и научного сотруд­ника М. Ю. Никитина за прочтение ряда глав, ценные советы и заме­чания.

Автор также выражает благодарность профессору А. М. Никишину за тщательный анализ рукописи учебника, заведующей библиотекой Н. В. Бакшеевой и сотруднице этой же библиотеки М. Д. Рябухиной за доброжелательную помощь в поисках литературы.

Особую и самую искреннюю благодарность автор выражает свое­му ближайшему помощнику старшему научному сотруднику Г. В. Брян- цевой, без самоотверженной помощи которой подготовка учебника была бы невозможна, и старшему научному сотруднику А. А. Наймар- ку, сделавшему очень много ценных замечаний, написавшему раздел «Концепция нелинейности в геологии» и всегда с большой заинтере­сованностью обсуждавшему разнообразные проблемы.

Автор будет признателен за все советы и рекомендации, направлен­ные на дальнейшее совершенствование учебника. Просьба посылать их по адресу: 119899, Москва, ГСП-3, Воробьевы горы, МГУ им. М. В. Ло­моносова, геологический факультет, кафедра динамической геологии, Н. В. Короновскому.

ВВЕДЕНИЕ

Древние греки, населявшие прекрасную страну Элладу, называли нашу Землю Геей. Уже во втором тысячелетии до нашей эры, в кри- то-микенский период, широкое развитие получила добыча руд, из ко­торых выплавлялись различные металлы. Вообще-то их начали добы­вать еще раньше, в конце нового каменного века — неолита. Уже тогда были известны золото, серебро, медь, олово, железо, свинец и другие металлы. Древние металлурги умели делать из них разные сплавы. Умение искать и находить руды чрезвычайно высоко ценилось, как, впрочем, и в последующие времена. Но все же следует признать, что большинство месторождений в глубокой древности было открыто не с помощью целенаправленных поисков, а случайно. Действительно, не надо было обладать знаниями для того, чтобы поднять с поверхности Земли золотой самородок и искать вокруг другие самородки. Но по­степенно накапливались определенные признаки, сопутствующие раз­ным рудам, о которых писал, например, знаменитый ученый Древнего мира Плиний Старший. Зачатки геологических знаний развивались благодаря существовавшим горным разработкам, прежде всего у егип­тян, греков, китайцев, индийцев и других народов. Во многих местах найдены остатки древних горных промыслов — в Армении, на Урале, в Забайкалье, на Алтае, в Узбекистане, Таджикистане, Казахстане. Во втором тысячелетии до нашей эры на Урале плавили медь, в Север­ном Казахстане добывали золото, в горах Средней Азии получали сви­нец и серебро, а в Азербайджане (в Нахичевани) разрабатывали ка­менную соль.

Геологические знания постепенно набирали силу, но при рабовладель­ческом строе трудно было успешно развивать производство, а с ним и гор­ные промыслы. Появление феодализма, установление новых производ­ственных отношений дали толчок развитию и горного дела. В Средние века в Центральной и Восточной Европе было открыто много рудни­ков, да и в Киевской Руси, в окрестностях Великого Новгорода, добы­вали железо, строительный камень, а на Белом море — слюду, которая в прошлом веке была названа мусковитом (от слова «моска» — Москва). В эпоху Возрождения появились первые зачатки научной геологии. Ког­да начали формироваться капиталистические отношения в сфере произ­водства, геология сделала резкий шаг вперед. Ученые стали задумывать­ся над тем, откуда взялись высоко в горах древние морские раковины.

Наверное, когда-то там плескалось море, а гор не было. Следователь­но, суша не была чем-то постоянным, ее очертания менялись. Стали обращать внимание не только на горные породы — известняк, гранит, песчаник, глинистый сланец, мел, но и на то, как они располагаются, залегают в природе. Выяснилось, что слои могут быть наклонными, иногда даже вертикальными. Какая же сила заставила их так накло­няться и изгибаться в складки? Землетрясения и извержения вулка­нов, приносившие столько бед и несчастий человечеству, тоже стали изучаться.

И вот в XVIII и XIX вв. геология как наука сделала поистине геро­ический рывок вперед. Великий Ломоносов заложил своими трудами фундамент геологического учения, на котором в дальнейшем росло зда­ние геологической науки. Можно только удивляться, как много сделал Ломоносов для развития геологических знаний, как, впрочем, и для других наук.

Стремительно растущая промышленность требовала все новых и но­вых полезных ископаемых и во все возрастающем количестве. Для гео­логии начался золотой век. Изобретение двигателя внутреннего сгора­ния дало повод для поисков нефти. Электростанции, заводы, фабрики требовали угля, сельское хозяйство — удобрений, строительство — камня, песка, глины, воды. Но как же все это дать производству? Где искать новые руды, нефть, газ, алмазы? Как заглянуть поглубже в недра Зем­ли, где подземные клады лежат за семью печатями?

Ответы на все эти и многие другие вопросы дает нам геология — наука о строении Земли, о ее происхождении, возрасте, развитии и об­разовании полезных ископаемых. «Гео» — по-гречески земля, «логос» — знание. Не следует, конечно, думать, что геологи получают все эти знания только с помощью молотка и лупы, как это многие еще до сих пор представляют. Геология сейчас использует данные физики, химии, биологии, математики, астрономии и сама подразделяется на много­численные ветви, которые даже просто перечислить затруднительно.

Так, историей нашей планеты занимается историческая геология, ко­торая использует палеонтологию — науку о древнем животном и расти­тельном мире; динамическая геология изучает разнообразные процессы: вулк^лизм, образование рельефа, возникновение землетрясений, деятель­ность рек, морей и океанов, образование складок в земных пластах, дви­жение земной коры; стратиграфия занята изучением последовательнос­ти образования пластов и установлением их возраста; петрография изучает горные породы, которые состоят из минералов, а петрология — способы образования горных пород; кристаллография рассматривает внутреннюю структуру минералов, их кристаллическую решетку; геохимия изучает распределение химических элементов в земной коре, горных породах, воде и породах других планет (космохимия); гидрогеология исследует под­земные воды; геокриологи пытаются проникнуть в тайны вечной мерзло­ты, которой у нас в стране заняты огромные пространства; учением о руд­ных месторождениях занимается геология полезных ископаемых, а нефть и каменный уголь исследуют специалисты по горючим полезным иско­паемым; изучение верхних слоев Земли для строительства — это инже­нерная геология и грунтоведение, а проникновением в глубины Земли с помощью физических методов занимается геофизика, которая сама под­разделяется на много дисциплин в зависимости от используемого мето­да. Для поисков полезных ископаемых и научного прогноза нужны раз­нообразные геологические карты. Их составляют специалисты по геологической съемке и поискам месторождений полезных ископаемых. И каждая из названных отраслей и дисциплин геологических наук под­разделяется на ряд еще более узких специализаций, в которых использу­ются новейшие достижения физики, химии, вычислительной математи­ки и техники. Добыча полезных ископаемых развивается так быстро и захватывает такие большие участки Земли, что на повестку дня со всей остротой встал вопрос об охране окружающей среды и земных недр, чем занимается экологическая геология.

Вряд ли стоит еще перечислять то, чем занимается современный гео­лог, да это практически и невозможно сделать, настолько различны те задачи, а также методы и приемы, с помощью которых геолог эти задачи решает. Геолог нашего времени — это высокообразованный специалист, владеющий столь различными знаниями и такой новейшей техникой, что сравнивать его с геологом, скажем, начала и даже середины XX в. вряд ли возможно. Объем информации, знаний удваивается сейчас каж­дые десять лет, а в будущем этот процесс будет еще ускоряться.

Что же мы знаем о нашей планете? Наверное, не так уж мало. Но, как это ни удивительно, в космос человек проник на десятки и сотни миллионов километров, тогда как самая глубокая скважина с огромны­ми трудностями прошла по горным породам чуть больше 12 км. При радиусе Земли около 6371 км это меньше, чем крохотный булавочный укол! И надежд в обозримом будущем проникнуть глубже 20 км с по­мощью буровой установки почти нет. Мы знаем, что возраст Земли 4,6 млрд лет, мы с большой точностью знаем ее размеры, скорость вра­щения вокруг оси, скорость движения по орбите, массу Земли, сред­нюю плотность вещества планеты. Геологи хорошо изучили все те гор­ные породы, которые находятся на суше площадью 150 млн км², но мы только начинаем познавать океанское и морское дно, площадь которого (360 млн км²) более чем в два раза превышает площадь суши. И тем не менее геологи имеют вполне определенное представление о том, что находится внутри Земли вплоть до ее центра.

Методы познания глубоких недр планеты Земля в основном кос­венные, и большая их часть основана на решении так называемых об­ратных задач. Для геолога очень важно не только собирать факты, но и анализировать их, обобщать для того, чтобы установить закономер­ности развития геологических процессов, эволюции крупных структур земной коры и земного шара в целом.

Используя методы экспериментирования и наблюдения, применя­ют также теоретические средства познания. Геолог-исследователь дол­жен уметь выявлять актуальные проблемы своей науки, грамотно ста­вить задачи, корректно выдвигать и проверять гипотезы, четко и компактно формулировать получаемые выводы. Собранный факти­ческий материал нужно уметь целенаправленно преобразовать в моде­ли, без чего невозможно ни ввести его в исследование, ни анализиро­вать, ни обобщать.

На современном этапе развития геологии все возрастающую роль играет компьютерное моделирование, позволяющее проникать глубоко в сущность многих процессов. Сегодня компьютер в руках геолога — это такой же необходимый инструмент, как и молоток, еще не потеряв­ший своего значения.

Учебник «Общая геология» посвящен не только динамической гео­логии, т. е. геологическим процессам. В части I учебника кратко рас­сматривается образование Вселенной, галактик и Солнечной системы. Приводятся сравнительные данные о планетах, содержатся сведения о форме Земли, ее внутреннем строении, геофизических полях, мето­дах определения относительного и абсолютного (изотопного) возраста горных пород. Дается характеристика основных положений современ­ной геологической теории — тектоники литосферных плит, т. к. она прекрасно объясняет многие геологические процессы.

В частях II и III рассматриваются важнейшие геологические про­цессы внешней и внутренней динамики, а в части IV, являющейся зак­лючительной, приводятся основные сведения о главных структурах литосферы, обсуждаются актуальная современная проблема взаимодей­ствия человека с геологической средой, достижения в изучении Земли, нерешенные вопросы.

В последние годы в геологии широко распространились представле­ния о нелинейных неравновесных геодинамических системах, неодно­кратно проходящих в своей эволюции так называемые точки бифурка­ции. Это состояния неустойчивости перед неизбежным, но случайным, непрогнозируемым «выбором» какого-то одного из теоретически равно- возможных путей дальнейшего развития. Большой Взрыв, начало ла­винной аккреции межзвездной ныли, возникновение Земли, зарождение и перестройка режима конвекции в мантии, обращения полярности гео­магнитного поля, расплавление и кристаллизация, разрыво- и складко­образование в земной коре, землетрясения и оползни, переходы режима водного потока от неустойчивого равновесия к эрозии или аккумуля­ции — эти и многие другие примеры подобного непредсказуемого «вы­бора» описаны в последующих разделах учебника. В целом же концеп­ция нелинейности и бифуркаций в связи с проблемой прогнозируемости геологических процессов освещена в заключительном разделе.

Таким образом, учебник вводит студента в круг основных проблем современной геологической науки, которые и необходимо усвоить на первом курсе. Чтобы был сформирован фундамент, позволяющий ус­пешно двигаться вперед.

Часть!

ПРОИСХОЖДЕНИЕ ВСЕЛЕННОЙ, ЗЕМЛИ И СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЫ

Глава 1

ЗЕМЛЯ В КОСМИЧЕСКОМ ПРОСТРАНСТВЕ

Наша Земля — одна из девяти планет Солнечной системы, а Солн­це — это рядовая звезда — желтый карлик, находящаяся в Галактике Млечного Пути, одной из сотен миллионов Галактик в наблюдаемой части Вселенной. Несмотря на то что непосредственным объектом изу­чения геологии является планета Земля, нам необходимы знания и о других планетах, звездах, галактиках, т. к. все они находятся в опре­деленном взаимодействии, начиная с момента их появления во Вселен­ной. Наша планета представляет собой лишь частицу космического пространства, и поэтому будет уместно сказать несколько слов о том, каким образом возникла и эволюционировала Вселенная.

1.1. ОБРАЗОВАНИЕ ВСЕЛЕННОЙ

Вселенная, которую мы сейчас наблюдаем, содержит лишь 1/9 ве­щества, из которого, согласно расчетам, должна быть образована масса Вселенной. Следовательно, от нас скрыто 8/9 массы ее вещества. В наблюдаемой форме Вселенная возникла 12-15 млрд лет назад. До этого времени все ее вещество находилось в условиях бесконечно боль­ших температур и плотностей, которые современная физика не в состо­янии описать.

Такое состояние вещества в 1927 г. бельгийский ученый Ж. Леметр на­звал сингулярным. Иногда сингулярность трактуют как обрыв времени в прошлом. Теория расширяющейся Вселенной, или Большого Взрыва (англ.

Big Bang), впервые была создана А. А. Фридманом в России в 1922 г. Та­лантливый ученый А. А. Фридман скончался в 1925 г. в возрасте 37 лет, но выдающаяся теория при его жизни по достоинству оценена не была. С ка­кого-то момента, отстоящего от нас на 12-15 млрд лет, вещество, находя­щееся в сингулярном состоянии, подверглось внезапному расширению, или инфляции, которое в самых общих чертах можно уподобить взрыву, хотя и весьма своеобразному. Как мы увидим в заключительной главе учебника, Большой Взрыв — это катастрофический процесс, грандиозная бифурка­ция. Вечно возникающий вопрос «А что же было до Большого Взрыва?», по мнению известного английского физика С. Хогинга, носит метафизичес­кий характер, т. к. это состояние никак впоследствии не отразилось на ны­нешней Вселенной.

Современная теоретическая физика достоверно описывает процес­сы Большого Взрыва. Так, температура в 10³- К была достигнута через 10"¹³ с, 10¹⁰ К - через 1 с, 10⁹ К - через 1 мин, 10⁴ К - через 100 тыс. лет, а 10³ К — через 1 млн лет. Расширяющееся вещество становилось менее плотным и менее горячим.

Теорию первоначально не только очень плотной, но и очень горячей Вселенной в конце 40-х гг. прошлого века развивал знаменитый физик Г. Гамов. Первичный нуклеосинтез, т. е. образование ядер легких элемен­тов, стал возможен уже через несколько минут после начала Большого Взрыва, а через 1 млн лет началось и формирование атомов.

С момента начала Большого Взрыва вещество Вселенной непрерывно расширяется и все объекты в ней: и галактики, и звезды — удаляются на равное расстояние друг от друга. Это расширение, или инфляция «всех от всех» в настоящее время хорошо подтверждается эксперимен­тальными факторами. В начале своего существования, примерно до 300­400 тыс. лет, наша Вселенная была «кипящей смесью» из протонов, электронов, нейтрино и излучения, взаимодействовавших между собой и вследствие расширения охлаждавшихся.

«Разбегание» галактик и скопление галактик. Доказательство этого яв­ления связано с эффектом Допплера, заключающимся в том, что спектраль­ные линии поглощения в наблюдаемых спектрах удаляющегося от нас объек­та всегда смещаются в красную сторону пропорционально расстоянию до источника света, а приближающегося — в голубую^[1]. Во всех случаях наблю­
дения спектральных линий поглощения от галактик и далеких звезд сме­щение происходит в красную сторону, причем чем дальше отстоит от нас объект наблюдения, тем смещение болыце (рис. 1.1).

«1111

Удаляющаяся звезда

• Наблюдатель

Приближающаяся звезда

• Наблюдатель

Неподвижная звезда,

• Наблюдатель

Рис. 1.1. Эффект Допплера. При удалении объекта от наблюдателя спектральные линии смещаются в сторону красного цвета («красные смещения»)

Все галактики и звезды удаляются от нас, и самые далекие из них уда­ляются с большей скоростью. Это закон астронома Э. Хаббла, открытый им в 1929 г.: V = HR, где V — скорость удаления, R — расстояние до космического объекта, а Н — коффициент пропорциональности, или по­стоянная Хаббла, Н = 15 км/с / 10⁶ световых лет (1 световой год = = 9,6 • 10¹² км или 6,3 • Ю⁴ АЕ)^[2]. Например, скопление галактик в созвездии Девы (расстояние 78 млн св.лет) удаляется от нас со скоростью 1200 км/с, а галактики в созвездии Гидры (расстояние 3 млрд 960 млн св. лет) — со скоростью 61 тыс. км/с. Следует подчеркнуть, что все галактики разбега­ются от всех, а не от нас как центра наблюдения, а Галактика Млечного Пути, в которой находится Солнечная система, — это самая рядовая галак­тика среди многих миллионов других.

«Реликтовое излучение». В 1964 г. американские астрономы А. Пензи- ас и Р. Вилсон с помощью рупорной антенны фирмы «Белл телефон» в штате Ныо Джерси обнаружили фоновое электромагнитное излучение на длине волны 7,35 см, одинаковое по всем направлениям и не зависящее от време­ни суток. Это излучение эквивалентно излучению, как говорят физики, абсолютно черного тела сТ« 2,75 К². За это выдающееся открытие

XX в. авторы в 1978 г. были удостоены Нобелевской премии. Еще до обна­ружения фонового микроволнового излучения оно было предсказано фи­зиками-теоретиками, в частности Г. Гамовым.

Излучение с такой низкой температурой представляет собой реликт равновесного элекгромагнитного излучения с очень высокой (около 100 млрд К) первоначальной температурой, существовавшего на самых ранних стадиях образования Вселенной, сразу же после начала Большого Взрыва. С тех пор эффективная температура от многих миллиардов градусов кельвина упала до трех, а реликтовое излучение равномерно заполняет всю Вселен­ную.

Химический состав Вселенной представляет собой по массе 3/4 водорода и 1/4 гелия. Все остальные элементы не превышают в составе Вселенной даже 1 %. В такой пропорции — 3:1 — Н и Не образовались в самые первые минуты Большого Взрыва, а кроме того, и легкие элементы: литий, дейте­рий, тритий, но в ничтожном количестве. Тяжелые элементы образовались во Вселенной гораздо позже, когда в результате термоядерных реакций «заж­глись» звезды, а при взрывах сверхновых звезд они оказались выброшены С в космическое пространство.

V) Что может ожидать Вселенную в будущем? Ответ на этот вопрос , Y- заключается в установлении средней плотности Вселенной и величи­ну ны уже упоминавшейся выше постоянной Хаббла. Современное зна- t чение плотности равно 10"²⁹ г/см³, что составляет Ю ⁵ атомных еди- ^ ниц массы в 1 см³. Чтобы представить такую плотность, надо 1 г вещества распределить по кубу со стороной 40 тыс. км! Если средняя плотность будет равна или несколько ниже критической плотности, то Вселенная будет только расширяться, а если средняя плотность будет выше критической, то расширение Вселенной со временем пре­кратится, и она начнет сжиматься, возвращаясь к сингулярному со­стоянию. Сейчас существует гипотеза очень быстрого, инфляционно­го, расширения Вселенной.

Спустя примерно 1 млрд лет после начала Большого Взрыва в ре­зультате сжатия огромных газовых облаков или их протяженных газо­вых фрагментов стали формироваться звезды и галактики — скопления миллионов звезд. Образование звезд теоретически рассчитано вполне достоверно. Любая звезда формируется в результате коллапса и гра­витационного сжатия космического облака газа и пыли. Когда сжатие в цен­тре структуры приводит к очень высоким температурам — 10-15 млн К, в центре «сгустка» начинаются ядерные реакции, т. е. превращение Н в Не с выделением огромной энергии, в результате излучения которой звезда и светится.

Обнаруженные в наши дни слабые вариации реликтового излуче­ния в форме температурных колебаний в пространстве, равные 0,001 % от средней величины, свидетельствуют о неравномерной плотности

1СПГГИ (ТУ)

ГЛАВНАЯ

вещества во Вселенной. Вероятно, это первичное различие в плотности и послужило как бы затравкой для возникновения в будущем скопле­ний галактик. Там, где плотность была выше средней, силы гравитации были больше, а следовательно, уплотнение происходило сильнее и бы­стрее относительно соседних участков, от которых вещество перемеща­лось в сторону более плотных сгущений. Так начиналось формирова­ние звезд и галактик спустя 1 млрд лет после Большого Взрыва. Только 200 лет назад В. Гершель открыл межзвездные облака, а до этого все пространство между звездами считалось эталоном пустоты. В 1975 г. обнаружены гигантские молекулярные облака (ГМО), масса которых в миллионы раз больше солнечной массы.

В 2003 г. были получены данные, говорящие о том, что Вселенная только на 4 % состоит из обычных атомов, из которых образованы звез­ды и планеты. Остальные 96 % представлены «темной энергией» (73 %) и скрытой, или «темной», массой (23 %), состоящей из неизвестных пока частиц, понять сущность которых важнейшая задача науки.

Галактика Млечного Пути (ГМП) — одна из 100 000 миллионов галактик в наблюдаемой части Вселенной, которая иногда называется метагалактикой, — обладает формой уплощенного диска, с диаметром около 100 тыс. св. лет и толщиной 20 тыс. св. лет. В разрезе в центре наблюдается утолщение (балдж), которое состоит из старых звезд с воз­растом 8-10 млрд лет, и ядро, скрытое облаками плотного газа (рис. 1.2, 1.3). Не исключено, что в центре ГМП существует «черная дыра», как в ядрах других спиральных галактик. ГМП окружена темным обла­ком ненаблюдаемого вещества, масса которого в 10 раз или более пре­вышает массу всех звезд и газа в ГМП. Молодые звезды с возрастом от 100 тыс. до 100 млн лет в осевой части диска окружены огромной сфе­рической областью — гало, в которой находятся старые звезды. В ГМП есть скопления нейтрального, молекулярного и ионизированного водо­рода.

Недавно астрономы открыли, что ГМП погружена в гигантское об­лако раскаленного до 1 млн градусов Цельсия газа с невероятно малой плотностью до 10 ¹⁸ плотности земной атмосферы. Это облако прости­рается вплоть до соседних с нами галактик. А ближайшая к нам галак­тика Андромеды находится на расстоянии 1,5 млн световых лет.

Где же наше место в ГМП? Солнце, представляющее собой неболь­шую звезду с радиусом около 700 тыс. км, среднего возраста типа жел­того карлика, располагается в 3/5 от центра галактики в пределах глав­ного диска. То, что оно принадлежит ГМП, было установлено всего лишь 65 лет назад шведом Б. Линдбладом и голландцем Я. Оортом.

С Земли как одной из девяти планет, вращающихся вокруг Солнца, мы видим звезды Млечного Пути в виде арки, пересекающей небосвод,

Старые Молодые звезды звезды

 

Пылевые облака, поглощающие свет

Рис. 1.2. Строение Галактики Млечного Пути. Центральная часть Галактики характеризуется утолщением

Рис. 1.3. Одна из спиралевидных галактик Вселенной

т. к. мы смотрим на край ГМП из ее срединной области. В 1610 г. Гали­лей насчитал в Млечном Пути всего 6 тыс. звезд, а сейчас их насчитыва­ется более 100 млрд. Ближайшая к нам звезда, не считая Солнца, — Альфа Центавра — четыре световых года. Все звезды ГМП медленно вращаются вокруг галактического центра и Земля уже облетела центр Галактики 25-30 раз. Солнце с планетами совершает один оборот вокруг центра ГМП за 250 млн лет со скоростью 240 км/с. Галакти­ческий год играет важную роль в периодизации геологической исто­рии Земли.

Чтобы попытаться более наглядно представить шкалу времени, в рамках которой мы оперируем космическими терминами, воспользу­емся шкалой Мейерса (1986).

15 млрд лет = 24 часа = 1 сутки.

Это время, прошедшее после начала Большого Взрыва (по совре­менным представлениям — 14-15 млрд лет).

1. Спустя 4 с в полночь образовались устойчивые атомы.

2. Через 4-5 часов возникли галактики и звезды.

3. Через 18 часов образовалась Солнечная система.

4. Через 20 часов появились первые формы жизни.

5. Через 22 часа 30 минут первые позвоночные вышли на сушу.

6. В период 22 часа 30 минут — 23 часа 56 минут существовали динозавры.

7. За 10 с до полуночи появились первые человекообразные.

8. За 0,001 с до полуночи произошла «промышленная революция».

1.2. СОЛНЕЧНАЯ СИСТЕМА

В центре нашей планетной системы находится звезда — Солнце, в ко­тором сосредоточено 99,866 % всей массы системы. На все девять пла­нет и десятки их спутников приходится только 0,134 % вещества систе­мы. В то же время 98 % момента количества движения, т. е. произведения массы на скорость и радиус вращения, сосредоточено в планетах. В на­стоящее время известно более 60 спутников планет, около 100 тыс. ас­тероидов, или малых планет, и около 10^й комет, а также огромное ко­личество мелких обломков — метеоритов.

1.2.1. Солнце и его параметры

Солнце — это звезда спектрального класса G2V, довольно распрост­раненного в ГМП. Солнце имеет диаметр -1,4 млн км (1 391 980 км), массу, равную 1,98 • 10³³ км, и плотность 1,4 г/см³ (хотя в центре она может достигать 160 г/см³).

В структуре Солнца различают внутреннюю часть, или гелиевое ядро, с Т -15 млн °С и давлением 300 млрд земных атмосфер, далее распола­
гаются зоны радиации (Т -10 млн °С) и конвекции (Т -2 млн °С). Види­мая поверхность Солнца — фотосфера, мощностью до 1 тыс. км и с Т = 6000 °С. Солнечная поверхность имеет структуру ячеек (гранул), каж­дая из которых достигает 30 тыс. км в поперечнике. Гранулярная струк­тура фотосферы обусловлена всплыванием более высокотемпературных потоков газа (темные пятна) и погружением относительно более холод­ных (светлые пятна) (рис. 1.4). Говоря о хромосфере и фотосфере, нельзя не сказать о явлениях солнечной активности, оказывающих влияние на нащу планету. Локальные, очень сильные магнитные поля, возникаю­щие во внешних оболочках Солнца, препятствуют ионизованной плаз­ме — хорошему проводнику перемещаться поперек линий магнитной индукции. На подобных участках и возникает темное пятно, т. к. про­цесс перемешивания плазмы замедляется. Внешнюю часть солнечного диска составляет хромосфера — область быстрого повышения темпера­туры — мощностью 10-15 тыс. км. Солнечные протуберанцы — это гран­диозные выбросы фотосферного вещества, поддерживаемые сильными магнитными полями активных областей Солнца. Вспышки, факелы, пет­ли, протуберанцы демонстрируют непрерывную активность Солнца (рис. 1 на цветной вклейке). Особенно эффектны так называемые корональ- ные петли, состоящие из плазмы, «выстреливаемой» с поверхности Сол­нца в корону и снова падающей на его поверхность.

■<.'она конвекции

Зона лучистого рабнобесия 1*20000 К

Гелиевое ядро Т» 15 млн К

Солнечная корона Факелы,

Рис. 1.4. Внутренняя структура Солнца

протуберанцы Хромосфера

г а

а

Выше фотосферы и хромосферы располагается солнечная корона мощностью 12-13 млн км и с Т -1,5 млн °С, хорошо наблюдаемая во время полных солнечных затмений. Вещество, располагающееся внут­ри Солнца, под давлением внешних слоев сжимается, и чем глубже, тем сильнее. В этом же направлении увеличивается температура, и, когда она достигает 15 млн °С, происходит термоядерная реакция. В ядре сосредоточено более 50 % массы Солнца, хотя радиус ядра составляет всего 25 % радиуса Солнца. Энергия из ядра переносится к внешним сферам Солнца за счет лучистого и конвективного пере­носа.

В составе Солнца господствует Н, составляющий 73 % по массе, и Не — 25 %. На остальные 2 % приходятся более тяжелые элементы, такие как Fe, О, С, Ne, N, Si, Mg и S и др., всего 67 химических элемен­тов. Источник энергии Солнца — ядерный синтез, слияние четырех ядер Н-протонов в одно ядро Не с выделением огромного количества энер­гии. Один грамм водорода, принимающий участие в термоядерной реак­ции, выделяет 6 • 10" Дж энергии. Такого количества тепла хватит для нагревания 1000 м-^! воды от 0 °С до точки кипения. В ходе ядерных пре­вращений диаметр Солнца практически не меняется, т. к. тенденция к взрывному расширению уравновешивается гравитационным притяже­нием составных частей Солнца, стягивающим газы в сферическое тело. Солнце обладает сильным магнитным полем, полярность которого изме­няется один раз в 11 лет. Эта периодичность совпадает с 22-летним цик­лом нарастания и убывания солнечной активности, когда формируются солнечные пятна с диаметром в среднем 66 тыс. км.

Солнечный ветер, исходящий во все стороны от Солнца, представ­ляет собой поток плазмы — протонов и электронов с альфа-частицами и ионизированными атомами С, О и других, более тяжелых элементов (рис. 2 на цветной вклейке). Скорость солнечного ветра вблизи Земли достигает 400-500 и при больших вспышках даже 1000 км/с. Солнеч­ный ветер оказывает воздействие на магнитосферу — внешнее магнит­ное поле Земли, которое вытягивается в сторону, противоположную Солнцу, на многие миллионы километров, а со стороны Солнца — сплю­щивается. Отдельные частицы солнечного ветра, проникая в магнитос­феру, образуют полярные сияния в атмосфере (рис. 1.5).

Частицы солнечного ветра были исследованы на Луне американскими астронавтами, которые «ловили» их развернутой на шестах алюминиевой фольгой, т. к. на Луне нет ни атмосферы, ни магнитного поля и солнеч­ный ветер достигает ее поверхности беспрепятственно. Солнечный ветер распространяется намного дальше орбиты Сатурна, образуя так называе­мую гелиосферу, контактирующую уже с межзвездным газом, на расстоя­нии 100 АЕ и более.

Рис. 1.5. Солнечный ветер

 

Выделение энергии Солнцем, как и Т, остается практически неизмен­ным на протяжении 5 млрд лет, т. е. с момента образования Солнца. Атом­ного горючего — Н — на Солнце должно хватить, по расчетам, еще на 5 млрд лет. Когда запасы Н истощатся, гелиевое ядро будет сжиматься, а внешние слои расширяться, и Солнце сначала превратится в «красного гиганта», а затем — в «белого карлика».

Тепло и свет Солнца оказывают большое влияние на земные про­цессы: климат, гидрологический цикл, выветривание, эрозию, существо­вание жизни.

Солнце излучает все типы электромагнитных волн, начиная с радио­волн длиной во много километров и кончая гамма-лучами (рис. 1.6). Электромагнитные волны поглощаются атмосферой тем сильнее, чем меньше их длина. В атмосферу Земли проникает очень мало заряжен­ных частиц, т. к. магнитное поле бронирует ее, но даже малая часть заряженных частиц способна вызвать возмущения в магнитном поле или Северное сияние. Тонкий озоновый экран задерживает на высотах около 30 км все жесткое ультрафиолетовое излучение, тем самым да­вая возможность существования жизни.

Солнечной постоянной называется количество солнечной энергии, по­ступающей на 1 м² поверхности Земли, расположенной перпендикулярно солнечным лучам. Эта величина составляет около 1370 Вт/м². Существует примерное равновесие между поступлением солнечной энергии на Землю и ее рассеиванием с поверхности Земли. Это подтверждается постоянством температуры в земной атмосфере. Радиация, исходящая от Солнца, имею­щая длины волн больше 24 мк, чрезвычайно мала. Остальной спектр —

Длина волны, м

(1 ангстрем) (1 см) (1 м) (1 км)

III I

10" Ю'² 10^ю 10" 10* Ю"⁴ Ю² 1 10 10^г 10³ 1 0⁴ 1 0⁵

 

I I I I-------- 'I I I

10^й 10²' 10" 10" 10'⁵ ю'³

Частота, Гц

I I I I I I------------------ 1-- г

10" ю⁹ ю⁷ ю⁵

 

Рис. 1.6. Электромагнитный спектр: 1 — гамма-лучи; 2 — рентгеновские лучи; 3 — ультрафиолетовые лучи; 4 — видимый свет; 5 — инфракрасные лучи; 6 — радиоволны.

Скорость электромагнитных волн в вакууме — 299,793 км/с

от 0,17 до 4 мк подразделяют на 3 части. Ультрафиолетовая радиация (0,17­0,35 мк), или химическая радиация, крайне вредна для всего живого. Ее доля в общем балансе не превышает 7 %. Световая радиация (0,35-0,75 мк) состав­ляет уже 46 %. Инфракрасная радиация, невидимая для глаз (0,76-4 мк) в об­щем балансе составляет 47 % (рис. 1.7).

Активные явления на Солнце вызывают на Земле магнитные бури, меняют прохождение радиоволн, влияют на климат и т. д. Подробнее об изменениях солнечной радиации в связи с геологическими процес­сами будет рассказано в соответствующих главах.

1.2.2. Строение Солнечной системы

Вокруг Солнца вращаются девять планет. Меркурий, Венера, Земля и Марс, ближайшие к Солнцу планеты, относятся к внутренним, или пла­нетам земной группы. Далее, за поясом астероидов, располагаются пла­неты внешней группы — гиганты Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун и ма­ленький Плутон, открытый лишь в 1930 г. Расстояние от Солнца до Плутона равняется 40 астрономическим единицам (1 АЕ = 150 млн км, расстоянию от Земли до Солнца). За Плутоном находится «щель» — кольцо с радиусом 2 • 10³АЕ, где практически нет вещества (рис. 1.8). Далее, в интервале 2 • 10³ — 2 • 10⁴ АЕ, располагается кольцо с огром­ным количеством материи в виде ядер комет с массой равной 10⁴ масс Солнца и угловым моментом, в 100 раз превышающим современный угловой момент всей Солнечной системы. Это так называемое внут­реннее облако Оорта. Еще дальше, в интервале 2 • 10⁴ — 5 • Ю⁴ АЕ,

Солнечная постояннаяКоличество солнечной энергии

 

1370 Вт/м7с

Солнечная радиация

  > 24 микрона 7% 0,17 - 0,35 мк 46% 0,35 * 0,75мк 47% 0,76 + 4,0 мк Их доляочень маленькаяУльтрафиолетовая Световая Инфракрасная  

ХИМИЧЕСКИЙ И МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ НЕДР ЗЕМЛИ

Средний химический состав горных пород земной коры приведен в табл. 2 по данным А. А. Ярошевского, где четко видна разница в сос­таве между… 5. У8-1 и метаморфические. Об этом свидетельствуют геофизические и экс­периментальные данные. Тем не менее приведенные выше…

ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ

Им была установлена независимость величины ускорения свобод­ного падения от массы падающего тела. Без сопротивления воздуха (в вакууме) легкое… Второй способ измерения ускорения силы тяжести, ииспользован- ный Г. Галилеем,… Маятниковые приборы и сейчас применяются для абсолютных из­мерений. Относительную величину ускорения свободного…

МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ

  Магнитное поле современной Земли характеризуется склонением D, наклонением I и… Напряженность современного магнитного поля составляет около 0,5 эрстед, или 0,1 а/м, и считается, что в геологическом…

ВЕЩЕСТВЕННЫЙ СОСТАВ ЗЕМНОЙ НОРЫ

Минералы

Самое древнее описание минералов относится к 500 г. до н. э., когда в китайском манускрипте Сан Хейдина «Древние сказания о горах и лю­дях», было… Минералами называются твердые продукты, образовавшиеся в ре­зультате природных… Каждый минерал имеет поверхность раздела с соседними минерала­ми в виде граней кристаллов или межзерновых границ…

А

 

Отрицательные ионы хлора

Рис. 2.20. Кристаллические решетки алмаза (слева) и графита (справа) (А). Форма решеток определяет свойства минералов. Иоиы хлора и натрия в кристалле каменной соли (Б)

Положительные ионы натрия

 

формы. Совокупность минералов, обладающих одинаковой структурой и близким химическим составом, образует минеральный вид. Например, кристаллы и зерна, имеющие состав Si0₉ и одинаковую структуру, могут иметь разный цвет, размер, форму выделения и т. д., но в целом они от­носятся к одному и тому же минеральному виду — кварцу. Минералы одинакового состава, но с разной структурой относятся к разным мине­ральным видам, например графит и алмаз имеют один состав — углерод, но совершенно различные свойства (рис. 2.20).

В настоящее время выделено более 3 тыс. минеральных видов и почти столько же их разновидностей. Распространенность минералов в зем­ной коре определяется распространенностью химических элементов (табл. 4). По данным А. Б. Ронова и А. А. Ярошевского (1976), наибо­лее распространены в земной коре восемь химических элементов в ве­совых процентах, составляющих в сумме 98 % (см. табл. 4).

Таблица 4 Наиболее распространенные в земной коре (98 %) химические элементы Элемент Символ Ионы % Кислород О О2 46,5 Кремний Si Si** 25,7 Алюминий А1 А13+ 7,65 Железо Fe Fe2+, Fe3+ 6,24 Кальций Са Са2' 5,79 Магний Mg Mg2+ 3,23 Натрий Na Na1+ 1,81 Калий К Кн 1,34

 

На долю Ti, С, Н, Мп, S и других элементов приходится менее 2 %. К числу редких элементов относятся Си, РЬ, В, Ag, As, однако, будучи мало распространенными, они способны образовать крупные месторож­дения. Некоторые элементы, например Rb, не образуют собственных минералов, а существуют в природе только в виде примесей (табл. 5).

Минерал в виде кристалла — это твердое вещество, в котором ато­мы или молекулы расположены в строго заданном геометрическом по­рядке. Элементарной ячейкой называется самая маленькая часть крис­талла, которая повторяется многократно в 3-мерном пространстве. Формы природных кристаллов-минералов чрезвычайно разнообразны. Варианты размещения атомов и молекул в кристаллах впервые были описаны более 100 лет назад в России Е. С. Федоровым и в Германии А. Шенфлисом, создавшими теорию 230 пространственных групп сим­метрии. Все известные группы кристаллографической симметрии под­разделяются на семь систем, или сингоний (в порядке понижения сим­метрии): 1) кубическая (элементарная ячейка — куб); 2) гексагональная (шестигранная призма); 3) тригональная (ромбоэдр); 4) тетрагональ­ная (тетрагональная призма); 5) ромбическая (прямоугольный парал­лелепипед); 6) моноклинная (параллелепипед с одним углом между гранями, отличающимся от прямого); 7) триклинная (косоугольный параллелепипед).

Все минералы обладают кристаллической структурой — упо­рядоченным расположением атомов, что называется кристалли­ческой решеткой (см. рис. 2.20 и рис. 2.21). Атомы или ионы удер­живаются в узлах кристаллической решетки силами различных

Таблица 5 Некоторые наиболее распространенные химические элементы, ионы и группы в минералах Элемент Символ Анион Катион Группа Символ Алюминий А1   Al3+     Кальций Са   Ca2v     Углерод С   C4+ Карбонат (со3)2- Хлор С1 ci-       Медь Си   Cu2+     Фтор F F"       Водород Н   H+ Гидроксил (ОН) Железо Fe   Fc2+, Fc3+     Свинец Pb   Pba+     Магний Mg   Mg2+     Кислород О O2       Фосфор Р рз-   Фосфаты (РО„)3- Калий К   K>     Кремний Si   5i*+ Силикаты (Sio4y- Натрий Na   Na+     Сера S S2-   Сульфаты   Цинк Zn   Zn2+

 

типов химических связей: 1) ионной; 2) ковалеитной; 3) металли­ческой; 4) ван-дер-ваальсовой (остаточной); 5) водородной. Бывает, что минерал обладает несколькими типами связи. Тогда образуются компактные групны атомов, между которыми осуществляется более сильная связь. Например, группы [SiOJ ¹ в структуре силикатов, [COJ² в карбонатах. Химические элементы в одном и том же сочета­нии могут кристаллизоваться в различные структуры и образовывать разные минералы. Это явление называется полиморфизмом. Напри­мер, модификации С (алмаз, графит); калиевого полевото шпата (ор­токлаз, микроклин); а также FeS, (пирит, марказит); СаС0₃ (каль­цит, арагонит); кварца и др. Кристаллы минералов бывают анизотропными (неравносвойственными), т. е. со свойствами, оди­наковыми в параллельных направлениях и различными — в непарал­лельных.

Рис. 2.21. Строение кремнекислородного тетраэдра: а — единичный; б — соединенные в цепочку

 

Изотропными (равносвойственными) называются вещества, например, аморфные, в которых все физические свойства одинаковы по всем направ­лениям.

Одним из факторов, определяющих разнообразный состав минералов, является изоморфизм, способность одних элементов замещать другие в струк­туре минералов без изменения самой структуры. Замещение может быть изовалентным, если элементы одинаковой валентности замещают друг дру­га — Mg⁺² <-» Fe⁺²; Mn⁺² Fe"², или гетеровалентным, когда замещающие ионы имеют различную валентность.

Важную роль в составе минералов играют вода и гидроксильные группы, в зависимости от положения которых в кристаллической структуре различа­ют воду: 1) конституционную; 2) кристаллизационную и 3) адсорбционную. Первая связана со структурой минералов теснее всего и входит в состав мно­гих силикатов, окислов и кислородных солей в виде ОН". Вторая — занимает крупные полости в структуре алюмосиликатов и при нагревании постепенно отделяется от структуры. Третий тип воды отделяется от минералов при нагревании до 110 °С и является самой распространенной разновидностью.

Минералы чаще всего образуют срастания или агрегаты, в каждом из которых отдельные минералы характеризуются внешним обликом — раз­мером и формой выделения. Если минерал хорошо огранен, он называет­ся идиоморфным, а если обладает неправильными очертаниями, — ксено- морфным.

По своему происхождению минералы подразделяются на эндогенные, связанные с земной корой и мантией, и экзогенные, образующиеся на поверхности земной коры.

Современная систематика минералов. Хотя минералов известно более 3 тыс., не более чем 50 из них являются главными породообра­зующими, имеющими наибольшее распространение в земной коре. Ос­тальные минералы присутствуют лишь в виде примесей и называются акцессорными. Среди минералов на основе структурных и химических признаков выделяется несколько основных классов (по А. А. Ульяно­ву, -2000).

1. Самородные элементы и интерметаллические соединения.

В настоящее время известно около 30 элементов в самородном состоя­нии, подразделяющихся на металлы (золото, платина, серебро, медь); полуметаллы (мышьяк, сурьма); неметаллы (сера, графит, алмаз).

2. Сульфиды и их аналоги. Шире всего развиты сернистые соеди­нения — сульфиды, образующиеся из гидротермальных растворов: пи­рит FeS.,; халькопирит CuFeS₂; галенит PbS; сфалерит ZnS; вюрцит ZnS (рис. 2.22).

3. Галогениды представлены более чем 100 минералами — солями галогеноводородных кислот: HF, НС1, НВг, HI. Шире всего распро­странены хлориды Na, К и Mg: галит NaCl; сильвин КС1; карналит MgCl₂- КС1 • 6Н₂0; фториды Са, Na и А1, например флюорит CaF,.

Рис. 2.22. Кристаллические решетки: а — вюрцита (ZnS) и б — перовскита (СаТЮ3)

4. Оксиды и гидрооксиды широко распространены и насчитывают около 200 минералов оксидов и гидрооксидов металлов и реже — полу­металлов, составляющих по массе 5 % литосферы. Особенно развит свободный кремнезем SiO, — кварц и его многочисленные разновидно­сти, опал Si0₂ ■ nH₂0 и др., всегда тесно связанные с силикатами. В глубоких частях земной коры образуются оксиды Fe, Ti, Та, Nb, Nb, Al, Cr, Sn, U и др.

В класс оксидов попадают важные рудные минералы: гематит Fe₂0₃, магнетит Fe^:+Fe₂³⁺0₄, пиролюзит Мп0₂, касситерит Sn0₂, рутил ТЮ₂, хромит FeCr₂0₄, ильменит FeTi0₃, уранинит U0₂, а из гидрооксидов — брусит Mg (ОН)₂, гетит HFe0₂, гидрогетит HFe0₂ • nH₂0, гиббсит А1 (ОН)₃.

5. Карбонаты. Содержание минералов класса карбонатов составля­ет в земной коре 1,5 % по массе. Важное значение в структуре карбона­тов имеют анионные группы [С0₃]~², изолированные друг от друга ка­тионами. К карбонатам относятся: кальцит СаС0₃, доломит CaMg (С0₃)₂, сидерит FeCO.,, магнезит MgC0₃. Карбонат меди представлен малахитом Cu,(C0₃) (ОН),; карбонат натрия — содой Na₂[ С0₃] ■ ЮН₂0. Ионы — хромофоры (красители) — окрашивают карбонаты Си в зеле­ные и синие цвета, U — в желтые, Fe — в коричневые, а другие карбо­наты бесцветные. Некоторые карбонаты имеют органогенное проис­хождение, другие связаны с гидротермальными растворами, третьи — с минеральными источниками.

6. Сульфаты, хроматы, молибдаты и вольфраматы.

Сульфаты — это соли серной кислоты (H₂S0₄), входящие в состав

300 минералов и составляющие 0,1 % по весу в земной коре. Главную роль в структуре сульфатов играет крупный анион [SOJ²". Среди суль­фатов шире всего распространены гипс CaS0₄ • 2Н,0, ангидрит CaS0₄, барит BaS0₄, мирабилит Na,S0₄ • ЮН₂0, целестин SrS0₄, алунит (К, Na) Al₃[SOJ₂(OH)₆.

Хроматы представляют собой соли ортохромовой кислоты (Н₉Сг0₄) и встречаются очень редко, например в крокоите PbCr0₄.

Молибдаты — это соли молибденовой кислоты (Н₂Мо0₄), образую­щиеся на поверхности, в зонах окисления рудных месторождений, — вульфенит PbMo0₄.

Вольфраматы — соли соответственно вольфрамовой кислоты (H,W0₄), и к промышленно важным минералам относятся вольфрамит (F,"Mn) W0₄ и шеелит CaW0₄

7. Фосфаты, арсенаты и ванадаты. Все эти минералы принадлежат к солям ортофосфорной (Н₃Р0₄), мышьяковой (H₃As0₃) и ванадиевой (H₃V0₃) кислот. Хотя их распространенность в литосфере невелика — 0,7 % по массе, всего этих минеральных видов насчитывается более
450. Наиболее характерным и устойчивым минералом фосфатов является апатит Ca₅[POJ₃ (Fe, С1, ОН), а также монацит Ce[POJ. К ванадатам относятся урановые слюдки, например тюямунит Ca(U0₂)₂[V0J₂ • 8Н₂0, а к арсенатам — редкий минерал мимете- зит Pb₅[AsOJ₃Cl. В большинстве случаев все эти минералы обра­зуются в близноверхностных условиях вследствие разложения орга­нических остатков (фосфаты), окисления мышьяковых соединений (арсенаты) и рассеянного в осадочных породах ванадия (ванадаты). Только апатит связан с магматическими и метаморфическими по­родами.

Силикатные минералы

8. Силикаты. Класс силикатов содержит наиболее распростра­ненные породообразующие минералы, из которых состоит 90 % ли­тосферы. Самым важным элементом класса силикатов является че­тырехвалентный кремний, находящийся в окружении четырех атомов кислорода, расположенных в вершинах тетраэдра. Эти кремнекисло- родные тетраэдры (КТ) [SiOJ¹" представляют собой те элементар­ные структуры, из которых построены все силикаты. КТ имеет че­тыре свободные валентные связи. Именно за их счет и происходит присоединение ионов Al, Fe, Mg, К, Са, Na и др. КТ способны груп­пироваться друг с другом, образуя сложные кремнекислородные кла­стеры (табл. 6 и рис. 2.23).

Таблица 6 Структура силикатов Группировка Минерал Примеры Островная (W Оливин Форстерит Mg.SiO, Цепочечная (одна цепь) (Si03)2" Пироксен Авгит (Ca(Mg, Fe, Al) х х (Si, А1)206) Ленточная (двойная цепь) (Si4Ou)6- Амфибол Роговая обманка (Са, Na)2(Mg, Fe2+)„ Al, Fe3+) х(ОН)2х x [(Al, Si)4OJ2 Листовая (слоевая) (SiA)!- Слюда Мусковит КА12(ОН)2х x [AlSi3On] Каркасная (SiO) Кварц Полевой шпат Кварц (Si02) Ортоклаз (KAlSi3Os)

 

А. > А, А

V v V v

Цепочечная

V > > V

А А А Л^ V > V V

Ленточная (двойная цепь)

А

V^ г у

Листовая (слоевая)

Рис. 2.23. Структуры кремнекислородиых тетраэдров, образующих различные силикаты

Островные силикаты содержат в себе изолированные КТ [SiOJ'¹" с присоединенными к ним различными ионами. Типичными силиката­ми являются оливины (Mg, Fe)₂ [SiOJ, гранаты (Mg, Fe, Са, Mn)₃(Al, Fe, Cr), [SiOJ₃

В цепочечных силикатах КТ соединяются в непрерывные цепочки. Наиболее типичными минералами этой группы являются пироксены, как ромбические — гиперстен (Mg,Fe)₂[ Si₂O_e], так и моноклинные — авгит (Са, Na)(Mg, Fe²⁺, Al, Fe³⁺)[(Si, А1)Д], диопсид Са, Mg [Si₉OJ.

Если цепочки соединяются друг с другом, то образуются ленточные силикаты, представителем которых является широко распространен­ная роговая обманка (Ca, Na)₂ (Mg, Fe²⁺)₄ (Al, Fe³⁺) (OH)₂ [ (Al, Si)₄O_u]₂.

Слоистые, или листовые, силикаты характеризуются структурой, в которой КТ соединены друг с другом в виде сплошного, непрерыв­ного листа. К листовым силикатам относятся слюды: мусковит

ш

KAl₂(OH)₂[AlSi₃O₁₀], биотит K(Mg, Fe)₃(OH, F)₂[AlSi₃O₁₀], серицит. Слюды очень широко распространены в горных породах всех типов.

К листовым силикатам также относятся тальк Mg₃(OH)₂[Si₄O₁₀], серпентин Mg6(OH)₈[Si₄O₁₀] и хлорит. Эти минералы образуются в ре­зультате метаморфических процессов.

Важную группу листовых силикатов представляют весьма распрос­траненные глинистые минералы, образующиеся при выветривании раз­личных горных, но особенно магматических и метаморфических пород. В эту группу входят: каолинит Al₄(OH)_g[Si₄O₁₀] и монтмориллонит (Mg₃, Al₂) [Si₄O₁₀] ■ (ОН)₂ • пН₂0, являющиеся одними из главных минералов в корах выветривания. К листовым силикатам относятся также гидро­слюды, т. е. слюды с присоединенными к ним Н₂0, ОН, и распростра­ненный минерал глауконит, имеющий сложную формулу и представ­ляющий собой водный алюмосиликат Fe, К, А1.

Каркасные силикаты представляют собой одну из важнейших групп породообразующих минералов — полевых шпатов. Они состав­ляют более 50 % в земной коре. Полевые шпаты подразделяются на две группы: кальциево-натриевые, или плагиоклазы, и калиево-на- триевые щелочные полевые шпаты. Плагиоклазы представляют собой непрерывный твердый раствор анортита (CaAl₂Si₂O_g) и альбита (NaAlSL₃0₈) с полным гетеровалентным изоморфизмом. Плагиоклазы под­разделяются на кислые, средние и основные по содержанию в них анор­тита, при этом количество анортита (в %) определяет номер плаги­оклаза.

Кислые: альбит 0-10 % An; олигоклаз 10-30 % An.

Средние: андезин 30-50 % An.

Основные: Лабрадор 50-70 % An; битовнит 70-90 % An; анортит 90-100% An.

Плагиоклазы очень широко распространены в магматических и ме­таморфических породах.

Среди калиевых полевых шпатов различают четыре типа: существен­но калиевые — санидин, ортоклаз, микроклин; натриево-калиевые — анортоклаз.

К группе каркасных силикатов относятся фельдшпатоиды — мине­ралы, образующиеся в щелочных магматических горных породах при недостатке Si0₂. Это прежде всего нефелин (NaAlSi0₄), лейцит (KAlSi₂O_e).

Горные породы

Строение горных пород характеризуется структурой и текстурой. Структура определяется состоянием минерального вещества, слагаю­щего породу…   Под текстурой породы понимают расположение в пространстве слагающих ее минеральных агрегатов или частиц горной породы…

СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ

  И

М

 

Рис. 2.27. Схемы строения земной коры. I — континентальная кора, слои: 1 — осадочный, 2 — гранитно-метаморфический, 3 — гранулито-базитовый,

4 — перидотиты верхней мантии. II — океаническая кора, слои: 1 — осадочный, 2 — базальтовых подушечных лав, 3 — комплекса параллельных даек, 4 — габбро, 5 — перидотиты верхней мантии. М — граница Мохоровичича

Сведения о коре мы получаем, непосредственно наблюдая породы на поверхности Земли, особенно на щитах древних платформ, из керна глубоких и сверхглубоких скважин как на суше, так и в океанах; ксено­литов в вулканических породах; драгированием океанского дна и из сейсмических исследований, дающих наиболее важную информацию о глубоких горизонтах земной коры (табл. 7).

Океаническая кора обладает 3-слойным строением (сверху вниз) (рис. 2.28).

1- й слой представлен осадочными породами, в глубоководных кот­ловинах он не превышает в мощности 1 км и составляет до 15 км вбли­зи континентов. Породы представлены карбонатными, глинистыми и кремнистыми породами. Важно подчеркнуть, что нигде в океанах воз­раст осадков не превышает 170-180 млн лет.

2- й слой сложен в основном базальтовыми пиллоу (подушечными) лавами с тонкими прослоями осадочных пород. В нижней части этого слоя располагается своеобразный комплекс параллельных даек базаль­тового состава, служивших подводящими каналами для подушечных лав.

3- й слой представлен кристаллическими магматическими породами, главным образом основного состава — габбро и реже ультраосновного, располагается в нижней части слоя, глубже которого находятся повер­хность М и верхняя мантия.

Таблица 7 Химический состав земной коры в % Тип коры Континентальная Океаническая В целом Масса 1(F г 22,32 6,14 28,46 Si02 54,55 49,89 53,54 ТЮ2 0,855 1,381 0,97 А1203 16,17 14,81 15,87 Fe203 0,92 1,79 1,11 FeO 7,32 7,6 MnO 0,159 0,181 0,164 MgO 4,91 7,38 5,44 CaO 8,72 11,93 9,41 Na20 2,74 2,38 2,66 к2о 1,32 0,23 1,09 PA 0,201 0,143 0,189 С opr. 0,07   0,06 co2 1,14 0,42 0,99 so3 0,063 0,01 0,052 s2- 0,049 0,001 0,039 C1 0,068 0,004 0,055 F 0,025 0,002 0,02 H20 0,77 0,85 0,78 Сумма 100,056 100,002 100,039

 

Отметим, что кора океанического типа не только развита в океанах и глубоководных впадинах внутренних морей, но встречается и в складча­тых поясах на суше в виде фрагментов пород офиолитповой ассоциации, парагенезис (сонохождение) которых (кремнистые породы — базаль­товые лавы — основные и ультраосновные породы) был впервые вы­делен в 20-х гг. XX в. Г. Штейнманом в Лигурийских Альпах на севе­ро-западе Италии.

Континентальная земная кора также имеет 3-членное строение, но структура ее иная (сверху вниз).

1-й, осадочно-вулканогенный, слой обладает мощностью от 0 на щитах платформ до 25 км в глубоких впадинах, например в Прикаспийской.

Слой 1 { I- ■ ■., !Осадки Слой 2А i

Слой 3

. Сейсмический_______ раздел М Петрологический раздел М. — Слой 4

Расслоенные габбро Расслоенные перидотиты

Верхняя м ,г.|

Рис. 2.28. Строение океанической земной коры

Пиллоу-лавы и массивные потоки

Цеолитовая фация Зеленосланцевая фация

~ 0,5 км ~ 1,5 км

Амфиболитовая фация

Возраст осадочного слоя колеблется от раннего протерозоя до четвер­тичного.

2- й слой образован различными метаморфическими породами: кри­сталлическими сланцами и гнейсами, а также гранитными интрузиями. Мощность слоя изменятся от 15 до 30 км в различных структурах.

3- й слой, образующий нижнюю кору, сложен сильно метаморфизо- ванными породами, в составе которых преобладают основные породы. Поэтому он называется гранулито-базитовым. Частично он был вскрыт Кольской сверхглубокой скважиной. Нижняя кора обладает изменчи­вой мощностью 10-30 км. Граница раздела между 2-м и 3-м слоями континентальной коры нечеткая, в связи с чем иногда в консолидиро­ванной части коры (ниже осадочного слоя) выделяют три, а не два слоя.

Поверхность М выражена повсеместно и достаточно четко скач­ком скоростей сейсмических волн от 7,5-7,7 до 7,9-8,2 км/с. Верхняя мантия в составе нижней части литосферы сложена ультраосновными породами, в основном перидотитами, как, впрочем, и астеносфера, ха­рактеризующаяся пониженной скоростью сейсмических волн, что ин­терпретируется как пониженная вязкость и, возможно, плавление до 2-3 %.

Глава 3

ВОЗРАСТ ГОРНЫХ ПОРОД И ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ

ОТНОСИТЕЛЬНАЯ ГЕОХРОНОЛОГИЯ

Геология прошла долгий путь, прежде чем соотношения между гор­ными породами стали очевидными и всем понятными принципами, на которых основываются… Во-первых, было установлено, что каждый слой отделяется от со­седнего ясно… В 1669 г. Н. Стено выдвинул принцип суперпозиции, заключавшийся в признании того факта, что каждый вышележащий в…

Lt; • • »J

  » * .Т> * • «Т» * т - i »У>» ••• I  

ИЗОТОПНЫЕ МЕТОДЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ВОЗРАСТА МИНЕРАЛОВ И ГОРНЫХ ПОРОД

Первые определения возраста по отношению Pb/U были сделаны в США Б. Болтвудом в 1907 г. Для трех образцов уранинита были по­лучены значения возраста… Э. Резерфорд ом (1899) было установлено, что при радиоактивном распаде… а -распад испытывают только тяжелые химические элементы. Причи­ной этому служит, по-видимому, высокое содержание в их…

П ( 1ЧЧн J

а б Рис. 3.8. Радиоактивный распад а — урана 235 и б — урана 238 … ^^^ "Родительский" изотоп

ТЕКТОНИКА ЛИТОСФЕРНЫХ ПЛИТ - СОВРЕМЕННАЯ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ТЕОРИЯ

В чем между ними разница? Теория обладает функцией «предсказуе­мости». С ее помощью, если теория правильна, можно прогнозировать те или иные… Решающий вклад в современную геологическую теорию тектони­ки литосферных плит… Основная идея этой новой теории базировалась на признании разде­ления литосферы, т. е. верхней оболочки Земли,…

Б

©

Рис. 3.17. Происхождение полосовых магнитных аномалий в океанах. А и В — время нормальной и Б — время обратной намагниченности пород. 1 — океаническая кора, 2 — верхняя мантия, 3 — рифтовая долина по оси срединно-океанического хребта, 4 — магма, 5 — полоса нормально намагниченных пород и 6 — полоса обратно намагниченных пород. Стрелки — наращивание океанического дна

в

симметрично относительно оси хребта. Иными словами, по обе стороны срединно-океанического хребта мы имеем две одинаковые «записи» изме­нения магнитного поля на протяжении длительного времени. Нижний пре­дел этой «записи» — 180 млн лет. Древнее океанической коры не существу­ет. Подобный процесс и есть спрединг.

Рис. 3.18. Полосовые магнитные аномалии океанского дна у побережья Северной Америки (по А. Раффу и Д. Мезону, 1961)

 

3 Ч млн лет

млн эпоха лет| | (хрон)

Рис. 3.19. Симметричная система линейных магнитных аномалий (в гаммах) на пересечении Восточно-Тихоокеанского поднятия (51° ю. ш.). Верхний профиль — по данным аэромагнитной съемки, нижний рассчитан по магнитохронологической шкале (дана справа) исходя из гипотезы Вайна — Мэтьюза о записи геомагнитных инверсий в процессе двустороннего спрединга (см. блок-диаграмму внизу). По Ф. Вайну (1966) и А. Коксу (1969), с изменениями. 1 — прямая полярность, 2 — обратная полярность

 

Если спрединг происходит быстро, то полосы магнитных аномалий находятся дальше друг от друга, они как бы растянуты. А если спре­динг более медленный, то аномалии располагаются ближе. Это обстоя­тельство позволяет вычислить скорость спрединга на любом пересече­нии срединно-океанического хребта, т. к. расстояние от полосы магнитной аномалии до осевой зоны рифта в хребте, поделенное на время, и даст скорость спрединга (рис. 3.19).

Таким образом и происходит наращивание океанической литосферы по обе стороны хребта, по мере удаления от которого она становится холоднее и тяжелее и постепенно опускается,' продавливая астеносферу, а океан тем временем приобретает все большую глубину (рис. 3.20).

ш

Существует определенная зависимость между глубиной океана и возрас­том океанического дна, выражаемая формулой:

п - 0,35

Nq Идеализированная прямая

^Ч

N

 

N

 

V

 

Iio

V

N.

V

N

N

N

О 20 40 60 80 100 120 140 J60 1®0О

Эоэраст корь■, млн пет

Рнс. 3.20. Гистограмма распределения площади дна океана по возрасту . (с шагом 20 млн лет), полученная путем намерения площадей па карте возраста океанской коры.

Идеализированная кривая шлпедыта путем усреднения столбиков гистограммы

,,П г.. ,,,,.■■ ,-v.,:>.: . (по W, Н. Bcrger, Е. L. Winterer, 197.1)

Когда был установлен процесс спрединга, сразу же встал вопрос о том, куда девается океаническая кора, если радиус Земли не увеличи­вается, а древнее, чем 180 млн лет, оксаттической коры не сутцествует? Где-то она должна поглощаться, но где? И такие конвергентные зоны были найдены и названы зонами субдукции. Располагаются они по кра­ям Тихого океана и на востоке Индийского. Тяжелая и холодная океа­ническая литосфера, подходя к более толстой и легкой континенталь­ной, уходит под нее, как бы подныривает. Если в контакт входят две океанические плиты, то погружается более древняя, т. к. она тяжелее и холоднее, чем молодая плита.

"Ч-

Зоны, где происходит субдукция, морфологически выражены глу­боководными желобами, а сама погружающаяся океаническая холод­ная и упругая литосфера хорошо устанавливается по данным сейсми­
ческой томографии — объемного «просвечивания» глубоких недр пла­неты. Угол погружения океанических плит различный, вплоть до вер­тикального, и плиты прослеживаются вплоть до границы верхней и ниж­ней мантии в 670 км. Некоторые плиты останавливаются на этом уровне, иногда выполаживаясь и как бы скользя по границе. Другие — пересе­кают ее и погружаются в нижнюю мантию, местами достигая практи­чески поверхности внешнего ядра — 2900 км (рис. 3.21).

Рис. 3.21. Сенсмотомшрафичсскип профиль в Центральной Америке. Черные стрелки — глубоководные желоба. ,„ Черное — «теплая» мантия, серое — «холодная» мантия

 

t,

Когда океаническая плита при подходе к континентальной начина­ет резко изгибаться, в ней возникают напряжения, которые, разряжа­ясь, провоцируют землетрясения. Гипоцентры, или очаги, землетрясе­ний четко маркируют границу трения между двумя плитами и образую т наклонную сейсмофокальнуго зону, погружающуюся под континенталь­ную литосферу до глубин 700 км (рис, 3.22), Впервые эту зону обнару­жил японский геофизик К. Вадати в 1935 г., а в 1955 г. американский сейсмолог X. Бепьоф подробно описал эти зоны, которые с тех пор и с­тали называться зонами Беиьофа.

Гипоцентры землетрясений в зоне Беньофа не везде достигают гра­ницы верхней и нижней мантий. Иногда их глубина, как, например, код Каскадными горами на заиаде США, не превышает нескольких десятков километров. Происходит это в тех случаях, когда холодная пластина океанической литосферы разогревается и впей уже не могут происходить сколы, вызывающие землетрясения.

Погружение океанической литосферы приводит еще к одному важ­ному последствию. При достижении ею на определенной глубине, 100­200 км, высоких температур и давлений из нее выделяются флюиды — особые перегретые минеральные растворы, которые вызывают плав­ление горных пород континентальной литосферы и образование маг­матических очагов, питающих цепи вулканов, развитых параллельно
глубоководным желобам на активных окраинах Тихого океана и на во­сточной окраине Индийского океана. Вулканические цепи располага­ются тем ближе к глубоководному желобу, чем круче наклонена субду- цирующая океаническая литосфера.

Таким образом, благодаря субдукции на активной континентальной окраине наблюдаются сильно расчлененный рельеф, высокая сейсмич­ность и энергичная вулканическая деятельность.

3 Японское море Японские острова В Кружки разного размера обозначают землетрясения разной силы

км

Говоря о субдукционных процессах, следует сказать о судьбе осад­ков, которые перекрывают океаническую литосферу. Край плиты, под которую субдуцирует океаническая, подрезает осадки, скопившиеся на ней, как нож бульдозера, деформирует эти отложения и приращи­вает их к континентальной плите в виде аккреционного клина. Вместе с тем какая-то часть осадочных отложений погружается вместе с пли­той в глубины мантии. В различных местах этот процесс идет разны­ми путями. Так, у побережья Центральной Америки, где пробурены скважины, почти все осадки пододвигаются под континентальный край, чему способствует сверхвысокое давление воды, содержащейся в по­рах осадков. Поэтому и трение очень мало. В ряде других мест погру­жающаяся океаническая литосферная плита разрушает, эродирует край континентальной литосферы и увлекает за собой вглубь ее фрагмен­ты. Были произведены подсчеты количества материала ежегодно ув­лекаемого на глубину (1-1,5 км³), задерживаемого у края нависаю­щей плиты при аккреции (0,2-0,4 км³) и вещества тектонической эрозии (примерно 0,6 км³).

Кроме явления субдукции, существует так называемая обдукция, т. е. надвигание океанической литосферы на континентальную, приме­ром которой является огромный, 500 х 100 км, тектонический покров на восточной окраине Аравийского полуострова, сложенный типичной океанической корой, перекрывающей древние докембрийские толщи Аравийского щита (рис. 3.23).

Рис. 3.23. Начальное образование покрова Семайл на востоке Аравийского полуост­рова (по Р. Дж. Колмену): 1 — океаническая кора (офиолиты), 2 — континентальная кора, 3 — платформенный чехол, 4 — глубоководные осадки, 5 — покров

Рис. 3.24. Размещение ледниковых отложений позднего палеозоя. А — современная картина. Б — поздний палеозой, когда положение материков было другим и оледене­ние охватило большие участки спаянных вместе континентов в высоких широтах

Также следует упомянуть о столкновении, или коллизии, двух кон­тинентальных плит, которые в силу относительной легкости слагающе­го их материала не могут погрузиться друг под друга, а сталкиваются, образуя горно-складчатый пояс с очень сложным внутренним строени­ем (см. рис. 3.15). Так, например, возникли Гималайские горы, когда

20° в.д- Рис. 3.25. Вегеиеровская реконструкция суперконтинента Пангея около 2 млн лет назад. Панталасс («все моря») превратился в Тихий океан, а Средиземное море является остатком древнего океана Тетис. Заштрихованный участок обозначает полярные ледники, которые, как полагают, в пермское время двигались через Южную Гондвану, что объясняет существование различных форм ледникового рельефа в Южной Америке, Африке, Индии и Австралии

 

50 млн лет назад Индостанская плита столкнулась с Азиатской. Так сформировался Альпийский горно-складчатый пояс при коллизии Аф- рикано-Аравийской и Евразийской континентальных плит.

Тектоника литосферных плит позволила совершенно точно восстано­вить картину распада последнего суперматерика Пангеи, существование которого впервые предсказал выдающийся немецкий геофизик А. Вегенер в 1912 г. Рассчитанные абсолютные и относительные движения литосфер­ных плит с момента начала распада Пангеи, т. е. со 180 млн лет назад, хорошо известны и отличаются большой точностью (рис. 3.24, 3.25).

Воссоздана картина раскрытия Атлантического и Индийского океанов, которое продолжается и в наши дни со скоростью около 2 см в год. Выяс­нена возможность некоторого проворачивания литосферы Земли по отно­шению к нижней мантии в западном направлении, что позволяет объяс­нить, почему на западной и восточной активных окраинах Тихого океана условия субдукции неодинаковы и возникает известная асимметрия Тихо­го океана с задуговыми, окраинными морями и цепями островов на западе и отсутствием таковых на востоке.

Теория тектоники литосферных плит впервые в истории геологии носит глобальный характер, т. к. она касается всех районов земного шара и позволяет объяснить историю их развития, геологическое и тектони­ческое строение. На сегодняшний день этой теории нет разумной аль­тернативы и она вполне закономерно сменила господствовавшую до это­го геосинклинальную концепцию, взяв из нее все наиболее ценное. В других учебных геологических курсах вы сможете в этом убедиться.

Часть II

ПРОЦЕССЫ ВНЕШНЕЙ ДИНАМИКИ

Глава 4 АТМОСФЕРА И ГИДРОСФЕРА

Атмосфера представляет собой газовую оболочку Земли, а гидро­сфера — это прерывистая водная оболочка, состоящая из океанов, мо­рей, озер, рек, болот, подземных вод, ледников и снежного покрова, расположенных на поверхности Земли. В нижней части атмосферы и в гидросфере располагается биосфера. Атмосфера и гидросфера ответ­ственны за многие геологические экзогенные процессы.

Состав атмосферы. Воздух вблизи земной поверхности состоит (без водяного пара) из 78 % по объему (76 % по массе) азота и 21 % по объему (23 % по массе) кислорода. 1 % почти полностью представлен аргоном. Все другие составляющие сухого воздуха, а это гелий (Не), неон (Ne), метан (СН₄), водород (Н₂), оксид азота (N0₂), диоксид серы (S0₂), радон (Rn), аммиак (NH₃), озон (0₃), содержатся в ничтожных количествах. Воздух может содержать также частицы, попадающие в него при извержениях вулканов, лесных пожарах и за счет техноген­ной деятельности человека. Особенно опасны аэрозоли от окисления газов, содержащих серу, хлорфторуглероды. Хорошо известны кислот­ные дожди, возникающие за счет промышленной деятельности челове­ка. Наибольшая концентрация твердых частиц и аэрозолей наблюдает­ся в приземных слоях атмосферы и на высотах 14-25 км в так называемом слое Юнга. За последние 10 лет прозрачность атмосферы уменьшилась на 20 %.

Для человека чрезвычайно важно содержание кислорода в воздухе, нормальное среднее количество которого в приземной атмосфере со­ставляет 20,8 %. 150 лет назад эта величина была равной 26 %, а в доисторическую эпоху — около 36 %. Минимальный предел содержания
кислорода для человека равен 17 %. На космических станциях кисло­род поддерживается на уровне 33 %. В то же время в метро, в кварти­рах, в автобусах содержание кислорода составляет 20-20,4 %, тогда как в горах, в лесу, на море его концентрация возрастает до 21,6-21,8 %. Понятно поэтому, почему так легко дышится за городом, на природе. А в урбанизированном пространстве человек подвержен гипоксии, т. е. кислородному голоданию.

Атмосфера состоит из целого ряда сфер, выделяющихся на основа­нии изменения температуры (рис. 4.1). Тропосфера — это нижний слой атмосферы до 10 км высотой с постоянным падением температуры при­мерно на 0,6 °С на 100 м высоты. На верхней границе тропосферы вы­деляется слой постоянных температур — тропопауза (1-2 км). Где-то на верхней границе тропопаузы и выше, на уровне около 20 км, распо­лагается озоновый слой или, как его называют, «щит», состоящий из 0₃, который предохраняет все живое от губительного коротковолново­го (длина волны менее 100 км) ультрафиолетового солнечного излуче­ния.

 

Атмосферное давление, мбар О 200 400 600 800 / Стратосфера

1 /

у Тропопауза -80 -40 0 40 SO 120 Температура, "С Рис. 4.1. Строение атмосферы. На высоте 17-26 км располагается озоновый слой (03), задерживающий ультрафиолетовое излучение

/

Выше, до высот 50-55 км, располагается стратосфера, в которой наблюдается рост температур до верхней ее границы — стратопаузы, где температура почти такая же, как у поверхности Земли, что связано с поглощением солнечного излучения озоном. Водяной пар содержится в стратосфере в ничтожных количествах, но на высоте около 25 км присутствуют переохлажденные капельки воды, образующие тонкие перламутровые облака.

Над стратопаузой до высоты 80 км находится мезосфера, в которой температура снова понижается до -100 °С, и затем слой с давлением воздуха в 100 раз меныцим, чем у поверхности Земли, — мезопауза. В этих трех слоях заключено 99,5 % всей массы атмосферы, а на высоте 80 км давление уже в 10 тыс. раз меньше приземного.

Выше мезопаузы располагается термосфера, в которой температура снова резко повышается до 1200-1500 °С на высоте 250 км, а верхняя граница термосферы находится на уровне 800-1000 км, выше которого выделяется экзосфера, или сфера ускользания газов. Космические иссле­дования показали, что еще до высот 20 тыс. км простирается так называ­емая земная корона, в которой на 1 см³ приходится около 1000 частиц газа.

На высоте около 100 км начинается разделение газов и более лег­кие стремятся вверх, а более тяжелые — вниз, например доля аргона будет уже не 1 %, а менее 0,001 %. Здесь же происходит разделение молекул на составляющие их атомы.

Климат Земли определяется атмосферной циркуляцией, теплооборо- том и влагооборотом, а также астрономическими факторами — наклоном оси вращения Земли к плоскости эклиптики, светимостью Солнца и т. д. Климат, присущий отдельно взятому региону, определяется рядом фак­торов: географической широтой, наличием морей и суши, рельефом, ра­стительностью, ледовым покровом и др. От климата зависит характер выветривания и другие экзогенные геологические процессы.

Регулярные наблюдения за атмосферной циркуляцией до высоты 60 км производятся с искусственных спутников Земли. Многие системы ветров обусловлены термической конвекцией, т. е. перепадом темпера­тур. Однако эти ветры имеют небольшие горизонтальные размеры. Наи­более мощные конвективные ячейки в атмосфере расположены в Северном и Южном полушариях от экватора до 20-30° широты и называются циркуляцией Хэдли, вызывающей знаменитые ветры-пассаты. Севернее и южнее 30° широты известны ячейки циркуляции Ферелл, в которых воздух движется в противоположном направлении по сравнению с ячей­ками Хэдли. То есть в поясе широт 20-30° происходит опускание сухого верхнего слоя воздуха к земной поверхности, где развиты пустыни.

Гигантские вихри в атмосфере — циклоны вызваны потерей устойчи­вости атмосферного потока. Переход потенциальной и тепловой энергии

Рис. 4.2. Солнечная радиация, поступающая на Землю. 1 — 47 % поглощается горными породами, почвой и водой на земной поверхности; 2 — 19 % поглощается атмосферой и облаками; 3 — 23 % отражается облаками; 4 — 8 % рассеивается атмосферой; 5 — 3 % отражается грунтами

 

атмосферы в кинетическую и обусловливает разгон воздушной массы, которая под действием силы Кориолиса отклоняет движение воздуха вправо в Северном полушарии и влево — в Южном. Циклоны и анти­циклоны в средних и высоких широтах перемещаются с запада на вос­ток, что и определяет погоду.

Вся энергия атмосферных процессов зависит от солнечной радиа­ции, или излучения. Каждая единица земной поверхности получает от Солнца за 1 год тепла в 30 тыс. раз больше, чем поступает из земных недр. Солнечная радиация на 99 % представляет собой коротковолно­вую радиацию с длиной волн от 0,1 до 4 мкм и включает в себя види­мый свет, ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. Нагреваемая земная поверхность излучает уже длинноволновую радиацию с длиной волн от 4 до 100 мкм. Атмосфера рассеивает солнечную радиацию, чему способствует облачный покров (рис. 4.2).

Гидросфера — это прерывистая оболочка Земли от распространения воды в атмосфере до нижней границы подземных вод. Водяной пар со­держится в атмосфере от 0,2 % в высоких широтах до 4 % в тропическом экваториальном поясе и постоянно поступает в атмосферу при испаре­нии воды с поверхности водоемов, почвы, а также от растительности (транспирация). Вода Мирового океана покрывает 71 % поверхности Земли (361 млн км²), если сюда присоединить все остальные водоемы, то — 383 млн км-, с учетом зимнего снежного покрова — 443 млн км², т. е. 83 % площади поверхности земного шара (рис. 4.3).

Биота 0,0001 %

Реки 0,0001 %

Атмо- .сферный '-водяной пар 0,001 %

 

Рис. 4.3. Распределение воды на Земле

Роль океанов заключается и в том, что их вода, будучи теплее, чем атмосфера, в среднем на 3 °С, непрерывно обогревает последнюю, имея запас тепла в 21 раз больше, чем в атмосфере. Между атмосферой и гидросферой все время осуществляется сбалансированный обмен теп­лом.

На Земле происходит постоянный и хорошо известный круговорот воды, включающий в себя океаническое и материковое звенья, которые связаны друг с другом, т. к. водяной пар переносится с океана на сушу и наоборот, а также поверхностным и подземным стоком с суши в океан. Водяной пар, переносимый с океана на сушу, составляет 47 км³, в то время как с поверхности Мирового океана ежегодно испаряется 505 тыс. км³ воды, а возвращается атмосферными осадками 458 тыс. км³. На поверхность суши ежегодно выпадает 119 тыс. км³ осадков. Поверхностный сток суши составляет 44,7 тыс. км³/год, а подземный — 2,2 тыс. км³/год, из них водный сток рек — 41,7 тыс. км³/год, а ледни­ковый сток — 3 тыс. км³/год. Естественно, что ледниковый сток Антар­ктиды больше всего. Атмосферные осадки в каждом конкретном райо­не суши складываются из влаги, испарившейся в этом районе, и влаги, привнесенной извне.

Глава 5

ВЫВЕТРИВАНИЕ

Какие же процессы приводят к выветриванию горных пород? Прежде всего это физическое, механическое разрушение, а также химическое и биохимическое… Однако наиболее существенным физическим фактором, вызываю­щим дезинтеграцию… *— 1м -0,5м-

ПРОЦЕССЫ ГИПЕРГЕНЕВА И КОРЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ

Типы гипергенеза, установленные Б. М. Михайловым, включают в себя следующие обстановки. Поверхностный (континентальный) гипер- генез происходит па… 1. Элювий, или кора выветривания, представляет собой геологиче­ское тело,… В областях с гумидным климатом распространен глинистый элю­вий — слой или толща глин, в которых сохраняется реликтовая…

ОБРАЗОВАНИЕ ПОЧВ И ИХ СВОЙСТВА

Более 100 лет назад великий русский ученый В. В. Докучаев пока­зал, что почва представляет собой самостоятельное, очень тонкое при­родное тело,… Почвы относятся к наиболее сложным природным телам, и в настоящее время на… • А — гумусово-аккумулятивный поверхностный горизонт, в котором скапливаются органические вещества и элементы питания…

Глава 6

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОВЕРХНОСТНЫХ ТЕКУЧИХ ВОД

Затем из них, озер и морей вода испаряется, снова выпадая на по­верхность суши. Так осуществляется круговорот воды. В цифрах круговорот воды в гидрологическом цикле выглядит сле­дующим образом.… Дождевая эрозия. Любой дождь производит большую работу. Так, средний по мощности ливень с диаметром капли 0,27 см и…

ВРЕМЕННЫЕ ВОДНЫЕ ПОТОКИ

Образование оврага начинается с неглубокой борозды или рытви­ны на склоне. В дальнейшем борозда наряду с углублением наращи­вает свою долину как… Овраги, если с ними не бороться, растут быстро: — на 1-1,5 м/год, например, в… Чтобы замедлить или прекратить рост оврагов, следует перегоражи­вать их долины, начиная от верховий, поперечными…

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ РЕК

Движение воды в реках контролируется тремя факторами: 1) гра­диентом уклона русла; 2) расходом водного потока; 3) формой русла. Понятно, что чем… Градиент может колебаться от 8-10 см на 1 км до десятков метров на 1 км в… Расход воды определяется объемом потока в единицу времени на единицу площади, обычно м3/с (Q = Vcp • S ). Скорость…

УСТЬЕВЫЕ ЧАСТИ РЕК, ДЕЛЬТЫ И ЗСТУАРИИ

  Жизнь дельты тесно связана с объемом водного материала, поведением базиса… Собственно дельта на современных морских окраинах может возник­нуть в двух случаях: либо реки несут огромное…

ЧИ4

Субаэральные

Фронтальная платформа дельты

дельтовые слои-"

Рис. 6.20. Основные черты морфологии дельты в поперечном разрезе. Вертикальный масштаб сильно увеличен (по R. К. Matthews, 1974)

 

 

Рукава Фронт дельты дельтовые отложения Рис. 6.21. Строение дельты реки, впадающей в море

 

до 1000 км морские заливы, вдающиеся, ингрессирующие в сушу губы: Обская, Енисейская, Колымская, Печорская и др. Дельты занимают около 9 % из общей протяженности побережий Мирового океана и поглощают ежегодно 18,5 млрд т рыхлых продуктов, что составляет 67 % всех тер- ригенных осадков, поступающих в Мировой океан. Наносы, поступаю­щие в авандельту, создают, согласно А. П. Лисицину, первый глобальный пояс «лавинной» седиментации. Объем осажденного материала в дельтах

Рис. 6.22. Схема эволюции дельты р. Сулака в XIX и XX вв.

 

Рис. 6.23. Различные типы дельт. А — р. Тибр, Италия; Б-р. Миссисипи, США; В — р. Волга, Россия; г — р. Дунай, Румыния; Д-р. Муррей, США

 

за голоцен, т. е. за последние 10 тыс. лет, составляет от 3,5 до 350 км³. На эволюцию дельт влияют вековые и многолетние изменения уровня океана, морей и озер. В период регрессий — понижения уровня моря — дельты смещаются в сторону моря, а речное русло врезается. При трансгрессиях — повышениях уровня моря — дельты превращаются в залив, лагуну.

Следует отметить, что в дельтах накапливается огромное количество органического материала, который в будущем может дать месторождения нефти. Поэтому так важен поиск древних дельтовых отложений. Когда

климат холодный и влажный — дельты выдвигаются в море, т. к. возраста­ет сток наносов; если климат теплый и сухой — рост дельт замедляется и может смениться их размыванием.

Эстуарии представляют собой узкие заливы, располагающиеся на месте впадения рек в море. Возникают они там, где происходят нисхо­дящие тектонические движения или повышение уровня моря, приливы и отливы и где взаимодействуют морские и континентальные обста­новки осадконакопления (рис. 6.24). Море подтапливает устьевую часть реки, проникая далеко в сушу, а волна прилива проникает вверх по течению реки на десятки километров, как, например, в р. Пенжина, впадающей в Охотское море. Наносы, которые доставлются рекой, раз­мываются вдоль береговыми течениями, и поэтому дельта в таких реч­ных устьях не образуется. Эстуарии хорошо выражены в устьях Темзы, Эльбы, Сены, Пенжины и др. Если морские воды в отсутствие прили­вов и отливов затапливают приустьевую часть речной долины, то воз­никают лиманы, например Бугский, Днестровский, Днепровский на Черном море (рис. 6.25).

ОквДг*

Рис. 6.24. Схематические блок-диаграммы эстуариев. Наверху — частично переме­шанный эстуарий (тип В) Северного полушария: А — вид сбоку; Б — вид со стороны суши. Внизу (В) — резко стратифицированный эстуарий (тип А) (по J. R. Schubel, D. W. Pritchard, 1972)

 

РАЗВИТИЕ РЕЧНЫХ ДОЛИН И ФОРМИРОВАНИЕ РЕЧНЫХ ТЕРРАС

На ранней стадии своего заложения в реке преобладают донная эро­зия, узкая, неразработанная долина V-образной формы, грубый, плохо сортированный… Зрелая стадия формирования реки предполагает расширение доли­ны за счет… Наконец, в стадии старости долина реки расширяется еще больше, за счет меандрирования образуется много заболоченных…

Глава 7

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД

Структура и свойства воды определяются строением ее молекулы — Н20 в виде тетраэдра, в центре которого находится атом кислорода. На концах одного из…

ВИДЫ ВОДЫ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ

1. Кристаллизационная вода находится в составе кристаллической решетки некоторых минералов, например в гипсе — CaS04 • 2Н20 (-21 % воды по массе),… 2. Вода в твердом виде встречается в многолетнемерзлых породах в виде… 3. Вода в виде пара содержится в воздухе, который находится в порах горной породы.

Lib Lin himiimiiii

Lt;D

• *

• • •

Рис. 7.2. Распределение воды выше зоны грунтовых вод. 1 — зона аэрации, 2 — зона

полного насыщения (водоносный горизонт), 3 — капиллярно-подтянутая вода, 4 — капиллярно-подвешенная вода

Таким образом, зона аэрации представляет собой как бы переход­ный буферный слой между атмосферой и гидросферой. В зоне полного насыщения все поры заполнены канельно-жидкой водой, и тогда обра­зуется водоносный горизонт.

Однако горные породы в различной степени проницаемы для воды, что зависит от ряда факторов. Следует подчеркнуть, что пористость и проницаемость не одно и то же.

Горные породы подразделяются на водопроницаемые, слабопрони­цаемые и водоупорные.

Водопроницаемые — песок, гравий, галечники, конгломераты, тре­щиноватые песчаники, доломиты, закарстованные известняки и др., и это несмотря на то, что галечники, прекрасно проницаемые для воды, имеют пористость всего 20 %. Пористость

п 100,

где Vn — объем пор в образце, a F - объем всего образца.

Пески обладают пористостью 30-35 %.

К слабопроницаемым породам относятся супеси, легкие суглинки, лессы.

Водоупорными считаются всевозможные глины, тяжелые суглинки, плотные сцементированные породы.

» •

Глины имеют пористость 50-60 %. Все дело в том, что поры в гли­нах очень тонкие (субкапиллярные) и вода через них не может проник­нуть, т. к. задерживается силами поверхностного напряжения. Водо­проницаемость зависит не от количества пор, а от размера и формы слагающих породу зерен и от плотности их сложения.

Способность горных пород накапливать и удерживать в себе воду называется влагоемкостью. Под полной влагоемкостью понимают такое состояние породы, в котором все виды пор заполнены водой. Макси­мальная молекулярная влагоемкость — это то количество воды, которое остается в горной породе после того, как стечет вся капельно-жидкая гравитационная вода. Оставшаяся вода удерживается в порах силами молекулярного сцепления и поверхностного натяжения (рис. 7.4). Раз­ница между полной влагоемкостью и максимальной молекулярной вла­гоемкостью называется водоотдачей, а удельная водоотдача — это ко­личество воды, получаемое из 1 м³ горной породы.

Классифицировать подземные воды можно по разным признакам — по условиям залегания, по происхождению, по химическому составу.

Типы подземных вод по условиям залегания. Выделяются воды безнапорные, подразделяющиеся на верховодку, грунтовые и межплас­товые, а также напорные, или артезианские.

Рис. 7.3. Схема залегания грунтовых вод: 1 — верховодка (водоносный временный горизонт), 2 — локальный водоупор, 3 — водоносный горизонт, 4 — водоупорный горизонт, 5 — зеркало грунтовых вод, 6 — река, 7 — аллювий, 8 — родник

 

Верховодка — это временное скопление воды в близповерхност- ном слое в пределах зоны аэрации, в водоносных отложениях на лин- зовидном, выклинивающемся водоупоре (рис. 7.3). Как правило, вер­ховодка появляется весной, когда тают снега, или в дождливое время, но потом она может исчезнуть. Поэтому колодцы, выкопанные до вер­ховодки, летом пересыхают. Временными водоупорами могут быть любые выклинивающиеся линзовидные пласты глин и тяжелых суг­линков, располагающиеся в толще водоносных аллювиальных или флю- виогляциальных отложений.

Грунтовые воды представляют собой верхний постоянный водо­носный горизонт, располагающийся на первом же протяженном во­доупорном слое. Питаются грунтовые воды из области водосбора в

© © ©

 

 

Рис. 7.4. Влагоемкость и водоотдача. 1 — полная влагоемкость, все поры заполнены водой; 2 — водоотдача, гравитационная вода стекла; 3 — максимальная молекулярная влагоемкость: вода удерживается силами молекулярного сцепления. Разница между объемами воды в 1 и 3 называется водоотдачей

 

 

Рис. 7.5. Движение грунтовых вод в зависимости от уровня вод и давления. 1. Точки А и Б имеют одинаковое давление, но А выше Б и вода движется от А к Б (толстая стрелка). 2. Точка В имеет более высокое давление, чем точка Г, и вода движется от В к Г. 3. Точка Д имеет большее давление, чем точка Е, вода движется от Д к Е.

е — уровень грунтовых вод

пределах водоносного горизонта. Грунтовые воды могут быть связа­ны с любыми породами: как рыхлыми, так и твердыми, но трещино­ватыми.

Поверхность грунтовых вод называется зеркалом, а мощность во- досодержащего слоя оценивается вертикалью от зеркала до кровли водоупорного горизонта, и она не остается постоянной, а меняется из-за неровностей рельефа, положения уровня разгрузки, количе­ства атмосферных осадков, изгиба кровли водоупорного слоя. Выше зеркала грунтовых вод образуется кайма капиллярно-подтянутой воды (рис. 7.3).

ДВИЖЕНИЕ И РЕЖИМ ГРУНТОВЫХ ВОД

ШШ Рис. 7.6. Образование деирессиониой воронки в уровне грунтовых вод при усилен­ном отборе воды из скважины. 1 —…   В зависимости от количества атмосферных осадков объем грунтовых вод может изменяться, и летом дебит источников падает,…

ДОЖДЬ

водоносный перемещение слой подземных вод

 

 

колодец Рис. 7.7. Положение уровня грунтовых вод в дождливый (1) и засушливый (2) сезоны. В сухой сезон понижается уровень реки (межень) и некоторые колодцы пересыхают

 

Li «И

 

где h — превышение одной точки зеркала грунтовых вод над другой, а 1 — расстояние между ними (рис. 7.8). Напорные воды обладают спо­собностью самоизливаться и фонтанировать, т. к. находятся под гидро­статическим давлением. Впервые такие фонтаны воды были получены во Франции в провинции Артезия, поэтому они и стали называться артезианскими. Каждый артезианский бассейн включает в себя облас­ти питания, напора и разгрузки. Первая область представляет собой выход на поверхность водоносного слоя, на которую выпадают все ат­мосферные осадки, питающие этот водоносный горизонт. Область на­пора заключена между двумя водоупорами — водоупорной кровлей и водоупорным ложем, а место, где водоносный слой появляется на по­верхности или вскрывается скважинами, но ниже области питания, на­зывается областью разгрузки. Нередко в артезианских бассейнах раз­вито сразу несколько водоносных напорных горизонтов, что особенно характерно для артезианских бассейнов в межгорных впадинах, где глу­бины водоносных горизонтов могут превышать 1500 м.

©

Рис. 7.8. Артезианские напорные воды: 1 — водоносный горизонт, 2 — водоупорный горизонт, 3 — фонтанирующая скважина, 4 — осадки, h/1 — напорный градиент

Напорный, или гидравлический, градиент:

В платформенных областях, где артезианские бассейны большие, верхние водоносные горизонты до глубин в 200-500 м содержат пре­имущественно пресные воды, а ниже воды обладают уже высокой ми­нерализацией. В центре европейской части России находится Московс­кий артезианский бассейн, располагающийся в пологой чашеобразной впадине — Московской синеклизе. Водоносные горизонты связаны с трещиноватыми каменноугольными и девонскими известняками, а водо­упорами служат прослои глин. Области питания располагаются на кры­льях синеклизы. В девонских карбонатных отложениях на глубинах от 400 до 600 м развиты минеральные воды с минерализацией 2,4 4,5 г/л.

Это всем известная московская минеральная вода. В Московском арте­зианском бассейне сосредоточены большие запасы пресных и промыш­ленных вод. В отношении всей территории России составлены карты распространения артезианских бассейнов и подсчитаны запасы в них воды, как пресной, так и промышленной и термальной.

Типы источников. Всем хорошо известны выходы подземных вод на поверхность в виде родников и ключей с холодной вкусной водой. Родники появляются там, где происходит разгрузка водоносных гори­зонтов (рис. 7.9).

Нисходящие источники чаще всего располагаются недалеко от уре­за воды в долине реки, в нижней части склонов оврагов, там, где к поверхности подходят водоупорные горизонты. Источники этого типа связаны как с верховодкой, так и с грунтовыми, а также межпластовы­ми водами. Все они характеризуются изменяющимся дебитом вплоть до высыхания в жаркое лето. В источниках нисходящего типа вода из­ливается спокойно ввиду небольшого угла наклона слоев. Нередко можно наблюдать вдоль берега реки сплошную линию сочащихся подземных вод. Нисходящие источники обычно водообильны, поэтому местами они дают начало ручьям и небольшим речкам, как происходит с кар-

 

 

Рис. 7.9. Различные типы источников: 1 — воды трещинного типа, 2 — нисходящий, 3 — восходящий, 4 — карстовый. Точки: редкие — пески; частые — водоносный горизонт. Черным цветом показаны источники

 

стовыми источниками, вытекающими из пещер или из полостей, обра­зовавшихся в карбонатных породах.

Восходящие источники — это выходы на поверхность в местах раз­грузки напорных вод, тогда как сам водоносный горизонт расположен намного ниже. Вода может подниматься вверх по трещинам или тектоническому разлому, особенно когда он пересекает водоупор­ные слои.

Вокруг минеральных источников, особенно углекислых вод, на поверхности образуется скопление так называемого известкового туфа, или травертина, иногда достигающего нескольких метров мощнос­ти. Такие травертины белого, желтоватого или розового цветов из­вестны на г. Машук в Пятигорске, в районе Кавказских Минераль­ных Вод. Туф образуется из гидрокарбонатно-кальциевых вод, когда гидрокарбонат Са(НС0₃)₂ переходит в СаС0₃ при уходе в воздух С0₂ — углекислого газа. В травертинах часто находят отпечатки ли­стьев растений, кости древних животных, которые постепенно об­волакиваются известковым туфом.

ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ И ОКРУЖАЮЩАЯ СРЕДА

Одними из важных задач прикладной гидрогеологии являются обо­снование водозабора для хозяйственно-питьевого водоснабжения, а сейчас особенно, и… Какое количество воды можно извлечь из данного водоносного слоя? Как при этом… В связи с отбором воды из водоносных горизонтов разного типа из­меняется водный режим ландшафтов, происходит изменение…

Глава 8

КАРСТОВЫЕ ПРОЦЕССЫ

Под карстом понимают не только процесс, но и его результат, т. е. образование специфических форм растворения. Сам термин карст происходит от…

КАРСТОВЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА

Карры — это разнообразные неглубокие выемки, образованные в основном выщелачиванием известняков поверхностными атмосфер­ными водами. Н. А.…   еф с желобковыми каррами напоминает стиральную доску, а участки развития многочисленных карров называют карровыми…

Глава 9

ГРАВИТАЦИОННЫЕ ПРОЦЕССЫ

Обвалы могут иметь очень большие объемы. Так, в долине Баксана на Северном Кавказе недалеко от Эльбруса в конце позднего плейстоцена, примерно 30… В 1911 г. на Памире опять-таки во время землетрясения случился боль­шой обвал,… В 1894 г. в Крыму произошел обвал с западного гребня г. Демерджи, кото­рый частично разрушил деревню, располагавшуюся…

Глава 10

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ОЗЕР И БОЛОТ

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ОЗЕР

Образование озерных котловин. Озерные котловины имеют раз­личное происхождение, как экзогенное, так и эндогенное. Озера экзо­генного происхождения… В областях развития криолитозоны многие озера имеют термокар­стовое… N

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ БОЛОТ

Для существования болота необходимы высокий уровень стояния грун­товых вод, наличие впадин в рельефе поверхности Земли, достаточное количество… Типы болот определяются условиями их формирования и положе­нием в рельефе… Низинные болота характерны для понижений в рельефе и приуро­чены к плоским, иногда обширным низинам, окаймленным…

Глава 11

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ВЕТРА

Распространены пустыни вдоль 30° северной и южной широт, там, где наблюдается нисходящий поток вертикальной циркуляции воздуха и где… Ветер и пылевые бури. В греческих мифах богом ветра был Эол, поэтому и… Ветер — это движение воздушных масс, струй и потоков в призем­ном слое, в основном параллельно земной поверхности.…

ДЕФЛЯЦИЯ И КОРРАЗИЯ

Дефляция проявляется там, где дуют сильные ветры, в своеобразных аэродинамических трубах — узких горных долинах, ущельях, например в Джунгарских… Дефляция проявляется в пустынных районах, в которых сдувается слой сухих… Если в толще пород, подверженных дефляции, присутствуют более плотные стяжения или конкреции, то после выдувания…

АККУМУЛЯЦИЯ ЭОЛОВОГО МАТЕРИАЛА

Наибольшее количество песка аккумулируется в пустынях, где он со­стоит преимущественно из кварцевых зерен, как минерала наиболее ус­тойчивого к… Ветер непрерывно перемещает песчаные массы, формируя своеобраз­ный рельеф,… Нередко барханы группируются в цепи длиной 10-20 км, располо­женные перпендикулярно преобладающим ветрам, а иногда…

ТИПЫ ПУСТЫНЬ

Каменистые (скальные) пустыни, или гаммады, представляют со­бой развалы горных пород, группы скал, практически лишенных рых­лых, сыпучих отложений,… Аккумулятивные пустыни бывают различными по своему характе­ру. Преобладают…  

Глава 12

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ СНЕГА, ЛЬДА И ЛЕДНИКОВ

Для образования ледников необходим снежный покров, который не успевал бы полностью растаять в летний период. Следовательно, умень­шаются контрасты… Превращение снега в лед. Снег выпадает в форме красивых, тон­ких, обычно… Так как с увеличением высоты температура воздуха понижается на 0,5-0,6 °С на каждые сто метров, то в горных областях…

КЛАССИФИКАЦИЯ ЛЕДНИКОВ

По форме ледники подразделяются на горно-долинные и покровные. Наиболее крупные материковые ледяные покровы находятся в Антарктиде и Гренландии, а более мелкие известны в Исландии, на Земле Франца-Иосифа, Новой Земле, Северной Земле и островах Ка­надского Арктического архипелага. Горно-долинные ледники развиты почти во всех крупных горных системах: в Кордильерах, Андах, на Памире, в Гималаях, на Кавказе, в Альпах и др., где в высокогорье располагаются понижения — цирки с ледяными шапками, из которых лед спускается в долины. Иногда еще выделяют промежуточный тип ледников, которые в горах обладают долинной формой, а выходя на равнину, превращаются в покровный ледник, сливаясь в единый лед­никовый щит незначительной мощности.

Горно-долинный тип ледников. В любом горно-долинном леднике различаются области: 1) аккумуляции, 2) стока и 3) разгрузки (рис. 12.2). Горные ледники питаются за счет снега, выпадающего в высоко­горье и постепенно переходящего в фирн, а затем и в лед. Естественно, что областью накопления льда являются понижения между скальными пиками, напоминающие чаши и называемые карами. Сливаясь между собой, кары образуют более обширные ледниковые цирки, из которых

Рис. 12.2. Схема строения горного ледника. 1 — область аккумуляции; 2 — область движения; 3 — область разгрузки. Морены: 4 — конечная; 5 — срединная; 6 — донная; 7 — ригель; 8 — снег; 9 — кривассы (трещины)

 

лед устремляется в горные долины, но которым может перемещаться на десятки километров.

В том месте, где ледник выходит из кара или цирка, всегда суще­ствует перегиб склона, а в леднике возникает подгорная трещина. Об­ласть стока ледника всегда характеризуется обилием трещин, т. к. в горной местности существуют резкие перепады высот рельефа, усту­пы, обрывы и т. д., т. е. быстро изменяется градиент склона. Область разгрузки представляет собой окончание ледника, где он тает и умень­шается в мощности и объеме.

Горно-долинные ледники подразделяются на простые и сложные (рис. 12.3). Последние характеризуются питанием из целого ряда лед­никовых цирков и наличием языков льда, сливающихся в один круп­ный долинный ледник. Такие ледники характерны для многих горных систем типа Кавказа, Альп, Памира. Ледник Федченко на Памире, об­ладающий длиной 71,7 км и мощностью до 1000 м в своей средней части, принимает в себя около 20 относительно небольших ледников, которые его подпитывают, и картина в плане напоминает дерево. По­этому такие сложные ледники называются древовидными.

Нередко ледниками заняты высокогорные перевалы, и языки льда спускаются но обе стороны горного хребта, нося название переметных ледников, напоминающих положение переметной сумы на лошади. Су­ществуют каровые ледники, располагающиеся только в каровом углуб­лении (рис. 12.4). Иногда ледник выходит из кара, но не достигает днища главной долины, оставаясь как бы висеть на склоне. Такие лед­ники называются висячими. С концов висячих ледников часто обруши­ваются большие глыбы льда (см. рис. 17 на цветной вклейке).

Рис. 12.4. Цирки, наполненные льдом. Западная ветвь ледника Большой Алеч (Швейцарские Альпы)

 

В Средней Азии существует особый тип горно-долинных ледников, питающихся не за счет каровых фирновых полей и ледников, а за счет большого количества снега, поступающего на поверхность ледника с лавинами, сходящими со склонов ледниковой долины. Подобные лед­ники называются туркестанскими.

Лед — хрупкое вещество. Если по нему ударить молотком, он разобь­ется. Тем не менее ледники движутся, и это означает, что на глубинах 50 м и более, там, где трещин уже нет и давление велико, лед обладает пластичностью и способен медленно течь, т. к. атомы в кристаллической решетке льда способны смещаться относительно друг друга, а лед испы­тывает пластическую деформацию. Собственно говоря, лед течет точно так же, как и горные породы под большим давлением и высокой темпе­ратурой на глубинах в несколько километров. В этом отношении лед не отличается от горных пород. В силу различной твердости разных слоев льда в леднике возникает расслоенность, и отдельные слои могут сколь­зить друг по другу с разной скоростью (рис. 12.5). Особенно часто отсла­ивается верхний наиболее хрупкий слой ледника, образуя на крутых склонах мощные ледопады, как это случается в Альпах, на Кавказе.

Рис. 12.5. Продольный разрез части горного ледника: 1 — зона хрупкого льда; 2 — зона пластичного льда; 3 — зона вмороженных в лед валунов; 4 — кривая скорос­тей движения льда; 5 — зерна льда, движущиеся вместе; 6 — верхние зерна опережа­ют нижние; 7 — верхние зерна еще сильнее опережают нижние; 8 — направление движения льда

 

Скорость движения ледников различна и отличается в разные периоды года, составляя от 0,1-0,5 м/сутки, как, например, на Кавказе или в Альпах, до нескольких метров в сутки на крупных ледниках Памира, Каракорума и Гималаев, а в Гренландии есть ледники, скорость перемещения которых в узких горных долинах составляет 30 м/сутки. Существуют пульсирующие ледники, которые как бы внезапно приобретают аномально большие скоро­сти движения. Так, например, необычным «норовом» славится ледник Мед­вежий на Памире. В апреле 1963 г. скорость его движения внезапно возрос­ла в 100 раз и превысила 150 м/сутки, и он за короткое время продвинулся вперед почти на 7 км. Так же необычно быстро двигался в феврале 1937 г. ледник Блэк Рэпидз на Аляске в 210 км к югу от г. Фэрбенкс. 23 февраля его скорость достигла 220 футов/сутки (около 75 м/сутки), и так он дви­гался примерно шесть месяцев. Затем скорость его перемещения внезапно упала и он начал отступать. Сейчас известны сотни пульсирующих ледни­ков во всем мире.

Причина аномально быстрых движений ледников обычно заключена в обильном поступлении снега в области аккумуляции, превратившись в лед, масса испытывает большое давление, не успевая протиснуться сквозь узкое сечение долины. В эти моменты скорость движения ледника возра­стает, и она будет сохраняться, пока не сбросится как бы лишняя масса льда. При этом происходят разогрев льда с выделением воды в процессе внутреннего таяния и образование водно-глинистой смазки на ложе и сколах.

20 сентября 2002 г. в Северной Осетии в долине р. Геналдон внезапно возник мощный водно-ледово-каменный сель, ринувшийся вниз по долине и погубивший более 100 человек. Причина его заключалась, по-видимому, в том, что в леднике и под ним накопилось очень много воды, которая и стала «триггером» подвижки, а обвалы льда и горных пород в тыловой части лед­ника вызвали огромную перегрузку, и ледник сорвался со своего ложа. Так пульсирующий ледник Колка в очередной раз стал виновником катастрофы, которые до этого происходили в 1835, 1902 и 1969 гг.

В горно-долинных ледниках скорость движения льда в плане и в поперечном разрезе различается в разных местах сечения ледника. У бортов и днища ледника скорости минимальны ввиду трения о корен­ные породы, а в середине и в центральной части в плане скорости перемещения будут больше. Так как движение ледника неравномерно в поперечном сечении, он растрескивается и трещины располагаются перпендикулярно оси максимального по скорости течения ледника, за­гибаясь к его краям. Трещинообразованию способствует и расслоен- ность ледника, о чем уже говорилось выше. Талые воды, текущие как по поверхности, так и под днищем горно-долинных ледников, разраба­тывают неровности и трещины, нередко превращая их в ледяные тун­нели или глубокие канавы. Кроме того, эти водные потоки переносят большое количество разрушенного ледником обломочного материала с коренных склонов долины.

Покровные материковые ледники, обладая изометричной формой в плане и линзовидной формой в поперечном разрезе, имеют макси­мальную мощность, доходящую до нескольких километров в централь­ной части купола, откуда лед под давлением и в результате изменения градиента давления движется по радиусам к своим краям. При этом следует иметь в виду, что в основании горно-долинных ледников темпе­ратура обычно высокая и близка к точке плавления льда («ледники с теплым основанием»). Поэтому льды скользят по субстрату с минималь­ным трением по пленке из талой воды, как конькобежец движется по льду с пленочкой воды под лезвием конька. В высоких широтах темпе­ратура может быть настолько низкой как в самой толще льда, так и в его основании, что лед «примерзает» к субстрату («ледники с холодным основанием») и движение ледника осуществляется за счет скольжения его внутренних неоднородных слоев. Жизнь ледника зависит в основ­ном от температуры льда, которая оказывает влияние на скорость де­формации внутренних зон ледника.

На станции Бэрд в Антарктиде в 1966-1968 гг. пробурена скважина, достигшая на глубине 2,164 км пород основания ледника, температура которого была всего лишь -1,6 °С, тогда как выше, на глубине 0,8 км, она составляла -28,8 °С. Несмотря на общую очень низкую температуру на поверхности антарктического покрова, в районе станции «Восток» радиолокацией было обнаружено подледное озеро шириной до 75 км и длиной более 200 км при глубине до 0,5 км. Температура льда в основании покрова на глубине 3,75 км равна температуре его плавления и состав­ляет всего -2 °С, при давлении у ложа 300 атм. Талая вода должна выдавливаться туда, где мощность ледника меньше, и в отдельных уг­лублениях она может скапливаться в виде подледных озер. Скважина на станции «Восток» была остановлена на глубине 3623 м при общей тол­щине ледника 3750 м. Когда уже резко изменилась структура льда и его крупные кристаллы указывали на то, что он намерз снизу, бурение оста­новили из-за опасности нарушения возможной микробиоты пресного подледного водоема.

Открытие подледного озера в Антарктиде при огромной мощности ледникового щита (более 4 км) имеет большое значение для поисков жизни на ледяных спутниках Юпитера, например на Европе. Возмож­но, и под ее ледяным панцирем тоже есть озера с пресной водой, а в них какая-нибудь биота.

Поверхность ледников, не покрытых снегом, всегда изрезана тре­щинами, которых особенно много там, где тело ледника испытывает изгиб вверх и в нем развивается напряжение растяжения. Возника­ющие при этом трещины располагаются веерообразно, расширяются кверху и суживаются книзу. А по краям долинного ледника всегда закономерно расположена система трещин — гривас, изогнутых в сторону верховьев ледника, что связано с его течением (рис. 12.6). Если снег с поверхности ледника стаял, то ручьи, текущие по ней днем, в жаркое время суток, вырабатывают небольшие углубления, разделенные гребнями. Такая поверхность называется сераки. По­павшие на ледник крупные камни предохраняют лед от таяния, и тогда на нем возникают ледяные «грибы». Пыль, скопившаяся на поверхности ледника, ускоряет его таяние, образуя углубления — ледяные «стаканы».

Материковые покровные ледники. В настоящее время существуют два крупных покровных ледника. Один в Антарктиде и второй — в Гренландии.

Антарктический покровный ледник — крупнейший на земном шаре, занимающий около 14 млн км², или 9 % территории суши. В Антаркти­де сосредоточены 91 % всех наземных льдов и 45 % водных запасов континентов. Объем льда составляет 25 млн км³, а максимальная мощ­ность покрова — более 4 км при средней 2 км (рис. 12.7).

Рис. 12.6. Система трещин — гривас на конце горного ледника (рисунок и фото)

 

Рис. 12.7. Антарктида. Космический снимок. Хорошо виден паковый лед

 

Под гигантской тяжестью ледникового покрова большие простран­ства Антарктического материка, кстати, самого высокого на планете (средняя высота 2350 м), особенно в западной его части, располагаются ниже уровня океана. По краям континента ледники спускаются к оке­ану, образуя огромные шельфовые ледяные поля (ледники Росса, Рон- не Фильхнера) и выводные ледники. Края антарктических ледников за последние 100 лет непрерывно пульсировали, наступали, отступали, от них откалывались огромные айсберги. В ноябре 2001 г. от ледника на острове Пайн в Западной Антарктиде оторвался столовый айсберг раз­мером 42 х 17 км. Зафиксированы айсберги длиной более 150 км.

Наблюдения за многолетним ходом снегонакопления показали, что оно крайне неравномерно. С 1880 по 1960 г. скорость снежного питания покро­ва сначала увеличивалась на 15 % (до 30-х гг. XX в.), а затем снизилась на 20 %. Средняя величина накопления снега в Антарктиде составила 15 г/см- в год, что дает почти 2100 км³ снега в год в пределах всей площади ледяно­го покрова. Антарктический ледник пополняется только за счет атмосфер­ных осадков, которые оцениваются примерно в 2500 км³ в год. В то же время убыль массы ледника складывается из испарения и конденсации влаги, выноса снега ветром (20 ± 10 км³), жидкого стока в виде таяния поверхности и основания ледника (50 ± 20 км³), откалывания айсбергов (-2600 км³) и донного таяния шельфовых ледников (320 км³), таяния снега (10 ± 5 км³). Таким образом, в настоящее время наблюдается отрицательный водно-ледниковый баланс в Антарктиде, в то же время мас­са льда растет, хотя в краевых зонах ледники отступают. Увеличение мас­сы льда в центральных частях покрова еще долго не будет влиять на его краевые части.

Возникновение ледникового антарктического покрова относится к позднему олигоцену, т. е. около 30 млн лет тому назад, когда Австралия и Южная Америка, продрейфовав к северу, открыли проливы. Именно тогда образовалось циркумантарктическое течение. Поэтому такой интерес пред­ставляют скважины, пробуренные в антарктическом льду. Отбирая из них керн, исследователи получили возможность изучить изотопный состав льда и состав пузырьков воздуха, заключенных в нем, что позволяет анализиро­вать прежний состав атмосферы.

На станции «Восток» мощность льда 3,7 км, а скважина прошла на глубину 2,755 км и в 1996 г. до 3,523 км. Определение палеотемператур из керна льда по соотношению стабильных изотопов позволило охарактеризо­вать голоцен (10 тыс. лет), вюрм (валдайское оледенение) (10-20 тыс. лет назад), рисс-вюрмское (микулинское) межледниковье (120-140 тыс. лет назад), рисское (днепровское) оледенение (140-220 тыс. лет назад), меж­ледниковье (220-320 тыс. лет назад) и миндельское (окское) оледенение (320-420 тыс. лет назад). На сегодняшний день это уникальная, единственная в мире скважина, в которой охвачены изотопными данными все три или четыре главные ледниковые эпохи.

Химические компоненты воды — кислород и водород — содержат как обычные «легкие» изотопы ^:jO и Н, так и тяжелые '"О и ²Н или дейтерий (D). Их соотношение определяется испарением и конденса­цией, которые в свою очередь зависят от температуры. Так и состав изотопов выпавшего снега определяется температурным режимом. В Восточной Антарктиде установлено, что понижение относительного содержания ^,;и на 1 %о (единицу на тысячу) в стандартной морской воде равно похолоданию на 1,5° С. Если содержание D уменьшается на 6%о — на 1 °С. Изменения изотопного содержания ¹⁸0 и D соответству­ют изменениям температуры. В последнюю вюрмскую (валдайскую) ледниковую эпоху температура в Антарктиде была на б °С ниже, чем в голоцене (последние 10 тыс. лет). Эти данные подкрепляются изучени­ем содержания во льдах долгоживущего радиоактивного изотопа ^шВе, образующегося только в космической обстановке, содержание которого увеличивается в ледниковые эпохи, но так как поступление ¹⁰Ве из космоса всегда постоянно, то его концентрация во льдах обратно про­порциональна объему выпавшего снега. Следовательно, в ледниковые эпохи в Антарктиде наблюдалось не только общее похолодание, но и уменьшение количества выпавшего снега. Это может показаться пара­доксом, но это действительно так, и только во время потепления кли­мата количество осадков возрастает.

Таким образом, современные методы изучения керна льда при буре­нии скважин в ледяных покровах способны рассказать многое о палео- температурах, содержании парниковых газов С0₂ и СН₄, вклад которых в изменение климата Антарктиды за последние несколько сотен тысяч лет

Id 4,44

может достигать 40-60 %. Большое значение в ледниковые эпохи имела раз­ница температуры атмосферы между низкими и высокими широтами, а также увеличение запыленности атмосферы в ледниковые эпохи, что связывается с общей аридизацией климата, осушением огромных территорий шельфов из-за понижения уровня моря. Вот о чем может рассказать столбик, или керн, льда, полученный с большой глубины в Антарктическом ледяном покрове.

Гренландский покровный ледник, второй по величине на Земле в современную эпоху, занимает площадь 2,2 млн км² при максимальной мощности льда 3400 м и средней — 1500 м. В длину ледник протянулся на 2600 км, имея наибольшую ширину почти 1000 км (рис. 12.8). Почти везде ледник, обладающий неровной, волнистой поверхностью и залегаю­щий в виде линзы, на побережье ограничен горами и зоной, свободной ото льда, до 100 и даже 160 км. Лед, утыкаясь в горы, ищет выхода по долинам, образуя выводные ледники, отдельные из которых достигают океана, и тогда от их краев откалываются айсберги. Оценки свидетель­ствуют о ежегодном рождении 10-15 тыс. больших айсбергов (рис. 12.9), а ледники Гренландии сейчас тают с катастрофической скоростью. Так, ледник Сермак Куджак за 12 месяцев сократился на 12 км².

г Рис. 12.8. Ледниковый покров Гренландии: I — план; И — профиль по линии АВ (из кн. И. Марцинека)

 

Рис. 12.9. Морфолого-динамическая классификация ледниковых покровов: 1 — наземный; 2 — «морской»; 3 — плавучий

 

Крупный покров плавучего льда существует в Арктике, занимая боль­шую часть Северного Ледовитого океана. В последние десятилетия, по данным спутниковых наблюдений, он сокращается на 3 % за 10 лет. Однако лед не только уменьшается по площади, он сокращается и в мощности. Результаты акустического зондирования с подводных ло­док показали, что в глубоководной части Ледовитого океана за 10 лет мощность льда уменьшилась с 3,1 до 1,8 м. За 40 последних лет аркти­ческие плавучие льды потеряли 40 % своего объема. Если процесс бу­дет идти с такой же скоростью, то в ближайшие 80-100 лет плавучий лед исчезнет, уровень океана поднимется на 6-7 м и огромное про­странство Ледовитого океана превратится в накопитель тепла, в то вре­мя как сейчас льды его отражают. Это может повлечь за собой корен­ные изменения климата Земли.

РАЗРУШИТЕЛЬНАЯ (ЭКЗАРАЦИОННАЯ) ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ЛЕДНИКОВ

  Ледники крупных долин в горных областях часто принимают в себя более мелкие… Впаянные в основание ледника разнообразные по величине камни благодаря огромному давлению оставляют на подстилающих…

ТРАНСПОРТНАЯ И АККУМУЛЯТИВНАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ЛЕДНИКОВ

В горно-долинных ледниках обломки пород скатываются со скло­нов ледниковых каров, цирков или трогов в результате выветрива­ния, обвалов и оползней… Выделяются морены движущиеся и отложенные. В горно-долинных ледниках…  

ВОДНО-ЛЕДНИКОВЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ

Благодаря постоянному выносу талых вод формируются ложбины стока, образующие своеобразный рельеф чередования ложбин с широкими днищами и крутыми…   Озы представляют собой протяженные извилистые гряды или валы высотой 20-30 м, сложенные слоистым песчано-галечным или…

Годы

Рис. 12.21. Изменения некоторых параметров приземной атмосферы. 1 — температура; 2 — содержание углекислого газа; 3 — содержание метана. По разным источникам

Годы

Рис. 12.22. Вулкан Эльбрус. Ледник Терскол. Хорошо виден след от положения ледника 150 лет назад (фото Н. В. Короновского)

 

Несомненно, на климатические изменения влияет и океан, огром­ные массы воды которого, циркулируя, переносят как холод, так и тепло. Всего лишь в 3-метровом слое воды в океанах содержится запас тепла, равный теплу всей атмосферы. Океаны, как тепловые машины, перекачивают тепло туда, где его не достает. Особенно важно терми­ческое состояние глубоких уровней океанских вод, когда тяжелые при­донные воды охлаждаются до температуры ниже 5-8 °С, что совпада­ет с периодами похолоданий климата, тогда как образование очень соленых и теплых придонных вод отвечает теплым климатическим периодам. Это состояние резко отличается от современной океанской циркуляции. Собственно эвстатические колебания уровня воды в оке­ане влияют на распределение течений, так же как и перемещение ли­тосферных плит. Однако сами по себе эти явления не могут вызвать глобальных изменений климата. Для этого необходимы более весо­мые причины — астрономические, на которые могут влиять: усили­вать или, наоборот, ослаблять их — перечисленные выше факторы, в том числе эпохи энергичного горообразования, когда большие райо­ны поверхности земного шара поднимались выше снеговой линии и формировались горно-долинные ледники.

Рис. 12.23. Деградация ледника Большой Азау у подножия Эльбруса, Большой Кавказ. Рисунки Г. А. Абиха, сделанные с одной точки: а — 21 октября 1849 г.; б - 1873 г.

 

В заключение следует отметить, что проблема возникновения по­кровных оледенений находится в ряду многих проблем глобального изменения климата, которые в наши дни приобрели особое значение в связи с быстрым техногенным изменением, и не в лучшую сторону, природной среды, в том числе геологической. ¹

Глава 13

ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В КРИОЛИТОЗОНЕ

На рубеже XVIII и XIX вв. в устье р. Лены было найдено хорошо сохранившееся тело мамонта. За последние два века таких находок сделано очень много. Каким же образом так хорошо сохранялись по­гибшие животные в течение тысяч лет? Все дело в том, что тела мамон­тов находились в замороженном состоянии, т. к. были окружены гор­ными породами, температура которых была ниже О °С. Такие породы существуют на земном шаре от 2-4 лет до многих десятков и даже сотен тысяч лет, и поэтому их называют вечной мерзлотой или много- летнемерзлыми. Территория, на которой распространены многолетне- мерзлые породы, носит название криолитозоны.

Криолитозона состоит из мерзлых., морозных и охлажденных по­род. Под мерзлыми понимают такие породы, которые содержат в своем составе лед и характеризуются отрицательными температура­ми. Морозные породы отличаются от мерзлых тем, что в них отсут­ствуют вода и лед. Такие породы чаще всего представлены магмати­ческими и метаморфическими их разновидностями, а также сухими песками и галечниками. Охлажденные породы также имеют темпе­ратуру ниже О °С и насыщены минерализованными солеными вода­ми — криопэгами.

13.1. РАСПРОСТРАНЕНИЕ КРИОЛИТОЗОНЫ

Криолитозона широким кольцом охватывает пространство вокруг Северного Ледовитого океана и занимает в целом около 25 % площади всей суши (рис. 13.1) и 64 % территории России. Многолетнемерзлые породы есть в виде островов и в привершинных участках высокогор­ных хребтов в Альпах, на Кавказе, на Тянь-Шане и Памире, в Гимала­ях и других местах, занимая в общей сложности 3 млн км².

Крупный ареал высокогорной мерзлоты (2 млн км²) охватывает Тянь-Шань, Памир и Гималаи, достигая на юге 27° с. ш. Благодаря суровым зимам в России практически весь самый верхний слой зем­ной коры вне криолитозоны промерзает на глубину до нескольких метров. Летом он оттаивает, а в зимний период снова оказывается промороженным.

so 60 ТО 60 90 ЕО 1« Рис. 13.1. Геокриологическая карта Северного полушария. Криолитозона: 1 — сплошная, 2 — прерывистая, 3 — островная

 

Распространение криолитозоны таково, что в южных районах она располагается отдельными островами среди талых пород. Мерзлые по­роды имеют мощность 10-25 м и залегают в виде линз. Севернее рас­полагается зона несплошных мерзлых пород мощностью до 100 м, в которой много таликов — участков непромерзших пород. Севернее обыч­но криолитозона занимает все пространство, а ее мощность увеличива­ется до 1000-1500 м.

Мощность вечной мерзлоты изменяется в очень широких преде­лах: от нескольких метров по южной окраине ее распространения до 1000-1500 м.

13.2. ПРОИСХОЖДЕНИЕ КРИОЛИТОЗОНЫ

Несомненно, возникновение криолитозоны в Северном полушарии в целом связано с неоднократными оледенениями, охватывавшими в последние 2 млн лет огромные районы. Криолитозона формируется не только в пространстве, но и во времени. Из предыдущей главы 12 изве­стно, что промерзание верхней части земной коры происходило в гео­логической истории не один раз. Но потом породы, конечно, оттаива­ли, местами сохраняя лишь неясные следы былого промерзания.

В пределах России установлено, что примерно 2 млн лет назад, т. е. в позднем плиоцене, криолитозона уже существовала в пределах Ново­сибирских островов, Яно-Индигирской и Колымской низменностей. Но в отдельные моменты последующей геологической истории она исчеза­ла и снова возникала. Возникнув последний раз где-то 650 тыс. лет назад, она уже не исчезала, т. к. один за другим следовали ледниковые эпохи.

Казалось бы, где были более мощные ледники и где они сохранялись дольше всего, там и следует ожидать максимальных мощностей криолитозо­ны. Однако картина получается более сложной. Как раз в тех местах, где находились ледники, мощность криолитозоны меньше, чем в тех местах, где льда не было. Там в условиях суровых зим горные породы промерзали на большую глубину при прочих равных условиях. В реликтовом состоянии вечная мерзлота сейчас находится под дном шельфовых морей северных побережий России, несмотря на спорность существования в их пределах Панарктического ледникового покрова. Если шельфы и не покрывались льдом, то в условиях сильного понижения уровня моря во время последнего оледе­нения они должны были промерзать на большую глубину.

Таким образом, области сплошной «вечной мерзлоты» начали воз­никать еще в позднем плиоцене — 2 млн лет назад, но сплошная крио­литозона, уже не исчезавшая впоследствии, образовалась около 650 тыс. лет назад, т. е. в раннем плейстоцене в пределах севера Сибирской платформы. В равнинных участках материков распространение крио­литозоны связано с широтной зональностью, т. к. солнечная радиация уменьшается к северу, понижаются среднегодовые температуры, уве­личивается альбедо — отражательная способность поверхности Земли вследствие длительного сохранения снежного покрова. Снежное поле отражает до 90 % солнечной радиации, тогда как вспаханное поле — только 7-8 %. В горных районах наблюдается высотная геокриологи­ческая зональность. Возможно, в горах Памира и Гималаев мощность криолитозоны возрастает и до 3 тыс. м.

Мощность криолитозоны зависит от очень многих факторов: широты местности, ландшафта, рельефа, геологического строения, структуры и теплового потока. Например, на Анабарском древнем массиве Сибирс­кой платформы мощность криолитозоны превышает 1000 м, тепловой поток в докембрийских структурах невысокий — 15-25 мВт/м² и очень маленький геотермический градиент. В то же время более молодой, эпи- палеозойской Западно-Сибирской плите, свойственен более высокий теп­ловой поток — до 50 мВт/м² и геотермический градиент до 5 °С на 100 м. Поэтому на тех же широтах мощность криолитозоны в Западной Сиби­ри в 2-3 раза меньше и колеблется от 300 до 400 м.

13.3. СТРОЕНИЕ КРИОЛИТОЗОНЫ

В пределах распространения криолитозоны кровля многолетнемерз- лых пород всегда залегает на некоторой глубине, которая определяется мощностью слоя, оттаивающего летом. Этот слой называется сезонно- талым, он полностью промерзает. В криолитозоне и на таликах зимой образуется сезонно-мерзлый слой, который подстилается немерзлыми, или талыми, породами. Летом этот слой полностью оттаивает.

Глубина промерзания или протаивания имеет важное значение и зависит от количества солнечной радиации, поступающей в данный район летом и зимой. В южных районах Западного Забайкалья протаи- вание летом может достигать 4-6 м, но рядом в зависимости от релье­фа и ландшафта не превышает и 0,5 м. На Крайнем Севере, например на Земле Франца-Иосифа, летом оттаивает всего 10-20 см грунта. В кри­олитозоне всегда находятся участки, где сезонно-талый слой не полно­стью промерзает зимой, и участки, где летом не полностью оттаивает сезонно-мерзлый слой. Оттаивание пород начинается сразу после схо­да снега, и его темп может достигать нескольких десятков сантиметров в месяц. Даже на небольшой, казалось бы однородной в климатическом отношении, площади летнее оттаивание происходит на разную глуби­ну и с различной скоростью. Все зависит от конкретных геолого-гео­морфологических особенностей, экспозиции склона, залесенности и т. д. Слои сезонного оттаивания могут промерзать не только сверху, но и снизу, со стороны многолетнемерзлых пород.

Слой сезонного промерзания и оттаивания чрезвычайно важен для строительства, т. к. именно его мощностью определяются условия, в которых закладываются фундаменты зданий, забиваются сваи и т. д. Поэтому составляются детальные карты сезонно-талых и сезонно-мер- злых пород, в которых происходят фазовые превращения воды, связан­ные с поглощением или выделением тепла. Слой с сезонными измене­ниями теплового состояния пород очень быстро реагирует на любое техногенное вмешательство, при этом могут развиваться негативные процессы, которые потом трудно ликвидировать.

В различных геологических районах строение криолитозоны может отличаться. Местами развиты только мерзлые породы. В других райо­нах, например на древних платформах, где осадочный чехол перекры­вает метаморфический фундамент, первый представлен мерзлыми, а второй морозными породами.

На побережьях морей Ледовитого океана под мерзлыми породами залегают охлажденные породы с криопэгами, и переход между ними постепенный. Верхняя толща мерзлых пород имеет более молодой воз­раст, чем нижняя.

13.4. ТИПЫ ПОДЗЕМНЫХ ЛЬДОВ

Мерзлые породы характеризуются различным содержанием подзем­ного льда, характером его распределения в породах. Конституционный лед содержится в любых многолетнемерзлых породах. Если порода об­ладает высокой влажностью, то вода, замерзая и превращаясь в лед, скрепляет, цементирует ее зерна или их скопления. Такой лед-цемент развит шире всего. Лед, который цементирует дисперсные породы, по­вышает их прочность. Понятие льдистость породы характеризует ко­личество содержащегося в ней льда. Если порода прочная, скальная, то лед заполняет в ней все возможные поры и трещины, которые образо­вались, естественно, до начала промерзания горной породы. Если гли­нистые породы начинают промерзать, то влага, содержащаяся в них, мигрирует к фронту промерзания, где образуются прослои — шлиры льда различной мощности: от нескольких долей сантиметра до 0,5 м. Такие породы характеризуются гораздо большей льдистостью, а шли­ры льда образуют разные криогенные текстуры — сетчатые, слоистые, линзовидные, атакситовые, порфировидные и др. Породы, содержащие шлиры льда, при оттаивании утрачивают повышенную прочность и дают существенную осадку. Льдистость обычно увеличивается в гор­ных породах вверх по разрезу, а с увеличением глубины уменьшается.

Если в мерзлые породы приникает вода из таликов или напорных подмерзлотных вод, то возникают инъекционные льды, мощность кото­рых и длина достигают многих десятков метров.

В краевых участках горно-долинных и покровных ледников при их таянии и отступании отдельные массивы льда засыпаются моренами и обвалами, и тогда возникает погребенный лед, который долго не тает.

Если порода сформировалась до начала промерзания, то в ней воз­никают эпигенетические льды, а если промерзание происходит одновре­менно с образованием породы, то она характеризуется сингенетическим льдом. Различные типы повторно-жильных льдов связаны с этими про­цессами и будут рассмотрены ниже.

Довольно редко, но встречаются пещерные льды, залегающие в глу­боких пещерах, например в Кунгурской ледяной пещере в Приуралье.

13.5. ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ В КРИОЛИТОЗОНЕ

Образование многолетнемерзлых пород, являющихся водоупорами, сильно изменило условия водообмена атмосферных и подземных вод в криолитозоне. Большая часть пресных подземных вод в криолитозоне приурочена к таликам.

Таликами, или талыми зонами, называются толщи талых горных пород, которые развиты на поверхности земли или под водоемами и реками и которые непрерывно существуют более десятка лет. Если талики подстилаются снизу мерзлыми породами, то они называются надмерзлотными, или несквозными, а если талики только обрамляются по бокам мерзлыми породами, как стенками, то они носят название сквозных. Талики также могут быть межмерзлотными и внутримерз- лотными в виде линз «тоннелей», «трубы», ограничены со всех сторон мерзлыми породами.

Подземные воды криолитозоны по отношению к мерзлым породам — криогенным водоупорам — подразделяются на: 1) надмерзлотные; 2) межмерзлотные; 3) внутримерзлотные и 4) подмерзлотные воды.

1. Надмерзлотные подземные воды подразделяются на временные воды деятельного слоя и постоянные воды несквозных таликов.

Временные воды существуют только летом, и глубина их залегания не превышает кровли мерзлых пород. Воды имеют важное значение для процессов солифлюкции, образования курумов, оплывин, пучения пород.

Постоянные воды связаны с несквозными таликами над кровлей мерзлых пород, и они отвечают за образование гидролакколитов, буг­ров пучения, наледей.

2. Межмерзлотные воды обычно располагаются между двумя слоя­ми мерзлых пород, например между голоценовым верхним и реликто­вым, позднемиоценовым, нижним. Эти воды чаще всего динамически не активны.

3. Внутримерзлотные воды, о чем говорит их название, существуют внутри толщи мерзлых пород и находятся в замкнутых объемах, буду­чи приуроченными к таликам в карстующихся известняках.

4. Подмерзлотные воды циркулируют вблизи подошвы мерзлой толщи, обладают положительными температурами, иногда слабо или сильно минерализованы и могут быть напорными и ненапорными, а также контактирующими с мерзлой породой или неконтактирующи- ми, т. е. отделенными слоем талых пород от мерзлых.

13.6. КРИОГЕННЫЕ ФОРМЫ РЕЛЬЕФА

Ландшафты криолитозоны характеризуются особыми, присущими только им формами рельефа, обусловленными процессами многократ­ного промерзания и оттаивания слоя. Именно это обстоятельство при­водит к формированию морозобойных трещин и различных полиго­нальных форм рельефа, пучения, термокарста, курумообразования, течения почвы, грунта, оплывин и т. д. Рассмотрим эти формы крио­генного рельефа.

Морозобойное растрескивание горных пород широко распростра­нено в криолитозоне. Образование трещин в мерзлой породе обязано возникновению напряжений в ней при охлаждении и сжатии. Точно так же образуются трещины столбчатой отдельности в базальтовых ла­вах или трещины в усыхающих такырах. Механизм один и тот же. Отличие в том, что морозобойные трещины могут возникать много­кратно на одном и том же месте. В районах с хорошо выраженным континентальным или морским климатом грунт оказывается разбитым системами перпендикулярных трещин таким образом, что на местнос­ти становится хорошо видна полигональная, четырехугольная или дру­гая структура. Размеры этих полигонов могут быть самыми разными: от нескольких десятков сантиметров до 20-30 см.

Образование морозобойных трещин неизбежно приводит к возник­новению полигонально-жильных структур, или ПЖС, различных типов. Наиболее важными из них представляются повторно-жильные льды — ПЖЛ, шире всего развитые в северных районах криолитозоны (рис. 13.2).

ПЖЛ образуются либо после формирования мерзлых пород, и тог­да они называются эпигенетическими, либо одновременно с ними — сингенетические.

Эпигенетические ПЖЛ возникают в многолетнемерзлых отложе­ниях, выше которых находится деятельный слой (рис. 13.3Л). Возник­шая зимой морозобойная трещина летом, когда деятельный слой отта­ивает, заполняется водой. Образовавшийся зимой лед расширяет трещину, она вновь заполняется водой, и весь процесс зимой повторя­ется. Так будет происходить много раз, и ледяной клин в мерзлых породах будет расширяться, а в деятельном слое лед будет летом таять. Все это ведет к образованию ледяных жил, а ежегодные тонкие слои новообразованного льда позволяют определить, сколько времени росла эта ледяная жила.

Сингенетические ПЖЛ растут одновременно с осадконакоплением песчано-суглинистых и торфяных отложений на аккумулятивных эле­ментах рельефа. Каждый год накапливаются новые осадки, которые подвергаются морозобойному растрескиванию, и ледяная жила как бы

 

Ш¹ ШШ² Ш3³ ШЗ⁴ ЕЕЗ⁵ 0Ш>

| 17 19 | ' |10 |(В5Д00| 11

Рис. 13.2. Строение ледового комплекса Колымской низменности у Дуванского Яра (составлено под руководством Т. Н. Каплиной): 1 — ледяные жилы (повторно- жильные льды); 2 — алевриты с сильными загибами слоев у контактов с ледяными жилами; 3 — то же, без деформаций у контактов; 4-6 — алевриты погребенные (4), покровного слоя (5) и оторфованные (6); 7 — пески; 8 — торф; 9 — вытаявшие ледяные жилы; 10 — остатки древней древесины; 11 — абсолютный возраст отложений по радиоуглероду, год

 

Рис. 13.3. Схема эпигенетического (А) и сингенетического (Б) роста повторно- жильных льдов (по Б. А. Достовалову): I-TV — последовательные стадии роста жил, а -г — ежегодно образующиеся элементарные ледяные жилки, Ah — мощность накап­ливающегося за год слоя при сингенезе, hue — высота и ширина элементарной жилки, т — общая ширина клина

растет вверх, напоминая вложенные друг в друга конусы (рис. 13.35). Сингенетические ПЖЛ обычно самые крупные и мощные, достигают в высоту 60 м, а в ширину 6-8 м.

Если ледяные жилы вытаивают, то освободившееся пространство заполняется различным грунтом, т. е. вторичными образованиями, на­зываемыми псевдоморфозами по повторно-жильным льдам. Особенно широко они развиты там, где в геологическом прошлом существовала криолитозона. Подобные псевдоморфозы развиты в Средней Европе, на Украине, в Монголии, Китае и других местах (рис. 13.4).

 

ж •

Г5Ь

 

Рис. 13.4. Псевдоморфозы по повторно-жильным льдам: 1 — почвенно-растительный слой и гумусированные породы; 2 — тяжелые суглинки; 3 — супеси; 4 — торф;

5 — песок и гравий; 6 — слоистость пород и мелкие сбросы

Таяние крупных повторно-жильных ледяных клиньев приводит к возникновению котловин протаивания, между которыми возвышают­ся конусовидные бугры, называемые байджерахами (рис. 13.5). Это те породы, которые раньше располагались между ледяными клиньями. Высота байджерахов составляет 2-5 м, и если их много, то возникает своеобразный рельеф, похожий на многочисленные термитники.

Кроме ПЖЛ существуют так называемые изначально-грунтовые жилы, возникающие при заполнении трещины водонасыщенным грун­том, который затекает или осыпается со стенок трещины. Образуется как бы жила из породы.

Песчаные жилы образуются точно таким же способом, только в морозобойные трещины попадает песок, развеваемый ветрами в сухом, очень холодном климате. В некоторых случаях формируются песчано- ледяные жилы, которые в Якутии, Западной Сибири проникают глубже деятельного слоя.

 

f-jJ о

J

ш

5-8м

А > л о⁴

 

Рис. 13.5. Образование байджерахов: 1 — повторно-жильные льды, 2 — вытаивание льдов и образование байджерахов в виде земляных конусовидных холмиков

К полигональным формам рельефа криолитозоны относятся, кроме описанных выше, пятна-медальоны, полигонально-валиковые формы рельефа: каменные многоугольники и байджерахи.

Пятна-медальоны обладают размерами от 0,2-0,3 до 1-2 м, разграни­чены морозобойными трещинами и образуют характерную поверхность, напоминающую гигантскую чешую (рис. 13.6). Проникновение морозо- бойных трещин происходит до подошвы деятельного слоя. При начале промерзания, которое быстрее происходит по бокам трещины, в центре структуры создается избыточное давление, и еще талый глинистый или песчано-суглинистый грунт может прорвать тонкую промерзшую повер­хностную корочку деятельного слоя и в виде жидкой массы залить ка­кую-то площадку (рис. 13.7). Образуется пятно из грязи, ограниченное полигональной сеткой трещин (рис. 13.8). Такой процесс может повто­ряться многократно, и по краям пятен-медальонов нередко возникает травянистая растительность. Пятна-медальоны образуют различную мор- фоскульптуру ландшафтов (рис. 13.9). Иногда бордюр и центральная часть находятся на одном уровне; в другом случае бордюр опущен, а центр медальона приподнят; в третьем — бордюр приподнят, а центр — опущен. Все разновидности определяются характером движения разжи­женной грунтовой массы (рис. 13.10).

В деятельном слое происходит морозная сортировка обломочно­го материала, главными факторами которой являются морозное пу­чение и формирование полигональной системы морозобойных тре­щин. Она наиболее эффективна в верхней части деятельного слоя,

Рис. 13.6. Полигональные структуры — каменные многоугольники

IK

Ш1щщшщшщ

© Рис. 13.8. Схема образования грунтовых пятен: 1 — трещина в сезонно-мерзлом слое, 2 — сезонно-мерзлый грунт, 3 — вечномерзлый…     Рис. 13.9. Каменные полосы (а), каменные кольца (б), каменные многоугольники (в)

Глава 14

ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ОКЕАНОВ И МОРЕЙ

Водная оболочка Земли покрывает почти 71 % ее поверхности (362 млн км²), что в 2,5 раза больше площади суши (149 млн км², или 29 %), так что нашу планету можно назвать океанической. Объем вод океанов и морей оценивается в гигантскую цифру 1,4 млрд км³, тогда как вся гидросфера составляет 1,8 млрд км³. Распределение акваторий океанов таково, что в Северном полушарии, считающемся материковым, суша занимает 39,3 %, а океаны — 60,7 %. В южном, океаническом, полуша­рии — соответственно 19,1 и 80,9 %.

Геологическая деятельность океанов и морей осуществляется раз­ными процессами: 1) абразией — разрушением береговых линий вол­нами, приливами, течениями; 2) переносом разнообразного материа­ла, выносимого реками, образующегося за счет вулканизма, эоловой (ветровой) деятельности, разносимого льдом, а также растворенного вещества; 3) аккумуляцией, или отложением, осадков: биогенных, гид­рогенных (эвапоритов, железомарганцевых конкреций), обломочных и космогенных (сферул); 4) преобразованием осадков в породы, или диагенезом и переотложением осадков. Прежде чем рассматривать геологические процессы в океанах и морях, необходимо сказать о свойствах самой водной массы и ее перемещении под действием раз­личных сил.

14.1. СВОЙСТВА ОКЕАНСКОЙ ВОДЫ

Огромная масса воды в океанах на разных широтах и разных глуби­нах отличается по своим свойствам, что придает водной массе рассло- енность, или стратифицированность.

Температура. Вода в океанах прогревается только в поверхностном слое, поэтому лишь 8 % океанских вод теплее +10 °С, а больше 50 % имеют температуру ниже +2,3 °С. Таким образом, океаны в целом хо­лодные (рис. 14.1).

Температура в океанах с увеличением глубины быстро понижается, особенно в поверхностной зоне, мощностью до 200 м, теплый слой воды как бы плавает над более холодной толщей, которая отделяется от вышележащего слоя зоной резкого, скачкообразного изменения тем-

Рис. 14.1. Изменение температур по вертикали в трех океанских бассейнах (по Dietrich, 1963)

 

пературы и плотности, называемой термоклином (рис. 14.2). Верхний теплый слой, подверженный воздействию ветровых волн, называют пе­ремешанным слоем, являющимся основным местом процессов фотосин­теза водорослей. На расстоянии по вертикали 100 м Т уменьшается на 10-12 °С. Различают постоянный и сезонный термоклины.

В поверхностном слое температура изменяется от +30 °С в низких широтах до 0 °С в высоких широтах. Среднегодовая температура воды

Температура, °С Рис. 14.2. Постоянный термоклин. В верхнем перемешанном слое толщиной несколько сот метров может развиваться сезонный термоклин (по В. W. Pipkin et al, 1977)

 

около +17 °С, но она выше в Северном полушарии (+19 °С), чем в южном (+16 °С). На глубинах примерно 4 км Т составляет от О °С до +1 °С, а в придонном слое мощностью 200 м — до -1 °С.

Плотность вод Мирового океана зависит от температуры, соленос­ти и давления, т. е. от глубины. Плотность воды возрастает с глубиной, что определяет стратификацию водной толщи (рис. 14.3). Известно, что при Т = +20 °С плотность пресной воды составляет 1,0 г/см³, а морской воды с соленостью 35 %о — 1,025 г/см³. При Т = +2 °С плот­ность увеличивается до 1,028 г/см³, на глубине 5 тыс. м — 1,050 г/см³, а на глубине 10 тыс. м — 1,077 г/см³ (рис. 14.4). На увеличение плотно­сти влияют повышение солености, понижение температуры и возраста­ние давления. Увеличение плотности воды приводит к ее погружению, что переводит обогащенные кислородом поверхностные воды на более низкий уровень. В Атлантическом океане наименьшая плотность воды наблюдается в районе экватора, а наибольшая — на широтах 60°. Самая высокая плотность океанской воды отмечена вокруг Антарктиды в свя­зи с формированием ледяных полей.

Холодная Легкая теплая Холодная

 

 

Широта Рис. 14.3. а — схематичное изображение распределения плотности в океане. Вода течет и (или) перемешивается вдоль линий постоянной плотности; б — фактическое распределе­ние плотности в Атлантическом океане, приведенное для сравнения (по Pickard, 1975)

 

Соленость Мирового океана — это общее количество растворенного вещества, в основном NaCl. Соленость океанов в среднем 34,69 г/кг, или 34,69 %о промилле (частей на тысячу). 75 % всех вод Мирового океана имеют соленость от 34,5 до 35 %о, но распределяется она нерав­номерно и зависит от количества выпадающих осадков, испарения, бли­зости устьев крупных рек, таяния льдов и т. д. (рис. 14.5, 14.6). В Крас­ном море соленость на севере равняется 41 %о. Повышенной соленостью, до 39 %о, характеризуется Средиземное море в своей восточной котло­вине. На дне Красного моря, где в современных рифтах выходят нагре­тые рассолы, соленость достигает 310 %о. Очень высокой соленостью ха­рактеризуются лагуны и заливы, отшнурованные от моря. В то же время моря, в которые впадает большое количество рек, обладают

14. №4

 

 

Рис. 14.4. Изменение плотности в поверхностных водах океанов с изменением широты

низкой соленостью, особенно вблизи устьев рек. Так, в Каспийском море средняя соленость составляет 12-15 %о, а в северной части 3-5 %о, что обусловлено притоком пресных волжских вод, в заливе Кара- Богаз-Гол соленость равна 164 %о. В Черном море соленость больше — 17-18 %о, зато в Балтийском море соленость воды в поверхностном слое не превышает 3-6 %о.

Рис. 14.6. Изменение солености по вертикали в трех океанских бассейнах (по G. Dietrich, 1963)

 

Давление в океанских водах возрастает на 1 атм на 10 м глубины. Поэтому в наиболее глубоководных районах океанов давление увели­чивается до огромных величин 800-1100 атм.

Химический и газовый состав морской воды. В океанской воде содержатся практически все химические элементы, но только ионы Na и С1 играют решающую роль (рис. 14.7). Преобладают хлориды (89,1 %), сульфаты (10,1 %), и совсем ничтожную долю составляют карбонаты (0,56 %), а соли, находящиеся в растворе, диссоциируют на анионы и катионы. Океанская вода по своему составу отвечает продуктам эмис­сии кислых газов вулканов с образованием гидрохлорноватой, серной, угольной кислот и выщелачивания силикатных пород (MeSi аА1вОс), где Me — Na, К, Mg, Са. Остальное — это нерастворимые окислы Si и А1, т. е. глинистые минералы.

СГ- 19,3 Na+- 10,7 Мд2*- 1,3 SO V 2,7 Са2*- 0,42 К*- 0,38 другие - 0,20

Рис. 14.7. Состав океанской воды на 1 кг (1000 г). Растворенные ионы даны в граммах

 

В течение фанерозоя, т. е. примерно за 600 млн лет, состав воды и ее соленость практически не менялись. Это возможно только в том случае, если приток солей равняется их удалению из воды. СаС0₃ свя­зывается в известковых скелетах организмов, Si — в опалиновых скеле­тах, Me — в новообразованных минералах, S — в сульфидах тяжелых металлов в анаэробных условиях и т. д. В отличие от океанской воды речная вода — это раствор бикарбоната кальция и кремнистой кисло­ты, т. е. если в морской воде основную долю составляют хлориды, то в речной — карбонаты, свидетельствующие о том, что соленость океана не связана с привносом реками солей.

Газы, как и соли, растворены в океанской воде. Главными являются кислород, углекислый газ и азот.

Кислород поступает в воду прежде всего из атмосферы, а также за счет фотосинтеза растений (фитопланктона). Растворимость кислоро­да в воде уменьшается с повышением температуры, чем объясняется его низкое содержание в приэкваториальной зоне. Зато в высоких ши­ротах наблюдается обогащение кислородом холодных вод.

При температуре О °С вода поглощает кислорода и азота в два раза, а углекислого газа — в три раза больше, чем при температуре +30 "С. При средней солености морских вод в 35 %о 1 л воды при давлении 760 мм рт. ст. поглощает кислорода при температуре -2 °С — 8,47 см³, +15 °С - 5,84 см³, а при +30 °С - только 4,50 см³.

Взаимный обмен кислородом между атмосферой и океанскими вода­ми происходит в связи со сменой сезонов, когда летом океан прогревает­ся, избыток кислорода выделяется в атмосферу, а зимой при охлажде­нии океана, кислород поглощается из атмосферы и растворяется в воде. Глубоководные слои в океанах обогащаются холодными, тяжелыми, на­сыщенными кислородом водами, поступающими из высоких широт.

Углекислый газ в океанской воде находится либо в свободном со­стоянии, либо в химически связаном — в карбонатах и бикарбонатах. Содержание С0₂ в воде составляет около 45 см³/л, причем 50 % его приходится на свободный С0₂, а другие 50 % находятся в связанном состоянии. Растворимость С0₂, так же как и О, уменьшается с повышением Т. Поэтому в низких широтах, где растворимость С0₂ в воде уменьшается, углекислота выделяется в атмосферу, в высоких ши­ротах, наоборот, поглощается. Максимальное содержание СО, наблю­дается в холодных придонных водах, которые растворяют известковые раковины планктонных организмов, не достигающих по этой причине океанского дна. Закономерность содержания С0₂ в океанских водах влияет на образование и сохранность карбонатных осадков.

Сероводород присутствует в морской воде только в тех водоемах, где затруднен обмен воды с открытым океаном, например в Черном море.

Рассмотрение основных параметров океанской и морской воды по­казывает, насколько это сложная система, все составляющие которой тесно взаимодействуют между собой. Пожалуй, наиболее важный вы­вод заключается в установлении факта стратификации, т. е. слоистости океанских вод.

Поэтому вертикальный разрез океанских вод характеризуется не­однородностью, наличием слоев с разной соленостью, температурой и плотностью, слабо перемешивающихся между собой. Если температур­ный скачок называется термоклином, то резкое изменение солености — галоклином, а изменение плотности — пикноклином.

Органические частицы, столь широко распространенные во взвеси верхнего водного слоя, благодаря своему объемному весу, близкому к таковому у океанской воды, задерживаются в термоклине и служат пи­щей для зоопланктона и бактерий. С другой стороны, более глубинные и холодные воды, богатые фосфатами, не могут пробиться в верхние слои водной массы океана, т. к. для них препятствием служит хорошо пере­мешанная и теплая вода термоклина. Перечисленные выше свойства морской воды меняются от слоя к слою очень резко, поэтому водные слои могут как бы скользить друг по другу, а вода при этом перемеща­ется на большие расстояния.

14.2. ДИНАМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ МИРОВОГО ОКЕАНА

Вода океанов и морей находится в непрерывном движении. Эта циркуляция в поверхностных и глубинных зонах носит различный ха­рактер и определяется разными факторами.

Поверхностная циркуляция зависит в основном от ветров нижней атмосферы, влияющих на перемещение воды в самом верхнем слое. Характер циркуляции обусловлен перемещением атмосферы и враще­нием Земли (рис. 14.8). Поэтому в средних и низких широтах Северно­го полушария ветры образуют круговорот воды по часовой стрелке, а в Южном — против. Это главные океанские антициклонические круго­вые течения (рис. 14.9), которые не меняются от временного измене­ния направления ветра, т. к. обладают огромной инерцией. Только в северной части Индийского океана течения меняются из-за смены летне­го и зимнего муссонов. Наиболее мощное течение — это циркумполяр­ное, окружающее Антарктиду кольцом и перемещающееся с запада на восток с расходом воды 200 • 10⁶ м³/с, тогда как у других течений эта величина составляет (15-50) ■ 10⁶ м³/с, кроме Гольфстрима: 100 ■ 10⁶ м³/с (рис. 14.10). Круговые течения в океанах особенно сильны и узки по ширине в западной половине круговорота и более расплывчаты в вос­точной. Они служат переносчиком тепла. Нагреваясь около экватора в Северном полушарии, вода переносит тепло далеко на восток, пример тому — Гольфстрим.

Все круговые течения с их асимметрией обусловлены вращением Земли с запада на восток. В 1835 г. Ж. де Кориолис установил влияние вращения Земли на движущуюся жидкость, которое в его честь было названо ускорением Кориолиса (рис. 14.11).

Суть этого влияния заключается в том, что направление вращения Земли в Северном и Южном полушариях имеет различную ориента­цию, если смотреть с Северного и Южного полюсов соответственно. С Северного — против часовой стрелки, с Южного — по часовой. Непод­вижное тело на экваторе вращается со скоростью 1670 км/ч, при длине окружности 40 тыс. км. По направлению к полюсам скорость вращения уменьшается, и на полюсах она равна 0. Поэтому, чтобы выполнить закон сохранения количества движения, необходимо, чтобы частица,

Г

"л I I л

50 с. ш.

Западные ветры

2£^с. ш.

Северо-восточный пассат

г

Юго-восточный пассат

?5 ю. ш.

 

j

v.

Западные ветры

 

.„о

эО ю. ш.

Рис. 14.8. Схематическое изображение ветровой циркуляции в океане. Под действием

ветра поверхностные воды океана движутся в Северном полушарии по часовой стрелке, а в Южном — против часовой стрелки. Возникают два круговорота течений.

Несколько севернее экватора, в зоне встречи северо-восточных и юго-восточных пассатных ветров, между круговоротами проходит разделяющее их противотечение

Рис. 14.9. Главные поверхностные течения Мирового океана

 

А Б Рис. 14.10. Образование Циркум-Антарктического холодного течения благодаря перемещению литосферных плит. Белые стрелки обозначают холодные воды, черные — более теплые. А — 60 млн лет назад; Б — в наши дни

 

 

 

Рис. 14.11. Эффект ускорения Кориолиса. 1 — если вода или воздух перемещаются от экватора к полюсам, то они двигаются быстрее, чем вращающаяся поверхность Земли под ними,

и отклоняются к востоку (вправо — в Северном полушарии, влево — в Южном); 2 — если вода или воздух перемещаются от полюсов к экватору, то они двигаются медленнее, чем вращающаяся поверхность Земли, и отклоняются к западу (вправо — в Северном полушарии, влево — в Южном)

Z[6]----- 1	Bsiepoi
Ч------ 1	■■ r.'-'l 1
	v / У
— у	/ /
_ /
----

Метворопогичеекмй жаатвр ЧЗго ttdcrtwiwt i')<::U'.'. r

пассаты

 

Рис. 14.12. Процессы апвеллинга (описание в тексте). Точка в кружке — ветер, дующий в сторону читателя; косой крест в кружке — ветер, дующий от читателя. А — апвеллинг в открытом океане, обусловленный действием силы Кориолиса; Б — апвеллинг, вызванный ветром; В — перенос вод под действием силы Кориолиса; Г — апвеллинг, вызываемый конфигурацией берега; Д — апвеллинг, обусловленный разницей в плотности вод (по В. W. Pipkin et al, 1977)

 

Глубинная циркуляция отличается от поверхностной тем, что ее движущей силой является разница в плотности вод, обусловленная их охлаждением в высоких широтах, опусканием в придонные глубоко­водные области, а на смену этим холодным водам из низких широт поступают более нагретые воды. Так осуществляется глубинный круго­ворот, а придонные течения со скоростями 1-5 см/с были открыты в 1960 г. Основными поставщиками холодных придонных вод являются районы Северной Атлантики, и особенно Антарктиды (рис. 14.13). Хо­лодные плотные воды, сформировавшиеся вокруг Антарктиды около 15 млн лет назад, составляют почти 60 % всех вод Мирового океана, достигая примерно 45° с. ш. в Тихом и Атлантическом океанах. А само Циркум-Антарктическое течение зародилось в раннем кайнозое при разделении Австралии и Антарктиды и возникновении пролива Дрейка между Южной Америкой и Антарктическим полуостровом. Эти воды бо­гаты кислородом и обладают температурой +2...+3 °С. В их образовании большую роль играют морские льды соленостью не более 30 %о. Следова­тельно, подледная вода становится солонее и плотнее, опускается на дно
и движется в низкие широты. Так как придонные течения следуют вдоль линий равной глубины — изобат, их называют контурными те­чениями и они обычно двигаются вдоль рельефа дна, а не перемещают­ся поперек придонных поднятий.

Рис. 14.13. Распределение течений воды в продольном разрезе Атлантического океана. Холодные арктические и антарктические воды располагаются в глубоких частях океана, 1 — теплая вода; холодные воды: 2 — антарктические, 3 — арктические

 

Описанные выше течения, вызванные разными причинами, места­ми движутся навстречу друг другу, и тогда возникают зоны конверген­ции. Когда же течения как бы расходятся в разные стороны, образуют­ся зоны дивергенции, которые благодаря подъему холодных плотных вод, обогащенных кислородом, в свою очередь, богаты биогенным ве­ществом, что определяет характер осадконакопления в этих зонах. Хо­рошо известен экваториальный апвеллинг, вдоль которого наблюдается высокая биопродуктивность.

Приливы и отливы. Уровень океана в течение суток не остается постоянным. Он периодически то повышается, то понижается. При­ливные силы возникают из-за действия масс Луны и Солнца на части­цы воды в океанах. Луна расположена ближе к Земле, поэтому ее вли­яние на Землю больше, чем Солнца с его неизмеримо большей массой. Двойная система Земля — Луна вращается вокруг оси, находящейся на расстоянии 0,73 радиуса Земли от ее центра. Силы притяжения раз­личных частиц Земли Луной не совсем одинаковые, т. к. частица в точке экватора, обращенной к Луне, притягивается сильнее, чем части­ца, расположенная на противоположной стороне экватора. Следователь­но, приливообразующая сила — это разность сил притяжения Луны или Солнца в любой из точек на поверхности и в ее центре.

Земля вращается вокруг своей оси значительно быстрее, чем Луна вокруг Земли. Поэтому два приливных «горба» движутся по поверхно­сти Земли в направлении, противоположном ее вращению. Это не только вызывает морские приливы, но и приводит к торможению вращения Земли. Так как суммарный момент количества движения в системе Земля — Луна остается неизменным, то Луна должна отдаляться от Земли, что и происходит.

Приливы достигают наибольшей величины в новолуние и полнолу­ние, т. е. когда Земля, Луна и Солнце находятся на одной прямой (рис. 14.14). Это положение называется сизигеем, и при нем воздействия Солнца и Луны на Землю суммируются и возрастают. В то же время, когда Луна находится в первой или последней четверти, т. е. линии Земля — Луна и Земля — Солнце образуют прямой угол, приливы минимальны. Так возникает полумесячное неравенство приливов.

Высота приливов в открытом океане крайне мала, около 1 м, но эти движения охватывают всю водную толщу. Вблизи побережий, в зоне мел­ководного шельфа или в узких заливах, эстуарий рек высота приливов увеличивается, достигая 18 м на северо-восток Канады или в Пенжинской губе (эстуарии) северной части Охотского моря (-13 м), а в Черном море приливно-отливные колебания захватывают всего лишь 10 см.

Движение волн. Океанские и морские волны характеризуются кру­говыми движениями частиц воды, причем верхняя часть круга движет­ся по направлению движения волны, а нижняя — в противоположную (рис. 14.15).

Но каждая частица воды, хотя и движется по орбитам с равными радиусами, но имеет некоторый сдвиг по фазе с небольшим запаздыва­нием по отношению к предыдущей фазе. Поэтому волновой профиль смещается в направлении действия ветра, и скорость этого смещения носит название фазовой скорости волны.

К элементам волны относятся: скорость — С, период — х, длина — L, высота — Н.

Т = L/C или L = С х, а Н определяется величиной энергии, переда­ваемой от ветра воде. Периодом волны называется время, за которое волна проходит расстояние, равное длине волны, ее фронтом — линия, проходящая вдоль гребня волны. В открытом океане при нормальном ветре высота волн бывает от 0,3 до 5 м, а при сильном шторме в 9 баллов — до 15 м. В северной части Тихого океана в 1933 г. наблюда­лась волна высотой в 34 м. Во время иунами — образования волн вслед­ствие землетрясения — высота волны у берега может достигать 30-40 м, а в 1971 г. у островов Рюкю в Японии высота волны цунами достигла фантастической величины 85 м! Большинство океанских волн имеет длину 50-450 м при скорости от 25 до 90 км/ч на глубокой воде.

 

 

Рис. 14.14. Образование приливов в океанах на Земле. Положение приливных выступов при отсутствии (вверху) и наличии (внизу) трения

 

€ 1-я четВерть

3-я vem Sep ть С .i.

Полнолуние €

Лунный прилиВ

"Солнце

Солнечный прилиб НоВолуние «)

Круговые движения частиц воды в волне быстро уменьшаются с глубиной и постепенно сходят на нет на уровне, соответствующем по­ловине длины волны. Таким образом, волновыми движениями затраги­вается только самая поверхностная часть водного слоя, хотя существу­ют плохо изученные внутренние волны в термоклине.

 

[

Рис. 14.15. Элементы волны (I) и ветровая морская волна (II)

Поведение волн в прибрежных районах резко отличается от тако­вого в открытом океане. Как только глубина воды становится меньше четверти длины волны, последняя касается дна и круговые движения частиц воды становятся эллипсоидальными, уплощаясь ко дну, а на самом дне движения осуществляются только назад-вперед и скорость волны у дна резко замедляется. Скорость гребня волны опережает скорость в ее подошве, длина волны уменьшается, но сразу увели­чиваются ее высота и крутизна склона, обращенного к берегу (рис. 14.16). Верхняя часть волны забурунивается и опрокидывается на ее передний склон, который всегда используют любители виндсерфинга, скользя с него, как с горы.

 

 

 

 

В Рис. 14.16. Различные типы обрушения гребня волны: А — ныряющий, Б — стекающий, В — выступающий. Забурунивание показано черным цветом

 

Наконец волна всей тяжестью гребня обрушивается на отмелый берег, таща за собой песок и гальку и формируя широкую полосу пля­жа. Если волна подходит к приглубому берегу, то она всей своей мас­сой ударяет в береговую кромку или обрыв, разрушая его.

Нельзя не упомянуть о таком явлении, как нагон воды при сильных и длительно дующих в сторону суши ветрах в районах низменных побе­режий. При таких процессах вода как бы сдувается с поверхностного слоя и перемещается, создавая подъем уровня. Так, с нагонами связаны наводнения в Санкт-Петербурге, когда ветер дует с запада на восток вдоль Финского залива. В Мексиканском заливе высота нагонных волн достигает 5 м, в Бенгальском — 6, в Северном Каспии — 2-3 м.

Такие колебания уровня воды, охватывающие все море целиком, на­зываются сейшами. Они особенно типичны для внутриматериковых мо­рей, таких как Балтийское, Азовское, Черное. Высота сейш в последнем достигает 60 см.

14.3. РЕЛЬЕФ ОКЕАНСКОГО ДНА

21 декабря 1872 г. в 10 ч. утра начались промеры глубины океана с океанографического экспедиционного судна «Челленджер», плавание которого продолжалось четыре года. Измерения велись канатом с гру­зом, и когда ряд промеров соединили линией, то получили рельеф оке­анского дна. Всего было сделано 500 промеров. В конце 30-х гг. про­шлого века, во время знаменитого дрейфа папанинцев на льдине в районе Северного полюса, измерения глубины Ледовитого океана проводили с помощью лебедки и троса с грузом.

Ситуация резко изменилась с изобретением эхолота (рис. 14.17). В 1925-1927 гг. с его помощью был открыт в Южной Атлантике Сре- динно-Атлантический хребет немецкой экспедицией на «Метеоре». Сотни тысяч промеров, профилей и т. д., сделанных со времени начала применения эхолота, позволили в 1963 г. Б. Хизену и М. Тарп соста­вить подробную карту рельефа Мирового океана.

Распределение площадей по высотным уровням земного шара дает гипсографическая кривая, из которой следует, что средняя высота суши всего 840 м, тогда как средняя глубина океана 3800 м. Из этой же кривой следует, что почти 21 % поверхности Земли занят сушей с высотами меньше 1000 м, а в океанах 53,5 % площади — это глубины от 3 тыс. до 6 тыс. м. Средний уровень рельефа континентов находится на 4600 м выше среднего уровня рельефа дна океанов, что отражает осо­бенности строения континентальной коры (рис. 14.18).

К основным формам рельефа океанского дна относятся: 1) средин- но-океанские хребты, 2) континентальные окраины и 3) глубоковод­ные, или абиссальные, котловины.

Срединно-океанские хребты (СОХ) имеют общую протяженность до 60 тыс. км, прослеживаются во всех океанах и обладают средней глубиной

2». ЧК4

около 2,5 км. Как правило, они располагаются в середине океанов, за ис­ключением Тихого, где хребет смещен к его восточной окраине (рис. 14.19).

Рис. 14.17. Принцип действия эхолота. Звуковой сигнал отражается от дна и прини­мается на корабле. Зная скорость звука в воде и разделив время прохождения звукового сигнала на 2, получаем глубину океана

 

 

Площадь поверхности Земли. 106 км' Процент поверхиол* Рис. 14.18. Распределение площадей по высотным уровням. Гипсографическая кривая поверхности Земли, построенная по гистограмме частоты встречаемости (слева), показывает долю (в %) поверхности, лежащей выше или ниже любого уровня (по W. A. Anikuchine, R. W. Sternberg, 1973)

Рис. 14.19. Обзорные профили рельефа срединно-океанических хребтов Мирового океана

 

Хребты представляют собой хорошо выраженное пологое сводовое поднятие, возвышающееся над дном глубоководных котловин в среднем на 2 км, имеющее ширину до 1000 км. Обе стороны хребта симметричны и обладают умеренно расчлененным рельефом. Осадочный покров появ­ляется только на флангах хребта, и его мощность постепенно увеличива­ется в стороны от гребня. По простиранию рельеф хребтов может изме­няться, Восточно-Тихоокеанский хребет отличается от всех остальных своей шириной — до 4 тыс. км — и высотой 2-4 км над дном абиссаль­ных котловин, а кроме того, вдоль его оси отсутствует ярко выраженная у других хребтов щель, так называемая рифтовая долина. Например, в Срединно-Атлантическом хребте рифт выражен глубоким, в 1-2 км, ущельем шириной 20-40 км, впервые открытым Б. Хизеном из Ламонт- ской обсерватории США. Внутри главного рифта находится более уз­кий, всего в несколько километров рифт, в котором наблюдается холми­стый рельеф, образованный недавно излившимися лавами — базальтами. В редких местах, как, например, в Исландии, рифтовый хребет выходит на поверхность и его можно изучать обычными геологическими метода­ми. На дне узкого внутреннего рифта наблюдаются открытые молодые трещины — гьяры.

Еще одной замечательной особенностью срединно-океанических хребтов является огромное количество параллельных разломов, пере­секающих хребет перпендикулярно его оси и смещающих осевую риф- товую долину (рис. 14.20-14.22). Такие разломы называются транс­формными и нередко представляют собой глубокие ущелья с уступами, крутыми склонами, пересекающими не только сами хребты, но и дно прилегающих глубоководных котловин (рис. 14.22). Длина разломов достигает 3500 км, а амплитуда вертикального смещения — от несколь­ких сот метров до 4 км. Величина горизонтального смещения превыша­ет 3800-4000 км, за счет чего хребет изгибается наподобие буквы S.

20 10 0 км 10 2D 30 Рис. 14.20. Характерные профили рельефа рифтовой зоны срединно-океанических хребтов с различными скоростями спрединга. Неовулканическая зона ограничена символами V, а зона трещиноватости — F, отметки ГТТ определяют зону границы плиты.

 

Осевые зоны срединно-океанических хребтов обладают повышенной сейсмичностью, неглубоким расположением очагов землетрясений, а в трансформных разломах сейсмически активным оказывается отрезок меж­ду двумя смещенными участками рифтовой долины хребта (рис. 14.23).

 

 

Рис. 14.21. Общий профиль Срединно-Атлантического хребта. Точками показаны осадки

 

J_____ I____ I

VHM

I_____ I____ I_____ U

Рис. 14.22. Типичные профили осевой части рифтовой зоны. I — Атлантический хребет на 37° с. ш. (скорость раздвижения 2 см/год); II — Галапагосский рифт на 86° з. д. (7 см/год); III — Восточно-Тихоокеанское поднятие на 3°30 ю. ш. (15 см/год) (В. М. Литвин, 1987)

 

Рис. 14.23. Трансформный разлом. 1 — рифтовая долина, 2 — трансформный разлом, 3 — эпицентры землетрясений, 4 — направление перемещения масс

Глубоководные котловины расположены между континентальны­ми окраинами и срединно-океаническими хребтами и подразделяются на три типа: 1) плоские и слабохолмистые равнины; 2) подводные воз­вышенности; 3) подводные одиночные горы и группы гор.

1. Плоские абиссальные равнины в глубоководных котловинах встречаются во многих океанах, они обладают очень ровным дном, шириной до 2 тыс. км, иногда со слабым уклоном, не превышающим 1 м, на сформированной за счет выноса материала с суши.

2. Котловины с подводными возвышенностями или холмами широко распространены в Тихом океане, где занимают до 85 % его площади, хотя встречаются и в других океанах. Дно таких котловин покрыто овальными холмами высотой до 1 км и диаметром 10-50 км, частично погребенными под осадочным чехлом. Холмы часто распола­гаются группами и реже поодиночке.

3. Подводные горы представлены, как правило, вулканами и распо­лагаются либо поодиночке, либо группами, обладают типичной для вулканов конусовидной формой. Основания вулканов погребены под осадочными толщами. Если вулканов много, они могут сливаться в протяженные хребты, как, например, Гавайский или Имераторский хребты в Тихом океане. Вулканические горы, поднимаясь выше уровня моря, постепенно разрушаются абразией, и на них формируется плато. В дальнейшем в связи с опусканием океанического дна они оказываются под поверхностью воды (рис. 14.24). Такие плосковершинные горы — гайоты были открыты в 1940 г. Хессом и особенно распространены в северо-западной части Тихого океана.

Континентальные окраины подразделяются на два главных типа. Один из них — это окраины атлантического типа, или пассивные, ок­раины, второй — окраины тихоокеанского типа, или активные. Разделе­ние на атлантический и тихоокеанский типы было предложено еще Э. Зюссом в 1883 г. Окраины первого типа — это непрерывно, с момен­та образования, погружающиеся края континентов, на которых накопи­лась мощная толща осадочных отложений, в основном за счет матери­ала, сносимого с суши. Вулканизм и сейсмичность отсутстсвуют.

Окраины второго типа характеризуются наличием расчлененного рельефа, присутствием глубоководных желобов, островных дуг с ак­тивным вулканизмом и высокой сейсмичностью, иногда окраинных морей, высокой тектонической активностью и присутствием наклонен­ной от глубоководного желоба под континент зоны гипоцентров (оча­гов) землетрясений до глубины 700 км.

Из вышеизложенного четко видна разница между двумя типами кон­тинентальных окраин. Одна действительно лишь пассивно опускается, вторая испытывает активные тектонические движения и вулканизм.

Рис. 14.24. Образование гайота. I — вулканический остров; II — срезание морской абразией вершины острова; III — опускание океанского дна

 

Окраины атлантического типа (пассивные) образовались в результате раскола древнего материка, расхождения в стороны его по­ловин и погружения отдельных краевых блоков континента ввиду ох­лаждения океанской коры, а накапливающиеся толщи осадков своим весом способствуют еще большему погружению (рис. 14.25). В морфо­логии таких окраин выделяется шельф, непосредственно примыкаю­щий к суше и представляющий собой очень мелкое (до 200 м) дно океана или моря (рис. 14.26). Ширина шельфа, как, например, в Северном Ледовитом океане, может достигать и более 1000 км. Иногда глубина так называемого высокого шельфа достигает 300-500 м. Внешняя гра­ница шельфа очерчена четким перегибом рельефа дна, или бровкой шель­фа (рис. 14.27). Во время ледниковых эпох большие участки мелковод­ного шельфа были сушей, и сейчас на шельфе прослеживаются древние долины рек, террасы, погребенные бары и другие формы рельефа. В районах недавних материковых оледенений на шельфе имеются мо­ренные гряды, а рядом с ними большие песчаные равнины — зандры (см. гл. 12). На Западно-Африканском шельфе во время низкого уров­ня океана в последнюю ледниковую эпоху реки глубоко врезались в шельф, вырабатывая долины, по которым материал выносился за пре­делы шельфа, иногда образуя дельтовые конусы.

Рис. 14.25. Пассивная континентальная окраина: 1 — суша, 2 — океан, 3 — шельф, 4 — континентальный склон, 5 — континентальное поднятие, 6 — морские осадки, 7 — континентальные осадки, 8 — базальты, 9 — каменная соль, 10 — рифтовый массив, 11 — направление смещения блоков, 12 — листрические сбросы, 13 — континентальная кора

 

От бровки шельфа начинается континентальный склон, представ­ляющий собой участок морского дна, обладающий наклоном до 7-8° и даже 10-15°, относительно неширокий и прослеживающийся до днищ глубоководных котловин, т. е. 3-5 тыс. м. Выполаживающаяся ниж­няя часть склона называется подножием континентального склона. Не­редко континентальный склон изрезан глубокими, до 1 км, каньона­ми, выработанными против устьев крупных рек, впадающих в океан. Другие каньоны — это результат донной эрозии мутьевыми потоками, периодически сходящими наподобие лавин со склонов и благодаря большей плотности прорезающими осадочные породы континенталь­ного склона.

Значительная мощность (до 10-15 км) осадочных отложений на пассивных окраинах, кроме обильного выноса материала с суши, связа­на еще с явлениями оползания и мутьевыми потоками.

Окраины тихоокеанского типа (активные) распространены пре­имущественно по периферии Тихого океана, в восточной части Индий­ского океана и характеризуются прежде всего сильно расчлененным рельефом (рис. 14.28). Если провести профиль в широтном направле­нии в западной части Тихого океана, через Японию, то начиная с ров­ного глубоководного ложа океана через небольшой вал мы пересекаем

Рис. 14.26. Профили рельефа атлантических континентальных окраин Северной и Южной Америк (В. М. Литвин, 1987)

 

глубоководный желоб, наиболее глубокую структуру всех океанов глу­биной от 7 до 11 км (рис. 14.29). Самая большая глубина, измеренная с корабля «Витязь» в Марианском желобе, составляет 11022 м и в желобе Тонга — 10 800 м. Желоба обладают асимметричной структурой с бо­лее пологим и низким океаническим бортом и крутым и высоким — у островной дуги или континентальной окраины. В желобах иногда на­блюдается узкое горизонтальное днище, а внутренний склон осложня­ется уступами.

Рис. 14.27. Типичные профили рельефа континентального шельфа (В. М. Литвин, 1987). Шельф: I — гляциальный (1 — прибрежное мелководье; 2 — продольный желоб; 3 — банка внешнего шельфа; 4 — внешняя часть шельфа), И — нормальный (зоны: 1 — прибрежная, 2 — средняя, 3 — внешняя), III — с коралловыми постройками (1 — поверхность шельфа; 2 — коралловые рифы)

Далее в сторону континента активные окраины обладают рельефом двух типов. В одном из них за желобом, имеющим в плане дугообраз­ную форму, выпуклую в сторону океана, располагается островная дуга, усеянная действующими вулканами и обладающая расчлененным го­ристым рельефом. Хорошо известны такие островные дуги, как Але­утская, Курильская, Японская, Марианская, Антильская, Зондская и др. За островной дугой располагается так называемое окраинное море, отделяющее островную дугу от континента. Примерами таких морей являются: Берингово, Охотское, Японское, Филиппинское, Коралло­вое, Южно-Фиджийское и др., находящиеся на западе Пацифики. Глу-

@©

v у- /

' / 4 s ,' / ^^—r - -ч ' ч Г- V 4 V-ч- ' А > 4 * /

г

 

Рис. 14.28. Активная континентальная окраина: 1 — континентальная кора, 2 — океаническая кора, 3 — литосфера, 4 — астеносфера, 5 — аккреционный клин, 6 — островная дуга, 7 — окраинное море, 8 — первичный магматический очаг, 9 — суша континента, 10 — глубоководный желоб

 

Рис. 14.29. Профили рельефа переходных зон северо-западной части Тихого океана

(В. М. Литвин, 1987)

бина окраинных морей может достигать 3 км, и все особенности их строения свидетельствуют о том, что они образовались в условиях тектонического растяжения.

Второй тип представлен активными окраинами без окраинных мо­рей. На востоке Тихого океана, вблизи Центральной и Южной Америк, находятся глубоководные желоба, и сразу же за ними на окраине конти­нента поднимаются горные хребты с действующими вулканами. Таковы Анды, простирающиеся вдоль западного края Южной Америки. В этих случаях окраинные моря отсутствуют. Помимо вулканизма, активные континентальные окраины характеризуются высокой сейсмичностью, вызванной уходящей наклонно в сторону континента так называемой сейсмофокальной зоной Беньофа, достигающей глубин 600-700 км. На­личие такой зоны не случайно и связано, как мы увидим в дальнейшем, с погружением — субдукцией океанической коры под континентальную.

Рельеф дна Мирового океана очень ярко отражает особенности его геологического строения и развития. Ни один элемент рельефа не яв­ляется случайным и полностью вписывается в современную геологи­ческую теорию — тектонику литосферных плит.

14.4. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ВОЛН

Волны, воздействуя на берега, с одной стороны, разрушают их, а с другой — способствуют аккумуляции материала, формируя широкие и протяженные пляжи.

Если волна подходит к обрывистому берегу и пляжи отсутствуют или они очень узкие, то она всей своей массой обрушивается на берег, разрушая его. На берег в этом случае воздействует ряд факторов: 1) удар многотонной массы воды, содержащей песок, гальку и даже валуны; 2) сжатие воздуха в порах и полостях породы, который разрыва­ет их подобно взрывчатому веществу. Сила удара крупных волн достигает десятков тонн на квадратный метр, что способно разрушить прочные породы и бетонные сооружения набережных, пристаней, молов. Мно­гократные удары волн в конце концов выбивают нишу в основании крутого берега, называемую волноприбойной. Когда ниша становится слишком глубокой, нависшие над ней части крутого склона обрушива­ются, обломки раздробляются волнами и превращаются в гальку и пе­сок. В то же время начинает формироваться новая волноприбойная ниша и берег отступает (рис. 14.30).

Крутой, почти отвесный берег называется тифом. Вместо отступаю­щего обрыва формируется наклоненная к морю подводная абразионная терраса, или бенч, состоящая из коренных скальных пород, иногда по­крытых тонким слоем гальки и песка. Но основная масса разрушенного

 

Рис. 14.30. Схема развития и основные элементы абразионного берега: а. Образова­ние волноприбойной ниши: I, II, III — стадии отступания берега; 1 — клиф; 2 — волноприбойная ниша; 3 — пляж; 4 — бенч; 5 — прислоненная подводная аккумуля­тивная терраса. 6. Спрямление береговой линии волновой эрозией. А — до спрямле­ния: 1 — суша, 2 — залив, 3 — море. Б — начальная стадия спрямления: 4 — песча­ный пляж в заливе, 5 — обрывы. В — конечная стадия спрямления: 6 — песчаный пляж; 7 — береговые обрывы (клифы); 8 — скалы в море

ft

материала уносится водой глубже подводной абразионной террасы, образуя подводные аккумулятивные террасы. Скорость абразии клифа может колебаться от нескольких сантиметров до нескольких метров в год, в зависимости от прочности горных пород.

Помимо разрущительного действия, волны обладают возможностью аккумуляции осадков, образования пляжей. Набегающая волна несет с собой гальку и песок, которые остаются на берегу при отступании вол­ны. Волна разрушается при глубине прибрежного дна в 1,5 раза больше высоты волны, и скорость набегания волны в этот момент резко возра­стает (рис. 14.31).

Рис. 14.31. Строение пляжа: 1 — верхний пляж; 2 — нижний пляж; 3 — береговой вал; 4 — подводный бар. Летом пляж расширяется, зимой сокращается

 

В момент приближения к отмелому берегу форма волны, например зыби, т. е. волн, движение при которых исчезает на небольшой глубине, имеет ребра, наклон которых, будучи симметричен по отношению к вертикали, образует угол 120°. Когда волна находится вблизи берега, плоскость симметрии волны или гребня волны наклоняется к берегу и тогда скорость частиц на гребне волны на 75-90 % больше скорости частиц во впадине волны. Естественно, высота волны при этом как бы растет, а ее гребень обрушивается, причем обрушение происходит в виде ныряющего, стекающего или выступающего типов (см. рис. 14.16).

Обрушение гребня волны начинается, когда глубина достигает зна­чения, превышающего примерно на 50 % локальную высоту волны. Исходя из формы волны в открытом океане, можно предсказывать ха­рактер обрушения на пляжи, что имеет важное практическое значение.

Короткие и высокие волны, набегая на отмелый берег, забурунива- ются на глубинах в несколько метров, откладывая песчаный материал под водой в виде подводного песчаного вала, который, разрушаясь, со временем может примкнуть к пляжу. Подводные валы хорошо марки­руются разбивающимися над ними волнами.

Иногда подводный аккумулятивный вал, вырастая, выступает из воды, протягиваясь параллельно берегу иногда на десятки километров. Такие валы называются барами. Классическим примером протяженно­го на 200 км бара является Арабатская стрелка у Восточного побережья Крыма, отделяющая Азовское море от Сивашского залива.

Бары отшнуровывают от океана пространство воды, называемое ла­гуной. Знаменитый курорт Майами-Бич выстроен на песчаном баре, за которым находятся лагуна и собственно побережье Флориды. Около 10 % протяженности всех побережий Мирового океана относится к лагунному типу.

Если волны низкие и длинные, то, набегая на берег и неся с собой песок и гальку, они формируют пляж или, точнее, нижний пляж, у которого хорошо выражены верхний уступ и фас пляжа. В зимнее вре­мя, когда часто штормит, а высота волн увеличивается, образуется вер­хний пляж с несколькими уступами, или бермами, и подводный вал при этом перемещается ближе к берегу, а летом, при более спокойном океане и невысоких волнах, подводный вал отступает мористее. Со стороны моря берма ограничена четким уступом, который называется гребнем бермы. Это линия наивысшего заплеска волн при нормальном волнении 3-4 балла.

Пляжи бывают не только песчаные, они могут быть образованы галечниками, валунами, раздробленным ракушняком, известковым био­генным материалом, как, например, на пляжах тропической зоны. Пес­ки на пляжах, особенно на фасах, как правило, хорошо отсортированы, на бермах — хуже. В отложениях пляжа развита почти горизонтальная слоистость, а в барах и подводных валах — косая слоистость.

Поведение песка и гальки на пляже определяется характером набега­ния волны. Если волны идут перпендикулярно берегу, то песок движется вверх и вниз по одной линии, при этом за зоной прибоя возникают вдоль- береговые течения, которые возвращаются в океан в виде узкой полосы — сулоя — быстротекущей (2 м/с) воды, затихающей за прибойной зоной (рис. 14.32). Там, где сулой встречается с волнами за зоной прибоя, проис­ходит забурунивание волн, поэтому такие участки хорошо видны. Пловцу, по неопытности попавшему в сулой, не имеет смысла, напрягая все силы, плыть против течения. Надо либо пересечь сулой поперек, т. к. он неширок, либо отплыть с ним дальше в море до места, где он затихает, и плыть к берегу уже вне потока сулоя.

Разрывные течения (сулой) переносят материал от берега в море, а волны — либо к берегу, либо от него. Если волна невысокая и пологая, то песок перемещается в сторону берега, потому что он перемещается в нижнем слое воды, а крутые волны, наоборот, транспортируют песок от берега.

,<Х / Ч

ч 1 /

Г Олив ИЗ н / зона ■

4%____ a* i

 

Рис. 14.32. Образование разрывного течения (сулоя) при наличии вдольбереговых течений

 

Если волны косо подходят к берегу, то и забурунивание волн проис­ходит последовательно, также в косом направлении, а вдольбереговые течения направлены в сторону движения волн, в то время как сулой перекрывает это течение, параллельное берегу (рис. 14.33). Вдольберего­вые течения переносят во взвешенном состоянии много материала перед зоной прибоя. Кроме того, песок и галька перемещаются по пляжу по некоторым кривым, т. к. волна набегает косо к берегу. С каждой новой волной частицы песка смещаются по пляжу все дальше и дальше. Круп­ные гальки и валуны перемещаются на меньшее расстояние по сравне­нию с мелкими гальками и песком. Наблюдения за окрашенной галькой на черноморском пляже показали, что при слабом волнении 3 балла вся галька перемещается на 17-20 м за час, а отдельные гальки — до 43 м/час. Самая высокая скорость перемещения материала вдоль пляжа происхо­дит, когда волна подходит к берегу под углом 45°.

Уровень воды вдоль пляжа не остается постоянным, а под влияни­ем волн либо повышается (волновой нагон), либо понижается (волно­вой сгон), и разрывные течения компенсируют эти неровности уровня.

Более сложная картина формирования аккумулятивных форм на­блюдается в случае с изрезанным рельефом берега (рис. 14.34). Если у берега имеются заливы, эстуарии, то постепенно их устьевые части перегораживаются песчаным валом, как дамбой, и образуется пересыпь, хорошо известная нам по одесскому побережью. Она возникает пото­му, что при косом набегании волны у излома берега, как бы в зоне его «тени», начинает накапливаться песок, образуя косу, которая, удлиня­ясь, соединяется с другим берегом залива. Такой же процесс происхо-

Рис. 14.33. Перенос песка вдоль пляжа и перемещение взвешенного материала в воде вдоль берега в зоне прибоя. 1 — берег; 2 — пляж; 3 — перемещение песка вдоль пляжа; 4 — перенос в воде взвешенного песка; 5 — зона прибоя; 6 — волны

 

дит, если недалеко от берега находится остров. Волны, огибая остров, заставляют часть пляжа как бы вырастать в сторону острова, и, когда песчаная коса соединится с островом, образуется перемычка, перейма, или томболо (рис. 14.35). Нередко песчаные косы выдвигаются далеко в море. Такими примерами могут быть Аграханская коса (45 км) в Каспийском море к северу от Махачкалы или Тендровая коса в Черном море длиной до 100 км. Чтобы предотвратить размыв пляжа его укреп­ляют бетонными плитами (рис. 14.36).

Придонные течения являются мощным фактором эрозии и переот­ложения осадков в глубоководных котловинах, что приводит к неполноте геологической летописи осадков и выпадению из разряда горизонтов отложений. Благодаря успехам океанологии была установлена скорость придонных течений, достигающая почти 0,5 м/с, тогда как обычная скорость глубинных течений не превышает 2 см/с. Придонные течения связаны с перемещением холодных плотных вод, которые подчиняются рельефу океанского дна и, подвергаясь воздействию ускорения Корио­лиса, естественно, отклоняются в своем движении и смещаются, напри­мер, в Северном полушарии к западу, если они текут с севера на юг. Так как придонные течения следуют изгибам рельефа, т. е. перемеща­ются вдоль изобат, они называются контурными, а связанные с ними осадки — контуритами.

Перенос взвеси осуществляется двумя главными способами. Количе­ство взвеси начинает увеличиваться примерно в 1,5 км над дном, а на уровнях 50-200 м от дна ее количество увеличивается во много раз. Непосредственно над дном в пределах нескольких сантиметров песчаная фракция передвигается сильными течениями с высокими скоростями.

SI.ЧК4

Рис. 14.34. Преломление волн у берега, изрезанного бухтами. Черные стрелки показывают концентрацию волновой энергии на выступах берега. 1 — суша; 2 — обрывистый берег; 3 — пляж; 4 — волны

 

Ш

DPr

Рис. 14.35. Формирование томболо — перемычки между берегом и островом.

1 — пляж; 2 — перемещение песка на пляже; 3 — остров; 4 — томболо; 5 — волны

В другом случае наблюдаются «облака» очень тонкой взвеси, на­званные нефелоидными слоями (облаками взвеси). Они поднимаются над дном на несколько сот метров и медленно передвигаются течения­ми. Концентрации частиц в нефелоидных слоях составляют в среднем 50-100 мгк/л, и частицы удерживаются в них в течение недель и меся­цев. Оседая на дно, они могут быть снова взмучены придонными тече­ниями.

3 — бетонные блоки, 4 — направление действия волн. Стрелки указывают направле­ние перемещения материала на пляже

 

Придонные течения вызывают образование знаков ряби, шлейфов, борозд размыва, которые раньше считали индикаторами мелководья (рис. 14.37). Эти формы донного рельефа образуются при сравнитель­но медленных течениях. Если скорость увеличивается, то возникают более масштабные формы рельефа — гигантские знаки ряби и волны, асимметричные в поперечном сечении, как пустынные барханы. Сторо­на, обращенная к направлению течения, более пологая, а против — более крутая. Даже небольшие скорости заставляют перемещаться не­консолидированные песчаные или илистые отложения.

В океанах известны крупные аккумулятивные формы рельефа в виде волн осадков и песчаных валов, высота которых достигает 100 м. Напри­мер, в экваториальной части Тихого океана находятся поля высоких песча­ных волн наподобие дюн. В Северной Атлантике, южнее Исландии, выяв­лены протяженные, до нескольких сот км, осадочные валы: Бьерн, Хаттон, Фени и др., располагающиеся параллельно придонным течениям. Такие валы формируются между струями придонных течений, двигающихся в противоположных направлениях.

При этом максимальная концентрация взвеси приходится между двумя стру­ями течений, и там же наблюдаются минимальные скорости течений, при кото­рых взвесь может осаждаться, образуя вал высотой в десятки метров.

14.5. ЭВСТАТИЧЕСКИЕ КОЛЕБАНИЯ УРОВНЯ ОКЕАНА

Рис. 14.37. Знаки ряби и образование иероглифов. 1 — осциляционное движение воды, знаки ряби симметричные; 2 — однонаправленное быстрое движение воды, знаки ряби асимметричные; 3-4 — образование иероглифов. Формирование углубле­ний за счет вращения более крупных обломков или песчинок: А — план, Б — попе­речный разрез; 4 — иероглифы в перевернутом пласте песчаника, подошва пласта — сверху. Черные стрелки указывают направление движения воды

Уровень океана в настоящее время медленно повышается. Подъем его начался около 15 тыс. лет назад, что было связано с усиленным таянием Скандинавского и Канадского ледниковых покровов. За это время уровень океана повысился на 130 м, перекрыв те участки суши, которые в настоящее время являются шельфом. В геологическом прошлом, как сейчас установлено, уровень океана также изменялся, то понижаясь, то повышаясь. П. Р. Вейл и др. разработали метод определения колебаний уровня океана, основанный на изучении сейсмопрофилей на пассивных окраинах. Когда уровень океана понижается, на шельфе происходит эро­зия, а когда повышается — осадочные отложения перекрывают шельф, распространяясь в более мелководные участки. В разрезе осадочных толщ возникают перерывы, анализ которых на сейсмопрофилях и позволяет восстанавливать колебания уровня океана в геологическом прошлом. Поскольку объем воды в океанах за фанерозойское время, т. е. за 575 млн лет, оставался практически неизменным, такие колебания уровня океана называются эвстатическими, т. е. колебаниями собственно уров­ня океанской воды. Первая кривая эвстатических колебаний уровня оке­ана за последние 200 млн лет была построена П. Р. Вейлом в 1977 г. Самый высокий уровень океана — 350 м — был в позднем мелу, а самый низкий — 250-350 м — в олигоцене, 29 млн лет назад, когда сформиро­вался Антарктический ледниковый щит, отняв воду из океанов (рис. 14.38). Повышение уровня океана в позднем мелу было связано с ростом срединно-океанических хребтов. Изменение емкости океанических и мор­ских впадин является одной из главных причин колебаний уровня оке­ана в геологическом прошлом.

Рис. 14.38. Изменение уровня океана для последних 65 млн лет и распределение несогласий (главных и второстепенных) в зависимости от изменений уровня (по П. Р. Вейлу). Шкала изменений уровня — в относительных единицах, циклы перерывов третьего порядка показаны штриховой линией

Важное значение, имеют и гляциоэвстатические регрессии. Во вре­мя таяния последнего позднеплейстоценового ледника, начавшегося 17 тыс. лет назад, уровень океана за 10 тыс. лет повысился с отметки 100 м почти до современного, а начиная с 6 тыс. лет назад до наших дней уровень повышался со скоростью 1-4 м за тысячи лет (рис. 14.39). Уровень океана может меняться в результате изменения температуры, солености и плотности воды. Например, глобальное повышение темпе­ратуры воды в приповерхностном слое на 4 °С вызовет подъем уровня океана за счет термического расширения на 1 м. Колебания плотности воды изменяют уровень океана не более чем на 10 м.

-100

Рис. 14.39. Изменение уровня моря за последние 40 тыс. лет (по Дж. Д. Хэнсому, 1988)

 

Изучение эвстатических колебаний имеет большое практические значение, т. к. нефтеносные отложения формировались во время вы­сокого стояния уровня океана, когда на обширных мелководьях на­капливались осадки, богатые органическим веществом за счет план­ктона.

В настоящее время благодаря большому количеству водомерных постов на побережьях Мирового океана установлено, что за последние 300 лет наблю­дались колебания уровня океана на 3-4 см каждые 33 года на фоне неуклон­ного повышения поверхности океана на 1 мм/год. Постепенно темп повыше­ния возрастал, достигнув 3 мм/год в период с 1924 по 1948 г., а после некоторого спада опять резко возрос и составляет в среднем 1,5-2 мм/год, что соответ­ствует увеличению водной массы океана, по данным Р. К. Клиге, на 543 км³ ежегодно. Этот процесс тесно связан с современным потеплением климата.

14.6. ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ В ОКЕАНАХ

В океанах и морях накапливаются исключительно разнообразные осадки, роль которых в формировании земной коры во все времена была чрезвычайно велика. Масса осадочного материала — около 3 млрд т — ежегодно поступает в океаны. Из этой массы 85-90 % выносится реч­ными системами, 7 % — льдами, 1 % — эоловыми процессами — пыле­выми бурями, 1-2 % дает подземный сток. При этом 80 % вещества представлено твердыми частицами разного размера и 20 % представля­ют собой растворенные вещества.

Роль биогенного осадконакопления еще совсем недавно явно не­дооценивалась. Сейчас установлено, что из всей массы осадков 50-65 % приходится на биогенный материал и ежегодно накаплива­ется -350 млрд т в пересчете на сухое вещество. Материал, растворен­ный в океанических водах, усваивается биосом, который фильтрует океанские воды. Всего полгода требуется для того, чтобы биос про­фильтровал через себя всю воду Мирового океана.

Накопление осадков в океанах контролируется разнообразными факторами, к которым относятся поступление материала с суши, кли­матическая зональность, характер течений, глубина бассейна, соленость, биопродуктивность поверхностных вод и др. Распределение осадочно­го материала в современных океанах весьма неравномерно. Имеются участки на дне, где мощность отложений нулевая в результате размы­ва, и вместе с тем на пассивных окраинах у континентального склона мощность осадков достигает 15 км. Средняя мощность осадочной тол­щи Мирового океана, по данным А. П. Лисицына, составляет 459 м. В пелагиали океанов не встречаются осадки мощностью более 1 км.

По происхождению различают океанические осадки следующих типов:

1. Терригенные, образующиеся за счет разрушения горных пород суши и последующего их сноса реками в океаны.

2. Биогенные, формирующиеся на океанском дне за счет отмерших организмов, главным образом их скелетов.

3. Хемогенные, связанные с выпадением из морской воды некото­рых химических элементов.

4. Вулканогенные, накапливающиеся в результате извержений как на самом океаническом дне, так и за счет тефры, приносимой ветрами после вулканических извержений на суше.

5. Полигенные, т. е. смешанные осадки разного происхождения.

Существующие в современных океанах физико-географические

обстановки, обусловленные глубиной и определяющие характер осад­конакопления, подразделяются на несколько типов (рис. 14.40 и 14.41).

Ложе океана

Континентальная окраина

Прибрежная Подножие зон| „ f Шельф t Континентальный континентального склон склона Меритовая зона Батиальная зона 7T7777T7T77777T7TT77777777T777T7777777TT

 

Абиссальная зона

Рис. 14.40. Области в океанах, отличающиеся разными условиями осадконакопления

Рис. 14.41. Схема вертикальной зональности Мирового океана

1. Литоральные, или прибрежные, осадки образуются в приливно- отливной и прибойной зонах.

2. Неритовые, или сублиторальные, осадки зоны шельфа (Nerita — моллюск, широко распространенный в этой зоне) до глубин 200, редко 500 м.

3. Батиальные осадки приурочены ко всем элементам континен­тального склона, включая его подножие.

4. Абиссальные осадки связаны с глубоководными котловинами океанов.

Это так называемая циркумконтиненталъная зональность, т. е. за­висимость осадконакопления от удаленности материков — главного по­ставщика обломочного (терригенного) материала. На характер накоп­ления также влияет мировая климатическая зональность толщи воды в океанах, определяемая рельефом дна, стратификацией воды по солено­сти, плотности и температуре. Все эти факторы, действующие одновре­менно, и контролируют современную картину накопления осадков в Мировом океане.

В прибрежной, млн литоральной, зоне, покрывающейся водой во время приливов, формируются осадки, непосредственно связанные с береговой зоной, в зависимости от строения которой они быстро изменяются по простиранию. Для этой зоны у приглубого берега характерны крупные глыбы, гравий, галька, валуны, разнозернистые пески. На отмелом бе­регу формируются песчаные и реже галечные пляжи. Если берега совсем низкие и затопляются высокими приливами, то образуются болотистые, заросшие травой равнины — марши — или илистые побережья — ватты. В тропиках на низменных берегах, затопляемых приливами, образуют­ся мангровые заросли, корни деревьев которых возвышаются на 1-2 м над дном.

В прибрежной зоне, подверженной деятельности волн, растения, как правило, обладают толстой корой, чтобы противостоять ударам.

В области шельфа, или сублиторали, т. е. до глубин 200 м, формиру­ются разнообразные терригенные, органические и другие осадки. Вы­нос материала реками — главный источник поступления терригенного материала в область шельфа, хотя какая-то его часть «проскакивает» шельф и сгружается уже на континентальном склоне. Около 93 % взве­шенных частиц речного стока и 40 % растворенных накапливаются на границе река — море, а также в эстуариях — в так называемых марги­нальных фильтрах, по выражению А. П. Лисицына. Детальные исследо­вания, проведенные на шельфе морей Северного Ледовитого океана Ин­ститутом океанологии РАН на судне «Дмитрий Менделеев» в 1993 г., показали, как распределяются терригенный материал и взвесь, выноси­мая реками (рис. 14.42). Действие маргинальных фильтров приводит к тому, что в морях господствуют не взвешенные, а растворенные фор­мы элементов (в отличие от рек), потребляемые планктоном и перево­димые с помощью этого механизма в биогенную взвесь. Последние ис­следования показали, что биогенного вещества в океане в 100 раз больше, чем терригенного, приносимого реками.

20 %о 115 %о 10%о; : i i: 4399 4400 44014402 4403 4404

5 %о 15 %о 0,5 %о I I I 44114405 4409 4408 J- I_____ I__ 1_

 

 

Рис. 14.42. Маргинальные фильтры р. Енисей (I) и Оби (II) (по А. П. Лисицыну, 2001): I — содержание взвеси на разрезе (мг/л) и положение седиментационных ловушек для инситных определений вертикальных потоков осадочного вещества: 1 — меньше 0,5; 2 — 0,5-1; 3 — 1—2,5; 4 — 2,5-5; 5 — более 5; 6 — горизонты уста­новки седиментационных ловушек; II — содержание взвеси на разрезе (мг/л) и положение седиментационных ловушек для инситных измерений вертикальных потоков осадочного вещества: 1 — менее 0,5; 2 — 0,5-1; 3 — 1-2,5; 4 — 2,5-5; 5 — более 5; 6 — горизонт установки седиментационных ловушек

 

В области маргинальных фильтров происходит весьма значитель­ное накопление осадочного материала, под весом которого земная кора прогибается. Следует отметить, что глобальные колебания уровня моря в недавнем геологическом прошлом переводили рыхлые отложения шельфа и маргинальных фильтров путем процесса лавинной (т. е. очень быстрой) седиментации к подножию континентального склона, что под­тверждается глубоководным бурением и геофизическими исследовани­ями. Многочисленные исследования А. П. Лисицына показали, что за пределы шельфов и маргинальных фильтров в океан проникает не бо­лее 2-16% элементов стока. Почти весь сносимый с суши материал оседает и улавливается этими участками (фильтрами), поэтому пре­жние представления о механическом разносе взвешенных в морской воде частиц, снесеных с суши, в настоящее время не находят подтверж­дения. Реальный вклад материала речного стока в осадконакопление в океане оказывается в 10 раз ниже, чем предполагалось раньше, и не превышает 1,5 млрд т в год. Следует отметить, что примерно такое же количество материала поступает в океаны за счет эолового и ледового разноса, но концентрируется соответственно в разных климатических аридных и полярных зонах.

Глубоководное терригенное осадконакопление обеспечивается за счет разноса материалов размыва суши. Главными процессами при этом, как уже говорилось, являются: транспортировка, отложение и переотложение. Терригенный материал поступает в океаны не только при помощи тече­ния рек, но и за счет таяния айсбергов и попадания на дно ледниковых отложений, содержащихся в айсберге, и разноса пылеватого материала эоловыми процессами. Материал, выносимый реками, как правило, сгру- живается на шельфе в сублиторальной или неритовой области и редко выносится в более глубоководные батиальные области континентального склона и тем более абиссальных котловин. Однако отложившийся на шель­фе материал может перемещаться в более глубоководные части океана за счет сползания осадков с бровки шельфа, лавинной седиментации и так называемых гравитационных потоков, которые возникают за счет дей­ствия силы тяжести. По выражению А. П. Лисицына, материковый склон Мирового океана — гигантская фабрика гравипотоков.

В настоящее время, по Г. В. Мидлтону и М. А. Хамптону, выделя­ются 4 типа гравитационнных потоков: 1) турбидные, 2) грязекамен- ные, 3) зерновые и 4) разжиженного осадка, среди которых наиболее распространен первый тип (рис. 14.43).

Турбидные потоки — это суспензия осадочного материала, отличаю­щаяся от окружающей воды большей плотностью, которая заставляет эту суспензию двигаться в виде потока при наличии даже незначительного уклона, и характеризующаяся сильной внутренней турбулентностью.

I

Общее иаэеение

Гревигециоиньм* осадочные потоки

 

Название айда

ТурбиднЫй поток

Зерновой поток

потока

Поток резжиженного оседке

Грязекамечммй поток

 

Турбулентность

Восходящие crjNm межгрену ляриой жидкости

Столкновения зерен

Действие связу­ющей массы (материала)

Дистшьмые турбидиты

Проксимальные турбидты

Переотложвнни е канггкмлерпы

Некоюр»ч флюкеозурбчдит*! -

Рис. 14.43. Классификация подводных гравитационных потоков (по G. V. Middleton, М. A. Hampton, 1976)

Механизм удержания частиц осадка

XГ

От ложами*

 

Турбидные потоки переносят огромные массы осадочного материала с мелководного шельфа в область континентального склона, его подно­жия и даже части абиссальных котловин. Турбидный поток возникает в результате оползания или срыва водонасыщенного, слабо консолиди­рованного осадка. Обладая плотностью в 1,03-1,3 г/см³, поток плотной и тяжелой суспензии начинает двигаться вниз по склону, при этом в его утолщенной фронтальной части развивается избыточное давление, вызванное несколько большей скоростью потока в его хвостовой части. Скорость движения турбидных потоков может достигать 90 км/ч, при этом на огромные расстояния переносится большой объем взвеси, дос­тигающей нескольких килограммов на кубический метр на расстояние в сотню километров и более (рис. 14.44).

Классическим примером был мутьевой поток, вызванный землетрясени­ем 19 ноября 1929 г. в районе Большой Ньюфаундлендской банки. Проло­женные в этом месте многочисленные телеграфные кабели из Америки в Европу рвались в определенной последовательности в течение более полусу­ток, что позволило вычислить скорость турбидного потока, составившую 40-55 км/ч В результате этого потока образовались осадки мощностью до 1 м на площади более чем 100 тыс. км², а расстояние, которое прошел поток, оценивается в 720 км. Все это было установлено благодаря исследованиям американских океанологов Б. Хизена и М. Юинга.

Турбидные потоки возникают в результате землетрясений, вызываю­щих оползание илов; понижения уровня моря; возникновения гравита­ционной неустойчивости илов при накоплении их на склоне и достиже-

 

Окружающая 1 ЖИДКОСТЬ 1 (плогмостьр)	Средняя скорость
1 и~ J	8 д fo +fj	tfl	dS
Погруженная МИД кос гь (зоне смешения)
Нижний nOTOK.f толщина d. плотность р + 1	Концентрация N суспензии	s Склон zCJl Ш/гиг
....... "" "'/У'*

I

л

t , /

/

о

/

у

 

Хвостовая честь j Тело потоке		Шейная | Головная часть
I		часть j j
		Л
--------- —"/""/////у;////////////;/;;;//, ///Л.

 

г

Рис. 14.44. Гидравлика турбидных потоков по лабораторным экспериментам в лотках. А. Волна турбидного потока, наблюдавшаяся в горизонтальном канале после спуска суспензии из шлюзовой камеры в одном его конце. Скорость головной части потока V зависит от толщины головной части (d₂), разности плотностей суспензии в турбидном потоке и воды над ним (Др), плотности воды р и ускорения силы тяжести g. Б. Стационарный однородный турбидный поток вниз по склону g. Средняя ско­рость потока и зависит от толщины потока d, разности плотностей, сил трения на границе с дном (f_o) и с вышележащей водой (f₍). В. Характер движений внутри и вокруг головной части турбидного потока. Г. Схема расчленения турбидного потока на головную часть, тело и хвостовую часть (по G. V. Middleton, М. A. Hampton, 1976)

ния определенной мощности. Часто турбидные потоки тяготеют к подводным каньонам, прорезающим континентальный склон и являю­щимся продолжением речных долин. Турбидные потоки образуют у под­ножия континентального склона огромные подводные конусы выноса, или фены, распространяющиеся и в область абиссальных котловин.

Из турбидных суспензионных потоков образуются осадочные отло­жения, называемые турбидитами, игравшие исключительно важную роль в геологическом прошлом и образующие мощные ритмично пост­роенные так называемые флишевые толщи пород, широко развитые на пассивных континентальных окраинах (рис. 18 на цветной вклейке).

Наиболее важным свойством турбидитов является их градационная слоистость, образующаяся при постепенном осаждении из суспензии сначала крупных частиц, а затем все более и более мелких, вплоть до глинистых размером 0,01 мм (рис. 14.45). Таким образом формируется цикл Боума, или ритм (рис. 14.46). При новом турбидном потоке цикл повторяется, и так может происходить сотни тысяч раз, в результате чего образуется флишевая толща пород с многократно повторяющими­ся ритмами.

3 4 Рис. 14.45. Образование градационной слоистости во флишевых отложениях. 1 — турбидный поток в движении, частицы разного размера взвешены в нем; 2 — поток остановился, и начали опускаться более крупные частицы; 3 — в верхней части потока еще держится глинистая «муть»; 4 — потом осаждается и она. Образуется один ритм

 

Среди турбидитов различают проксимальные, относительно грубые, об­разовавшиеся недалеко от источника возникновения потока, и дистальные, отложившиеся дальше всего от источника и поэтому более тонкие. Полный ритм, или цикл, Боума может характеризоваться выпадением из разреза каких-либо его членов вследствие местных размывов. Турбидные потоки

	£ S		Подразделения цикла Боума	Интерпретация
"д		[ С 1	Е	Межтурбидитный (обычно аргиллит)	Пелагическая седиментация или тонкозернистые отложения турбидного потока малой плотности
	+	D	Верхний параллельнослойчатый	? ? ?
ЩШш	г к Е	BJ -5 ей в о h	С	Знаки ряби, волнистая или конволютная слойчатость	Нижняя часть режима нижнего течения
				В	Плоскопараллельнаи слойчатость	Режим верхнего течения, плоский пласт
Ш ПО Л* Ж Я J,-* ^ о» о*' Z »:о% чр-..v шш^ш.		| * Р 01 С	* г в о F. о CD С >. г а	А	Массивный, градационный	? Режим верхнего течения, быстрое отложение, пль/аун (?)

Рис. 14.46. Идеализированная последовательность слоев турбидита, часто именуемая циклом Боума (от А. Боума, впервые установившего его связь с турбидным потоком). Справа дана интерпретация режима потока (по G. V. Middleton, М. A. Hampton, 1976)

 

могут выносить в пределы абиссальных котловин обломки мелководных бентосных организмов. Быстрое движение турбидных потоков оказывает эродирующее действие на дно, прорезая каньон и вынося из них материал. Турбидные потоки, как движущаяся водная масса в воде, подвержены дей­ствию сил Кориолиса, отклоняясь от своего первоначального направления. Существуют огромные каньоны, например Жемчуг и Прибылова в Беринговом море, одни из крупнейших в мире, которые врезались во время низкого стояния уровня океана в позднем кайнозое, а потом вновь запол­нялись осадками.

Грязекаменные потоки представляют собой плотную массу различ­ных по размеру частиц, насыщенных водой, поддерживаемую в плаву­чем состоянии за счет высокой плотности потока, напоминающего сель на суше. Считается, что глинистые минералы в воде, образуя раствор, поддерживают массу за счет сил сцепления и не дают опуститься на дно крупным частицам, в том числе размером с гальку и даже валун. Грязекаменные потоки обычно развиваются вдоль подножий конти­нентального склона, например в Атлантике у Африканского континен­тального склона.

Зерновые потоки возникают при течении песка по склонам или в подводных каньонах, причем подвижность зерновой массы обеспечива­ется давлением зерен друг на друга, что не дает возможности им осаж­даться, и зерна находятся во взвешенном состоянии. Песчаный матери­ал при этом волочится вниз по склону и быстро оседает, когда зерновой поток прекращает свое движение.

Поток разжиженного осадка возникает в случае прохождения воды через еще не консолидированный осадок, при этом он сам становится вязкой жидкостью. В случае с песчаным осадком норовое давление на­чинает превышать вес столба воды — гидростатическое давление, каж­дое зерно поддерживается поровым давлением воды как бы во взве­шенном состоянии и вся масса получает возможность двигаться при минимальном уклоне. Как только поровое давление уменьшается, по­ток разжиженного осадка сразу прекращает свое движение.

Глубоководные осадки, развитые в пределах абиссальных котло­вин, глубже 4 тыс. м, представлены главным образом красными и коричневыми пелагическими глинами, окрашенными оксидами желе­за. Эти тонкие полигенные осадки состоят не только из глинистых минералов эолового происхождения, но и из очень мелких зерен по­левых шпатов, кварца, пироксенов, метеоритной пыли, вулканичес­ких частиц, а также обломков костей рыб, зубов, мельчайших марган­цевых конкреций и монтмориллонитовых глин. Красные океанические глины накапливаются очень медленно, около 1 мм за 1000 лет, а их генезис связан как с выносом глинистых минералов с суши и переот­ложением их в океане, так и с образованием глинистых минералов за счет соединений кремния и алюминия и их взаимодействия в морс­кой воде.

Вулканогенные осадки образуются за счет вулканических изверже­ний на океанском дне (аутигенные осадки); за счет переотложения ра­нее сформировавшихся вулканогенных образований и путем осажде­ния вулканических пеплов и туфов, выброшенных при эксплозивных извержениях вулканов на суше.

Эксплозивные извержения вулканов на островных дугах и актив­ных континентальных окраинах вносят весомый вклад в океанские осад­ки, поставляя в них тефру. В глубоководных осадках присутствует в основном вулканический пепел — мельчайшие частицы стекла, кото­рые при мощных извержениях способны выпадать на огромных про­странствах земного шара, как, например, при взрыве вулкана Кракатау в Зондском проливе в 1883 г., когда пепел, выброшенный в стратосферу, находился в ней три года, вызывая эффект серебристых облаков. До 20 % вулканогенного материала находится в современных осадках Ти­хого и Атлантического океанов, связанных с несколькими сотнями ак-

Рис. 14.47. Глобальное распределение сульфидных рудных отложений на глубоко­водных гидротермальных полях. 1 — впадина Атлантис II в Красном море; 2 — Лаки Страйк (САХ); 3 - Брокен Спур (САХ); 4 - ТАГ (САХ); 5 - Снейк Пит (САХ); 6 — г. Магик (хр. Эксплорер); 7-8 — хр. Эндевер; 9 — Осевой вулкан (хр. Хуан де Фука); 10 — Клефт (хр. Хуан де Фука); 11 — Клифф (хр. Горда); 12 — Неска и Сеска (трог Эсканаба, хр. Горда); 13 — Гуаймас (Калифорнийский залив); 14 — 21° с. ш. (ВТП); 15 - 11-13° с. ш. (ВТП); 16 - Вентура (ВТП); 17 - 86° з. д. (Галапагосский центр спрединга); 18 — г. Макдональд; 19 — г. Лойхи (Гавайи); 20 — бассейн Лау; 21 — северный бассейн Фиджи; 22 — западный бассейн Вудларк; 23 — бассейн Манус; 24 — Алиса (Марианский трог); 25 — Джада (трог Окинава); 26 — вулкан Пийпа; 27 — Сонне (Центральный Индийский хребет)

 

каменной соли миоценового возраста. Во впадину поступают гидро­термальные растворы в объеме до 3 тыс. м^[7]/ч, а их температура на выходе оценивается более чем в +300 °С. В течение года в осадках накапливается до 1500 т железа и 27 т марганца. Гидротермальные растворы представляют собой морские воды, проникшие в базальты, профильтрованные сквозь них, нагретые и вышедшие на поверхность океанического дна рифта в виде горячих, уже рудоносных растворов.

I

Рис. 14.48. Строение «черного курильщика» — современной «фабрики руды» на дне океана (I). Разные типы «курильщиков» (по А. П. Лисицыну и др., 1990) (II). (III) Галапагосский рифт. Цепочки крупных двустворок Caliptogenos вблизи трещин у «черных курильщиков», из которых просачивается разбавленный гидротермальный раствор (по данным Л. Лобье)

ш

Гидротермальные постройки имеют вид холмов или башен высотой в несколько десятков метров, на вершинах которых возвышаются трубооб- разные постройки высотой 3-5 м, напоминающие печные трубы (рис. 14.48). Из них выходят гидротермальные струи черного или белого цве­тов, за что эти сооружения получили наименование курильщиков. На их вершине находятся отверстия, напоминающие кратеры, из которых под­нимается густая взвесь из рудных компонентов. На поверхности конусо­видных башен, сложенных плотным шлакоподобным материалом, наблю­даются, как наросты на березе, термофильные бактериальные маты, скопления различных бактерий, прикрепленных к субстрату, а также группы своеобразных организмов — гигантских погонофор, вестиментифер — Riftia pachyptila, напоминающих крупные и длинные, более 1,5 м, трубки.

Черный «дым» (взвесь)

Труба или «камин»f Т = 350°С "k "••■^^Бактериальные маты Рудная сульфидная постройка ( Крупные двустворки

 

Это есть не что иное, как большие трубчатые черви, верхняя часть которых окрашена в ярко-красный цвет, так называемый султан, а сама трубка обладает перламутрово-белой окраской. Вокруг построек неред­ко в изобилии раскиданы матово-белые, очень крупные, до 25 см в длину, раковины двустворчатых моллюсков — калиптогенов (Calyptogena magnifica), а также кольчатый червь (Alvinella pompejana), названный помпейским, потому что он непрерывно посыпается, как пеплом, час­тицами серы из курильщиков.

Черная взвесь «курильщиков» содержит в основном Fe²⁺, FeS, Mn²⁺, а белая — Mn, Не, СН₄, Fe. Когда эти взвеси выходят из трубы, они разносятся в виде шлейфа на большое расстояние от места появления, формируя тем самым поле металлоносных осадков (рис. 14.49, рис. 20 на цветной вклейке).

Рис. 14.49. Разрез верхней части «черного курильщика». «Черный дым» — взвесь сульфидов Fe, Си, Zn — возникает при охлаждении гидротермального раствора. Передовой край постройки сложен белым ангидритом, образующимся при контакте морской воды с горячим гидротермальным раствором. В дальнейшем ангидрит замещается сульфидами металлов. 1 — «черный дым»; 2 — зона нарастания ангидри­та; 3 — включения ангидрита; 4 — полиметаллические сульфиды; 5 — гидротермаль­ный флюид с температурой около 400 °С; 6 — боковое отверстие «курильщика»

Происхождение подводных гидротермальных систем связано с вза­имодействием океанской воды и базальтов дна, нри котором в воду переходит много химических элементов, содержащихся в базальтах и газах, при этом сами базальты также изменяются, претерпевая мета­морфизм. Проникшая по трещинам в глубокие горизонты донных ба­зальтов вода нагревается от тепла магматических очагов, существую­щих под рифтовыми зонами океанов. Удивительно, но весь объем океанских вод на Земле прокачивается через гидротермальные систе­мы всего за 3 млн лет.

Таким образом, на огромных пространствах океанского дна рабо­тает гигантский тепловой насос. Только в одном гидротермальном поле Индевор в северной части Тихого океана он перекачивает 20 тыс. т воды в секунду. Открытие гидротермальных систем океани­ческого дна — это шаг в совершенно новый мир, еще 20 лет назад неизвестный геологам.

Говоря об океанском осадконакоплении, следует отметить такой важ­ный тип, как «лавинная» седиментация, выделенная в 70-е гг. XX в. А. П. Лисицыным. Эта седиментация высоких (10 см/1000 лет) и сверх­высоких (1 м/1000 лет) скоростей связана не с выпадением частиц из взвеси, а с течением плотного осадочного водонасыщенного материала под действием силы тяжести. Это особый тип седиментации, имеющий три уровня по вертикали с размахом почти 10 км: 1) устья рек, дельты и эстуарии; 2) континентальный склон, где у подножия наблюдается максимальное скопление материала, и 3) дно глубоководных желобов (до 11 км), существует только в пределах активных континентальных окраин.

Биогенное осадконакопление. В океанах присутствует огромное разнообразие организмов (рис. 14.50). Выделяются три главных типа биоса. Бентос — это организмы, живущие на дне; нектон — активно и свободно плавающие организмы — рыбы, тюлени, киты и др.; планк­тон — пассивно плавающие организмы, переносимые течениями и вол­нами. Морские организмы в подавляющей своей массе относятся к бен­тосу (98 %), и только 2 % из 180 тыс. видов относятся к планктону и нектону.

Для существования организмов нужны питательная среда и сол­нечный свет, хотя есть виды, обитающие в условиях полной темноты в глубоких впадинах океанов. Солнце проникает в воду до глубины примерно 100 м, и эта зона называется эвфотической, т. е. полностью освещенной. Отсюда следует, что водоросли, прикрепленные ко дну, растут только на мелком шельфе, в то время как фитопланктон — свободно плавающие водоросли — распространен в поверхностной зоне воды всех океанов. Бентосные водоросли отличаются исключительной

зоопланктон фитопланктон

1 L___ - _ пореомость стозна

 

 

 

 

 

побережье зарифовое понижение поверхность рифа рифовая осыпь

-------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- -------------------------------------- ч.

Рис. 14.52. Поперечный разрез окаймляющего кораллового рифа

 

атоллов достигает 40-50 км, многие из них, например Эниветок и Бикини, на которых США проводили испытания ядерного оружия, разбурены и изучены вдоль и поперек. В рифах обнаружены переры­вы в строительстве, т. е. были периоды, когда уровень океана опус­кался. На указанных выше атоллах этот перерыв фиксируется на глу­бинах 200-300 м.

 

 

 

 

 

Рис. 14.53. Формирование атолла. 1 — вулкан, окруженный кольцевым рифом;

2 — погружение вулкана и образование кольцевого рифа;

3 — на месте опустившегося вулкана образовалась лагуна

Ископаемые рифы широко известны и важны потому, что служат хорошими вместилищами для нефти и газа. Такие древние нижнеперм­ские рифы развиты во внешней зоне Предуральского передового про­гиба, где с ними связаны многочисленные месторождения нефти.

Наиболее широко распространенными биогенными осадками Ми­рового океана являются планктоногенные илы, образовавшиеся из пас­сивно плавающих в поверхностной части вод очень мелких организ­мов: фораминифер — из группы простейших, класс остракодовых, с однокамерными и многокамерными известковыми раковинами, образо­ванными кальцитом (СаС0₃); радиолярий (radiolus — маленький луч), подкласс одноклеточных, скелет из кремнезема — опала; диатомей — одноклеточных микроскопических водорослей (рис. 14.54, 14.55).

1U 116^1В 126 Nf*i2s А. БИОФАЦИИ ВНУТРЕННЕГО ШЕЛЬФА

 

 

Б. БИОФАЦИИ ВНЕШНЕГО ШЕЛЬФА Рис. 14.54. Представители бентосных фораминифер, типичные для биофаций внутрен­него и внешнего шельфа и верхней батиали Калифорнийского залива (по Дж. П. Кеннету, 1987). А — биофации внутреннего шельфа (7-12): 7 — Bilimina marginana d'Orbigny var, xl 1,5; 8 — Buliminella elegantissima (d'Orbigny), xl88; 9 — Gypsina vesicularis (Parker and Jones), x67; 10 — Nonionella basispinata (Cushman and Moyer), x80; 11 — Nonionella atlantica Cushman, xl35; 12 — Quinqueloculina catalinensis Natland, x47; Б — биофации внешнего шельфа (1-6): 1 — Bolivina acutula Bandy, xll3; 2 — Bulimina denudata Cushman and Parker, x96; 3 — Bulimina marginata d'Orbigny, x90; 4 — Cassidulina minuta Cushman, x225; 5 — Planulina ornata (d'Orbigny), x75; 6 — Cancris auricula (Fichtel and Moll), x80

К планктоногенным илам относятся осадки, в которых скелетных остатков не менее 30 %, а 70 % представлено разнообразными глинис­тыми минералами. По составу различают карбонатные, или известко­вые, и кремнистые, характер которых зависит от поступления различ­ных организмов, их дальнейшего растворения, привноса абиогенных компонентов и преобразования осадка — илов — в породу.

Поступление биогенных компонентов определяется продуктивнос­тью эвфотической зоны, которая обеднена питательным веществом, т. к. оно расходуется фитопланктоном, а более глубинные воды, обога­щенные этим веществом, отделены от эвфотической зоны постоянным термоклином, который служит своеобразным экраном, разрушающим­ся в случае апвеллинга. Там, где перемешивание вод минимально, и биопродуктивность эвфотической зоны крайне мала.

Рис. 14.55. Связь распространения некоторых современных радиолярий с водными массами (по Дж. П. Кеннету, 1987). Тропические (1-3): 1 — Pterocanium praetextum, х245; 2 — Ommatartus tetrathalanias, х307; 3 — Spongaster tetras, x249. Субтропические (4-7): 4 — Phacodiscid, x249; 5 — Sticocyrtis sp., x297; 6 — Lamprocyclas maritalis (холодноватый), x248; 7 — Lamprocyclas maritalis (тепловодный), x297. Полярные — субполярные (8-11): 8 — Spongotrochus glacialis, x269; 9 — Antarctissa strelkovi, x265; 10 — Spongotrochus glacialis, x242; 11 — Lithelius nautiloides, x344; 12 — Antarctissa denticulata, x292

 

Сохранность биогенного материала определяет и характер накапли­вающихся осадков, т. к. очень много скелетных остатков планктона не достигает океанского дна, растворяясь в воде. Какие факторы влияют на растворение планктонных организмов?

Кремнистые радиолярии растворяются главным образом в поверхно­стных слоях океанских вод, резко недосыщенных Si0₂, а глубже 1 км растворимость Si0₂ уменьшается в связи с понижением температу­ры и увеличением давления. Следовательно, если радиолярия не успела раствориться на первых 1000 м, то у нее есть все шансы достигнуть дна.

Калъцитовые фораминиферы, наоборот, растворяются сильнее всего в придонных водах, на глубине более 4 км, где вода сильно недосыщена СаСО³. Почему на больших глубинах усиленно растворяются извест­ковые раковинки? Потому что понижается температура, возрастает дав­ление общее и СО,, уменьшается содержание карбонатного иона. Взаи­модействие С0₂, Н₂0 и СаС0₃ выражается уравнением:

С0₂ + Н₂0 + СаСО_э <=> + 2НСО_а,

где угольная кислота растворяет карбонат кальция.

В океанах выделяются три важных уровня, которые контролируют степень сохранности СаС0₃.

1- й уровень — лизоклин — разделяет комплексы фораминифер хоро­шей и плохой сохранности, т. е. подверженных уже некоторому раство­рению.

2- й уровень — критическая глубина карбонатонакопления (КГК). Ниже этого уровня содержание СаС0₃ в осадках составляет меньше 10 %.

3- й уровень — глубина карбонатной компенсации (КГл) — характе­ризует границу, разделяющую карбонатосодержащие и полностью бес­карбонатные осадки, т. е. на этой глубине опускающиеся на дно орга­низмы с карбонатным скелетом полностью растворяются.

Уровень КГл не остается постоянным, а может изменяться, если поступление СаС0₃ усиливается по каким-либо причинам. СаС0₃ по­ступает главным образом за счет выноса реками или «курильщиков», т. е. мест проявления современной гидротермальной активности. По­ступление оценивается в 0,11 г/см²х 1000 лет, а осаждается СаС0₃ со скоростью 1,3 г/см² х 1000 лет, что намного выше. Отсюда следует, что более 90 % СаС0₃, сконцентрированного в скелетных остатках фора­минифер, должно раствориться.

Распространение СаС0₃ в поверхностных осадках Мирового океана хорошо коррелирует с рельефом. Все возвышенности в океанах, вклю­чая срединно-океанические хребты, как «снегом», засыпаны карбонат- содержащим илом.

Известковые илы бывают: фораминиферовьши, состоящими из рако­винок размером более 60 мкм; кокколитовъши, или нанофоссилиевыми, представленными одноклеточными микроскопическими водорослями, у которых есть наружные щитки из СаС0₃ (кокколиты); птероподовъши, образованными арагонитовыми раковинками планктонных микроскопи­ческих моллюсков.

Для геологов важно знать, что из известкового ила образуются одни из самых распространенных пород — известняки и белый писчий мел. Ил уплотняется, пористость его уменьшается, а объем сокращается на 30-35 %, при этом белый писчий мел формируется на глубине в несколько сот метров, а известняки — около 1 км. Глубоководное буре­ние выявило распространение карбонатных пород с возрастом 20-120 млн лет во всех океанах.

Кремнистые илы также представляют собой один из наиболее рас­пространенных видов современных морских осадков. Так как кремний — это широко распространенный элемент на Земле, породы, богатые крем­неземом, и являются его основным источником. Кремний извлекается из морской воды различными организмами, которые строят себе из опала скелет, например диатомеями, кремневыми губками, радиоляриями. После смерти планктонные организмы медленно опускаются через толщу оке­анских вод, и если не растворятся, то достигнут дна. Если содержание кремнезема в осадках превысит 30 %, то такие осадки называются крем­нистыми илами, а в зависимости от преобладающих организмов они могут быть радиоляриевыми или диатомовыми.

В отличие от кальцитовых скелетов фораминифер опаловые скеле­ты радиолярий растворяются в верхних горизонтах океанских вод, при­мерно на первом километре, т. к. воды сильно недосыщены кремнезе­мом, что вызывает быстрое растворение скелетов сразу же после гибели планктона (рис. 14.56). В донные осадки попадает не более 10 % организ­мов с кремневым скелетом. Таким образом, карбонато- и кремненакоп- ление регулируется недосыщенностью СаСО_э глубинных вод и SiO,₂ — поверхностных вод (рис. 14.57).

Наиболее богатые кремнеземом осадки распространены в высоких широтах Периантарктической зоны шириной до 2 тыс. км, в области хо­лодного течения, где накапливается до 75 % всего кремнезема, поступаю­щего в океан, количество которого, выносимого реками, оценивается в 4,3 • •10^м г/град. Поступление Si0₂ с суши является главным его источником, однако дополнительное количество SiO,, около 20 %, дают подводная вул­каническая деятельность и высокотемпературное изменение базальтов. Зоны кремненакопления связаны с районами апвеллинга и перемешивания вод. В северном поясе кремненакопление развито спорадически — в северной части Тихого океана, в Беринговом и Охотском морях.

РАДИОЛЯРИИ	ФОРАМИНИФЕРЫ
/ Слабое растворение _ / при опускании : (	1 - 1 Растворение при опускании практически отсутствует

 

 

Рис. 14.56. Сравнение профилей растворения радиолярий и планктонных форамини­фер, составленное по результатам натурных экспериментов. Основная масса радиоля­рий и диатомовых растворяется в поверхностных водах. Напротив, растворение известковых микрофоссилий происходит главным образом на дне океана, на глубине более 3,5 км (по W. Н. Berger, 1975)

 

Рис. 14.57. Параметры, влияющие на распространение карбоната кальция в осадках экваториальной области Тихого океана с увеличением глубины. 1 — насыщение

кальцитом (%); 2 — (скорость растворения/скорость поступления ) х 100; 3 — содержание СаС0₃ в осадках рассчитанное; 4 — содержание СаС0₃ в осадках наблюдаемое (по Tj Н. Van Andel et al, 1975)

На некоторых участках Мирового океана существуют условия на­копления осадков в среде, обедненной кислородом, и вследствие этого органическое вещество, захороняющееся в осадках, не окисляется и воз­никает восстановительная обстановка (рис. 14.58). Районы, где сейчас происходит анаэробное осадконакопление, — это прежде всего Черное море, некоторые впадины у Южной Калифорнии и в Мексиканском за­ливе. Во всех этих районах в силу разных причин резко ослаблена при­донная и вертикальная циркуляция вод. В Черном море верхние гори­зонты воды значительно опреснены (17-18 %о) за счет впадения ряда крупных рек: Дуная, Днепра, Дона, Днестра и др. Ниже располагаются значительно более соленые (20-22 %о) воды, препятствующие верти­кальной циркуляции, ввиду чего глубже 50 м содержание кислорода быстро уменьшается, и с уровня 200 м начинается сероводородное зара­жение. В придонной части вод содержание H₂S достигает 5-6 см³/л, бентос отсутствует и накапливаются тонкослоистые осадки, обогащенные орга­ническим веществом. Такие осадки называются сапропелевыми — это чер­ные битуминозные сланцы. Следует отметить, что около 20 тыс. лет назад, когда уровень океана понизился, Черное море было изолирован­ным почти пресноводным бассейном. Впоследствии, когда уровень стал повышаться, соленые воды Средиземного моря проникли внутрь Черно­го моря, переливаясь через порог Босфорского пролива, и сформирова­ли придонные соленые слои, которые не перемешивались с опресненны­ми поверхностными слоями. Так наступали стагнация и формирование анаэробной обстановки.

О 2 4 6 8 10 12 14 17 19 21 23 012 4 6 ПУНКТЫ ЗЗМеООВ Рис. 14.58. Схема аэробных-анаэробных водных масс и их влияние на распростране­ние осадков в Черном море и в северной части Индийского океана (J. Thiede, Tj. Н. Van Andel, 1977)

| Песчанистые ипъ I, тонкослоистые илы; зооб«мтос, кроме фораминифер, отсутствует

а с ?

л £

Несмотря на то что осадки бескислородных вод сейчас распространены ограниченно, в геологическом прошлом они были развиты очень широко в связи с начальными стадиями спрединга океанского дна, когда бассейны были еще изолированными.

Биогенное осадконакопление имеет огромное значение в океанах. Более 50 % осадков океана имеют биогенное происхождение. Выше уже отме­чалась роль маргинальных фильтров в местах впадения крупных рек в океаны для осадконакопления. В этих районах после выпадения относи­тельно крупных частиц образуется значительный объем биогенного мате­риала, т. к. вода становится достаточно прозрачной для массового разви­тия фитопланктона. Именно в этих местах, согласно А. П. Лисицыну, происходит образование биогенной взвеси, сначала фито-, а потом и зоо­планктона, для которых первый является питательной средой. Зооплан­ктон служит своеобразным фильтром. Организмы-фильтраторы удаля­ют из морской воды как органическое вещество, так и минеральную взвесь и связывают их в так называемые пеллеты — комки, быстро, до 500 м в сутки, опускающиеся на дно. Биофильтры представляют собой мощнейшую систему, в которой весь объем вод Мирового океана филь­труется всего за 1-1,5 года, а воды, например, Оби, Лены, Енисея — за 1-3 суток. В итоге в океанах биогенного вещества оказывается в 50-100 раз больше, чем терригенного материала, принесенного реками с суши. Все воды Мирового океана могут очиститься от взвеси за 1-1,5 года.

Кроме зоопланктонного фильтратора существуют и бентосные, так­же играющие важную роль. Важно подчеркнуть, что фильтраторы улав­ливают даже такую тонкую взвесь, как коллоиды и бактерии, не осаж­дающиеся гравитационным путем.

Хемогенное осадконакопление свойственно полузакрытым морским бассейнам — лагунам, заливам, ранним стадиям формирования рифтов, реже шельфовым морям, располагающимся в зонах аридного климата. В таких условиях происходит образование эвапоритов — каменной соли и гипса. Для этого необходимы высокое содержание соли, испарение периодически поступающей в бассейн морской воды.

Для того чтобы в таком полуизолированном от океана или откры­того моря бассейне в осадок выпадал сульфат кальция — гипс, концен­трация солей должна превышать нормальную (3,5 г/л, или 35 %о) при­мерно в три раза. Для формирования галита (NaCl), или каменной соли, концентрация солей в воде должна превышать нормальную уже в 10 раз, а для этого необходимо, чтобы морская вода периодически по­ступала в бассейн и затем испарялась.

Отложения солей развиты в осадочных отложениях разного возраста в различных структурах земного шара. Например, кембрийские соленос- ные толщи в Ангаро-Ленском бассейне около оз. Байкал; нижнепермс­кие калийные и натровые соли Предуральского передового прогиба; вер­хнедевонские соли Припятского прогиба в Белоруссии и в других райо­нах. В позднем миоцене, примерно 15-11 млн лет назад, благодаря эвстатическому понижению уровня океана в связи с образованием лед­никового Антарктического щита Средиземное море оказалось изолиро­ванным от Атлантического океана. В мессинском веке — 6,5-5 млн лет назад — Средиземное море распалось на ряд изолированных впадин- озер, в которых в условиях жаркого климата происходило осаждение галита, гипса и других солей. Мощность соленосных отложений в ряде впадин достигает 2-3 км, а общий объем эвапоритов составляет 1 млн км². Объем такого количества соли из океанов понизил соленость вод на 2 %о, а это, в свою очередь, способствовало образованию льдов, т. к. температура замерзания воды повысилась. Средиземноморский кризис солености, как его называют, закончился 5 млн лет назад, в начале пли­оцена, когда образование Гибралтарского грабена открыло путь воде Атлантического океана во впадины Средиземного моря и вскоре восста­новилась нормальная соленость.

14.7. РЕСУРСЫ ДНА ОКЕАНОВ

Заканчивая раздел о геологической деятельности океанов и морей, необходимо сказать несколько слов о тех колоссальных ресурсах, кото­рые содержатся в океанском дне и которые экономически выгодно из­влекать сейчас или в будущем.

Прежде всего это энергетические ресурсы — нефть и газ. Уже сейчас в мире со дна акваторий океанов и морей добывается более 25 % нефти и газа, и в будущем эта цифра будет увеличиваться. Так как нефть и газ представляют собой сложное соединение углеводородов, образовав­шееся из органического вещества, снесенного с суши, и в большей сте­пени из морского планктона, то мелководные шельфы — это как раз районы, благоприятные для образования месторождений нефти и газа. Примером тому служат Северное море, Мексиканский и Персидский заливы, Баренцево море, прибрежные районы Аляски и другие районы. Именно шельфы в обозримом будущем станут главными объектами для разведки и добычи нефти и газа.

Железомарганцевые конкреции, покрывающие сплошным ковром огромные пространства абиссальных котловин, где только в Тихом океане их объем оценивается более чем в 200 млрд т представляют собой по­лезное ископаемое XXI в., учитывая, что цены на некоторые металлы могут возрасти (рис. 14.59). В настоящее время их добыча экономичес­ки нерентабельна, хотя исследования активно ведутся рядом стран в центральной части Тихого океана.

23 Я84

Рис. 14.59. Распространение железомарганцевых конкреций в Тихом и Атлантическом океанах: 1 — плотное покрытие дна конкрециями, местами более 905; 2 — конкреции встречаются часто, хотя распределены неравномерно (по Дж. П. Кеннету, 1987)

 

Кроме Мп, больший интерес вызывают медь, никель и кобальт. Так, запасы Си оцениваются в 80 • 10⁶ т, Со — 20 • 10⁶ т, Ni — 98 • ■ 10⁶ т, а Мп — 2200 • 10® т. Южнее Гавайских островов в конкрециях сосредоточено около 450 млн т меди при ее среднем содержании 1 % (рис. 14.60).

Металлоносные осадки, связанные с полями гидротермальных сис­тем, также являются потенциальными месторождениями железа, меди, цинка. Одна лишь впадина Атлантис II в Красном море, по предвари­тельной оценке, содержит 3,2 млн т цинка, 0,8 млн т меди, 80 тыс. т свинца, 45 тыс. т серебра и 45 т золота. Перспективы металлоносных осадков огромные, нужно лишь дождаться своего времени.

Россыпи тяжелых металлов — титана, золота, платины, цирко­ния, олова, а также алмазов — широко известны в пределах низкого и высокого пляжей, в прибрежной части шельфа, в эстуариях рек. На­пример, более 70 % добычи циркония в мире производится у Восточ­ного Австралийского побережья; около Рефондо-Бич в Калифорнии, так же как и вдоль восточного побережья Флориды. На побережье Юго-Восточной Азии в погребенных отложениях речных русел добы­вается большое количество олова, приносящее доход Индонезии и Таиланду.

Вдоль восточного побережья Австралии распространены россыпи ильменита, циркона, рутила. Такие же россыпи известны и на побере­жьях Южной Америки, у берегов Флориды. В некоторых местах побе-

Рис. 14.60. Железомарганцевые конкреции на дне тропической части Тихого океана. А — план (10 м2). Б — конкреция: а — общий вид, б — разрез (по Е. Зейболду и В. Бергеру, 1984)

 

режий Индостана и Шри-Ланки находятся россыпи драгоценных кам­ней — сапфиров и алмазов.

Нельзя не упомянуть о фосфоритах, образующихся на небольших глубинах в пределах шельфа. Наконец, сама морская вода содержит большое количество ценных элементов, которые когда-нибудь будет вьподно из нее извлекать. В городе Фрипорте, штат Техас, уже давно действует завод по извлечению магния из морской воды.

Несмотря на то что большая часть каменной соли добывается на суше, какая-то ее часть, примерно несколько процентов, получается путем выпаривания из морской воды, когда ее пропускают через серию мелких искусственных бассейнов. Сначала из воды осаждается карбо­нат кальция, потом соли магния, и только в четвертом бассейне из оставшегося раствора образуется хлорид натрия с очень высокой, до 99,6 %, степенью очистки.

Строительные материалы — гравий, песок, ракушняки — являются важным полезным ископаемым и добываются на мелководье во многих странах — в Нидерландах, США, Мексике, Исландии и др.

В настоящее время, используя тектонику литосферных плит, уче­ные получили новый фактический материал, касающийся процессов современного осадконакопления в океанах (рис. 14.61). Эти данные, как показал А. П. Лисицын, содержат информации в тысячи раз боль­ше, чем было получено за все предшествующее время изучения океа­нов. Появились данные о современных осадках во всех зонах Миро­вого океана и, что особенно важно, об осадочном веществе, содержащемся в атмосфере, гидросфере и криосфере. Установлено по­ступление вещества из мантии и океанической коры в областях гид­ротерм — «черных» и «белых курильщиков» и подводного вулканиз­ма. За последние 30 лет пробурено более 2 тыс. скважин в океанах и около 10 тыс. скважин при бурении на шельфах для поисков нефти и газа. Успехи науки и техники позволили широко применять для изу­чения океанов геофизические методы: сейсмостратиграфию, магнито- стратиграфию, магнитометрию, локаторы бокового обзора и др. Ис­пользование геохимических, радиохронологических, изотопных методов моделирования осадочных процессов привело к совершенно новому пониманию осадконакопления в океанах, которое связано с корой оке­анического типа и отличается от осадконакопления в морях, располо­женных на континентальной коре.

14.8. СТАДИИ ПРЕОБРАЗОВАНИЯ ОСАДКОВ, ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ И ВЗАИМООТНОШЕНИЕ СЛОИСТЫХ ТОЛЩ

Любой осадок постепенно превращается в горную породу, проходя ряд стадий. Подобное превращение осадка в породу называется диаге­незом. В осадке, сформировавшемся на морском дне, всегда присутствуют твердые иловые частицы; вещества, осажденные химическим путем; ра­створы в илах; органические вещества. Все эти различные компоненты осадка в физико-химическом отношении неустойчивы и, естественно, стремятся к равновесию в системе. Это достигается за счет образова-

О-»,

 

vv"v б

п

2

ГГ 3

-_-: ч

EZb

 

Рис. 14.61. Смена океанических осадков по мере удаления от срединно-океанического хребта к континенту (по А. П. Лисицыну, А. Фишеру, Б. Хизену и др., 1973). 1 — толеито- вые базальты (глубины — 3-3,5 км); 2 — базальный слой металлоносных осадков (слой Босгрема); 3 — фораминиферовые и кокколитовые карбонатные осадки; 4 — бескарбонат­ные осадки ниже критической глубины карбонатонакопления (ниже 4,5 км); 5 — андезит- риолитовая нирокластика; 6 — вулканическая область активной окраины

ния новых минералов и удаления уже сформировавшихся минералов, но неустойчивых по отношению к новым физико-химическим услови­ям.

Так, осадок, весь пропитанный водой, начиная с самых верхних ча­стей, постепенно изменяется, дегидратируется и уплотняется. Высокая влажность, присутствие бактерий, разложение органических веществ, образование кислорода или, наоборот, его недостаток и появление се­роводорода способствуют формированию окислительных или восста­новительных условий и, соответственно, образованию минералов гид­роокисла железа, сидератов, сульфидов железа. Одни минералы могут замещаться другими, возникают разнообразные конкреции или стяже­ния, состоящие из фосфатов, пирита, кварца, опала. Некоторые ми­нералы замещают раковины, например аммонитов, брахиопод, и тогда образуются так называемые псевдоморфозы.

Так постепенно рыхлый, водонасыщенный осадок уплотняется, це­ментируется различными веществами — опалом, халцедоном, кварцем — и превращается в твердую осадочную горную породу. Процессы диаге­неза весьма длительны и сложны, и по мере накопления вышележащих осадков, когда возникают новые физико-химические условия, они из­меняются.

После того как осадок преобразовался в осадочную горную поро­ду, последняя не перестает подвергаться дальнейшим изменениям ввиду того, что осадочные породы в связи с тектоническими движе­ниями погружаются и подвергаются воздействиям высоких давле­ний и температур, что приводит к дальнейшему уплотнению пород, уменьшению пористости, отжиманию рыхлосвязанной воды. Подоб­ная стадия преобразования уже осадочных пород называется ката­генезом. На этой стадии торф превращается сначала в бурый уголь, а потом уже в каменный уголь. Если в осадках много рассеянного органического вещества и они, погрузившись на глубину в несколь­ко километров и превратившись в глинистые породы, подвергаются воздействию температур до +150 °С, то в них начинают образовы­ваться углеводороды — нефть и газ.

Дальнейшее возрастание давления и температуры на осадочные породы приводит к стадии метагенеза, когда уже происходят процессы привноса-выноса вещества. Для этого необходимы глубины 6-8 км и минерализованные растворы. Только после этой стадии начинаются процессы метаморфизма, происходящие уже в условиях высоких дав­лений и температур, о чем будет рассказано в гл. 16.

Термин «слой» обычно употребляется по отношению к любому пли- тообразному геологическому телу горной породы, залегающему парал­лельно поверхности, на которой оно сформировалось. Чаще всего пер­воначальное положение слоя близко к горизонтальному, но не обязательно. Признаки, по которым может выделяться слой, весьма разнообразны. Это состав, гранулометрия, цвет, структура, типы слои­стости и ее изменение, наличие фауны и др.

Важно отметить, что, наблюдая особенности слоя и взаимоотношение слоев в геологическом разрезе, мы всегда сопоставляем их с современными процессами. Зная физико-географические условия, в которых образуются различные осадки в настоящее время, можно гово­рить о процессах далекого геологического прошлого, наблюдая слои, аналогичные современным, образующиеся в морях, озерах, речных до­линах и др.

Еще в начале XIX в. английский ученый Ч. Ляйель впервые сфор­мулировал принцип актуализма: «Настоящее — ключ к познанию про­шлого», используя который геологи расшифровывают физико-геогра­фические обстановки далеких геологических эпох. Метод актуализма следует применять, помня о том, что не всегда в геологической истории физико-географические условия были одинаковы, некоторые из них свойственны только древним эпохам и не проявляются в настоящее время.

В толщах осадочных пород отражены история их формирования, колебания уровня моря, тектонические движения. Так, если в вертикальном геологическом разрезе наблюдается смена вверх но раз­резу грубых отложений — конгломератов, песков — более тонкими — глинами, мергелями, а затем известняками, мы вправе говорить о на­ступлении моря или трансгрессии, которая может быть связана либо с тектоническим опусканием морского дна, либо с повышением уровня моря.

Противоположное строение геологического разреза, в котором тон­кие отложения сменяются вверх по разрезу более грубыми, свидетель­ствует о поднятии дна либо о понижении уровня моря, т. е. о регрес­сии. Соответственно серии отложений называются трансгрессивными или регрессивными (рис. 14.62).

 

1 2

Рис. 14.62. Залегание отложений: 1 — трансгрессивное, 2 — регрессивное

Горизонтальная слоистость — это наиболее частый случай первич­ного залегания осадочных отложений. Нередко в условиях мелково­дья на поверхности, например, слоя песка может возникать волновая рябь, связанная либо с однонаправленным течением воды, либо с ее осцилляционными движениями в одну и другую сторону. Если тече­ние быстрое и по дну переносится обломочный материал разного ди­аметра, то более крупные обломки вырабатывают асимметричные уг­лубления в рыхлом материале, напоминающие по форме в плане каплю, всегда направленную вершиной в сторону, противоположную тече­нию. Впоследствии эти углубления, заполненные более молодыми осад­ками, и образуют в подошве слоев знаменитые иероглифы, т. е. выпуклые структуры, дающие возможность определять кровлю и подошву слоев.

Особую роль в реконструкции тектонических движений играет ана­лиз несогласий между разновозрастными толщами горных пород. Если какая-либо толща пород залегает с бблыпим углом по отношению к относительно молодой, вышележащей, то очевидно, что между ними имел место перерыв в осадконакоплении и происходили тектонические движения, вызвавшие деформацию нижней толщи. И только впослед­ствии, когда произошли тектонические опускания, накопилась верх­няя, более молодая толща пород, а между двумя толщами наблюдается угловое несогласие (рис. 14.63). В основании верхней толщи прослежи­вается базалъный горизонт.

Рис. 14.63. Пример углового несогласия. Отложения верхнего мела с несогласием залегают на деформированных отложениях триаса. Отсутствуют отложения юрской системы и нижнего отдела меловой системы. Базальный горизонт состоит из облом­ков пород триасовой системы

 

Более подробно о несогласиях можно узнать в «Руководстве для практических занятий по курсу „Общая геология"».

Часть III

ПРОЦЕССЫ ВНУТРЕННЕЙ ДИНАМИКИ

Глава 15 МАГМАТИЗМ

Магматические горные породы, образовавшиеся из расплава — магмы, играют огромную роль в строении земной коры. Эти породы сформирова­лись разными путями. Крупные их объемы застывали на разной глубине, не доходя до поверхности, и оказывали сильное воздействие на вмещаю­щие породы высокой температурой, горячими растворами и газами. Так образовались интрузивные (лат. intrusio — проникать, внедрять) тела. Если магматические расплавы вырывались на поверхность, то происходи­ли извержения вулканов, носившие, в зависимости от состава магмы, спо­койный либо катастрофический характер. Такой тип магматизма называ­ют эффузивным (лат. effusio — излияние), что не совсем точно. Нередко извержения вулканов носят взрывной характер, при котором магма не изливается, а взрывается и на земную поверхность выпадают тонкоразд­робленные кристаллы и застывшие капельки и осколки вулканического стекла — быстро охлажденного расплава. Подобные извержения называ­ются эксплозивными (лат. explosio — взрывать). Поэтому, говоря о магма­тизме, следует различать интрузивные процессы, связанные с образовани­ем и движением магмы ниже поверхности Земли, и вулканические процессы, обусловленные выходом магмы на земную поверхность. Оба эти процесса неразрывно связаны между собой, а проявление того или другого из них зависит от глубины и способа образования магмы, ее температуры, коли­чества растворенных газов, геологического строения района, характера и скорости движения земной коры и т. д.

Как интрузивные, так и вулканические горные породы содержат крупные залежи полезных ископаемых, и, кроме того, они являются
надежными индикаторами тектонических и геодинамических условии геологического прошлого, что позволяет проводить их реконструкцию.

15.1. ПОНЯТИЕ О МАГМЕ

Магма — это расплавленное вещество, которое образуется при опре­деленных значениях давления и температуры и представляет собой флю- идно-силикатный расплав, т. е. содержит в своем составе соединения с кремнеземом (Si0₂) и летучие вещества, присутствующие в виде газа (пу­зырьков) либо растворенные в расплаве (рис. 15.1). При затвердевании магматического расплава он теряет летучие компоненты, поэтому горные породы гораздо беднее последними, нежели магма. Силикатные магма­тические расплавы состоят из кремнекислородных тетраэдров, которые полимеризованы в разной степени. Если степень полимеризации низка, то тетраэдры, как правило, изолированы; если высока, то они сливаются в цепочки, кольца и т. д.

Магма застывает при:

1) уменьшении температуры;

2) увеличении давления;

3) удалении летучих (флюидов)

 

МАГМА

ГОРНАЯ ПОРОДА

 

Горная порода подвергается плавлению при:

1) увеличении температуры;

2) снижении давления;

3) добавлении летучих (флюидов)

Рис. 15.1. Условия, способствующие плавлению горной породы, превращению ее в магму и охлаждению магмы с превращением ее в горную породу

Любой магматический расплав — это трехкомпонентная система, состоящая из жидкости, газа и твердых кристаллов, которая стремится к равновесному состоянию. В зависимости от изменения температуры, давления, состава газов и т. д. меняются расплав и образовавшиеся в нем ранее кристаллы минералов — одни растворяются, другие возника­ют вновь, и весь объем магмы непрерывно эволюционирует. Подобный процесс называется магматической дифференциацией. На нее оказыва­ет влияние также и взаимодействие с вмещающими породами и пото­ками глубинных флюидов.

Процесс кристаллизационной дифференциации хорошо изучен, при­чем не только теоретически, но и экспериментально. Кристаллы, обра­зующиеся в магме, обычно отличаются от нее по составу, а также по плотности, что вызывает осаждение или всплывание кристаллов. При этом состав оставшегося расплава будет изменяться. В основных сили­катных базальтовых магмах сформировавшиеся раньше всего кристал­лы оливина и пироксена, как обладающие большей плотностью, могут скапливаться в нижних горизонтах магматической камеры, состав ко­торой из однородного базальтового становится расслоенным. Нижняя часть приобретает ультраосновной состав, более высокая — базальто­вый, а самые верхние части, обогащаясь кремнеземом и щелочными металлами, приобретают кремнекислый состав, вплоть до гранитного. Так образуются расслоенные интрузивные тела. Кристаллизационная и гравитационная дифференциация является одним из важнейших про­цессов эволюции магматических расплавов.

Не меньшую роль играет и взаимодействие магмы с флюидами. Как уже говорилось, магма — это флюидно-силикатный расплав, состоя­щий из главных нелетучих петрогенных окислов: Si0₂, Ti0₂, Al₂0₃, Fe₂0₃, FeO, CaO, MgO, Na₂0, K₂0, по объему составляющих 90-97 %. Лету­чие компоненты в магме представлены СО,, Н₂, Н₂0, HF и др. Оксид углерода, водород, вода легко (раньше всего) отделяются от расплава, способствуя образованию «сухих» магм. Фтор и другие летучие ком­поненты накапливаются в расплаве, т. к. они трудно отделимы от него. «Сухие» расплавы, например известные всем доменные алюмосили- катные шлаки, кристаллизуются при высокой температуре —1500— 1600 °С. В то же время природные базальтовые расплавы имеют темпе­ратуру кристаллизации 1200-1300 °С, а более кремнекислые и еще ниже. Чем вызвана эта разница?

Самый главный фактор, вызывающий понижение температуры кри­сталлизации, — это флюидное давление. Чем оно выше, тем температура кристаллизации ниже. Особенно велико влияние воды на структурные и химические свойства силикатных расплавов. Увеличение давления Н₂0 понижает вязкость расплавов и температуру их кристаллизации.

Важное значение имеют продукт восстановления воды — водород Н₂ — и так называемое водно-водородное отношение Н₂0/Н„ в зависимости от которого варьирует соотношение Fe₂0₃/Fe0, показывающее степень окисления — восстановления расплава. Повышенное содержание лету­чих (флюидов) компонентов способствует сохранению расплавов в жидком состоянии до сравнительно низких температур, если сопостав­лять их с таковыми «сухих» расплавов.

Таким образом, флюидные компоненты, обладающие высокой ра­створимостью в расплавах, т. е. трудно отделяемые от него, понижают температуру кристаллизации расплава, а компоненты труднораство­римые, наоборот, повышают температуру кристаллизации. Если в магме содержится много летучих компонентов, которые могут легко от нее отделяться, то она приобретает способность взрываться, что проявля­ется в мощных эксплозивных извержениях вулканов. Отделение ле­тучих компонентов от магмы происходит обычно в верхних горизон­тах земной коры, где давление ниже. Обогащение одних участков расплава по сравнению с другими флюидными компонентами приво­дит к тому, что первые дольше сохраняют жидкое состояние, способ­ствуя появлению полосчатых текстур и приводя к образованию не- смешивающихся расплавов, т. е. к ликвации. Важно подчеркнуть, что потоки глубинных флюидов, проходя через расплав и взаимодействуя с ним, изменяют его состав за счет привноса одних и выноса других компонентов. Таким образом, флюидный режим, различная раствори­мость (магмофильность) флюидных компонентов в расплаве, повы­шение или понижение их давления оказывают решающее влияние на дифференциацию магматических расплавов, их вязкость и температу­ру кристаллизации.

Важным фактором эволюции и дифференциации магматических расплавов является их взаимодействие с вмещающими породами. Как правило, магма представляет собой наиболее легкоплавкий состав — эвтектику, поэтому и вынос компонентов из магматического расплава при взаимодействии с вмещающими породами происходит за счет ком­понентов, избыточных по отношению к эвтектике. В то же время магма усваивает такие компоненты окружающих пород, которые как раз и способствуют достижению ее эвтектического состава, т. е. самого лег­коплавкого. Кислые и средние магмы, содержащие больше кремнезема по сравнению с основными и обладающие более сильными кислотны­ми свойствами, энергично воздействуют на вмещающие породы. По­этому у гранитных интрузивов такие обширные зоны измененных по­род в окружающих толщах. При взаимодействии магмы с последними часто происходит их усвоение, ассимиляция, что приводит к возникновению новых пород, называемых гибридными.

г

Каким же образом магма превращается в горную породу? Кристал­лизация магмы происходит не мгновенно, а постепенно, с одновременным падением температуры. Возможно несколько вариантов (рис. 15.2). В первом из них охлаждение происходит очень быстро, расплав пере­охлаждается и превращается в вулканическое стекло — обсидиан (точки 0—> 1 —^6). Второй вариант связан с медленным охлаждением

Альбит

Анортит

 

 

Рис. 15.2. а ■— диаграмма плавкости для твердых растворов плагиоклазового ряда (по Н. Боуэну). Давление Р = 1 атм. Состав выделившихся из расплава кристаллов определяется на оси. Точки 1, 2, 3, 4, 5 и 6 обозначают разные стадии кристаллизации расплава; б — эвтектика — плавление двух минералов при минимальной температуре

 

и кристаллизацией расплава. На диаграмме состояния линия, соеди­няющая точки, где в расплаве появляются первые кристаллы, называ­ется ликвидусом, а линия, соединяющая точки, где полностью исчеза­ет расплав, — солидусом. Между этими линиями находится поле сосуществования расплава и кристаллов. С падением температуры от точки 0 в точке 1 появляются первые кристаллы, состав которых от­вечает точке 4. При дальнейшем охлаждении эти кристаллы вступают в реакцию с оставшимся расплавом, состав которого движется от точ­ки 1 к точке 2, а состав кристаллов — от точки 4 к точке 5. Если по каким-либо причинам, например в случае извержения, будет проис­ходить быстрое охлаждение расплава, то возникнут породы с порфировой структурой, когда в стекловатой основной массе стекла, по составу отвечающей точке 2 или какой-нибудь другой, будут нахо­диться вкрапленники плагиоклаза зонального строения. В ядре — каль­циевый плагиоклаз точки 4, а во внешней зоне — натриево-кальцие- вый плагиоклаз точки 5.

В третьем варианте при очень медленном охлаждении расплав и кристаллы успевают полностью вступить в реакцию, поэтому состав расплава дойдет до точки 3 из точки 1, а состав кристаллов — до точки 6 от точки 4. Ранние кальциевые плагиоклазы при реакции с расплавом будут замещаться все более натриевыми. В конце процесса кристаллиза­ции образуются полнокристаллические породы, сложенные незональным кальциево-натриевым плагиоклазом точки 6. Последовательность выде­ления главных породообразующих минералов из магмы определяется двумя реакционными рядами, установленными Н. Боуэном в 1928 г. (рис. 15.3).

Из рассмотренного следует, что процессы превращения магмы, даже простого состава, в горные породы достаточно сложны и на них, кроме охлаждения, сильно влияют разные факторы, например колебания дав­ления воды (Рн,о).

Таким образом, магма — это флюидно-силикатный расплав, эволю­ционирующий сложным путем, зависящий от большого количества факторов, полный учет которых в настоящее время невозможен. Сле­дует еще раз подчеркнуть важную роль флюидов в жизни магматиче­ских расплавов, концентрация, состав и магмофильность которых оп­ределяют пути их эволюции и дифференциации. Летучие компоненты препятствуют полимеризации, т. е. застыванию расплавов, понижая температуру ее кристаллизации. Легко отделяемые летучие компонен­ты приводят к вулканическим процессам, трудно отделяемые — к инт­рузивным.

 

15.2. ИНТРУЗИВНЫЙ МАГМАТИЗМ

Первичные магмы, образуясь на разных глубинах, имеют тенденцию скапливаться. Их большие массы продвигаются в верхние горизонты земной коры, где литостатическое давление меньше. При определенных геологических и в первую очередь тектонических условиях магма не достигает поверхности Земли и застывает (кристаллизуется) на различ­ной глубине, образуя тела разной формы и размера — интрузивы (рис. 15.4). Любое интрузивное тело, будучи окруженным вмещающими поро­дами, или рамой, взаимодействуя с ними, обладает двумя контактовыми зонами. Влияние высокотемпературной, богатой флюидами магмы на окружающие интрузивное тело породы приводит к их изменениям, вы­ражающимся по-разному — от слабого уплотнения и дегидратации до полной перикристаллизации и замещения первичных пород. Такая зона шириной от нескольких сантиметров до десятков километров называет­ся зоной экзоконтакта, т. е. внешним контактом (рис. 15.5). С другой стороны, сама внедряющаяся магма, особенно краевые части магмати­ческого тела, взаимодействуя с вмещающими породами и быстрее ох­лаждаясь, частично ассимилирует породы рамы, в результате чего изме­няются состав магмы, ее структура и текстура. Такая зона измененных
магматических пород в краевой части интрузива называется зоной эндо- контакта, т. е. внутренней зоной.

Кислые	Средние	Основные	Ультра - основные
Граниты	Диориты	Габбро	Перидо­титы
Риолиты	Андезиты	Базальты	Комати- иты
Кварц	ч	< % ч	к Ч

%

Увеличение Si02

 

Увеличение NajO и KjO

Увеличение FeO, MgO и Са

Рис. 15.4. Классификация наиболее распространенных интрузивных пород.

Приведены вулканические породы, аналоги интрузивных

% SiO,

В зависимости от глубины формирования интрузивные массивы (рис. 15.6) подразделяются на приповерхностные, или субвулканические (последнее слово означает, что магма почти подошла к поверхности, но все-таки не вьпыла на нее, т. е. образовался «почти вулкан», или субвул­кан), — от нескольких сотен метров до 1-1,5 км; среднеглубинные, или гипабиссальные, — до 1-3 км и глубинные, или абиссальные, — глубже 3 км. Подобное разделение не очень строгое, но в целом достаточно отчетливое. Глубинные породы, застывавшие медленно, обладают пол­нокристаллической структурой, а приповерхностные, в которых паде­ние температуры было быстрым, — порфировой, очень похожей на струк­туру вулканических пород.

Рис. 15.5. Характер контактов в интрузивном массиве гранитов. 1 — собственно интрузивный массив гранитов, 2 — вмещающие породы; 3 — зона экзоконтакта (изменение вмещающих пород); 4 — зона эндоконтакта (изменение гранитов); 5 — провесы кровли

 

 

Рис. 15.6. Подразделение интрузивов по глубине формирования. 1 — субвулканиче­ские (близповерхностные), до 1 км, 2 — гипабиссальные (среднеглубинные), 1-2 км, 3 — абиссальные (глубинные), глубже 2-2,5 км

 

По отношению к вмещающим породам интрузивы подразделяются на конкордантные, или согласные, и дискордантные — несогласные (рис. 15.7).

Согласные интрузивы обладают разнообразной формой. Наиболее широко среди них распространены силлы, или пластовые тела, особенно в платформенных областях, где отложения залегают почти горизонталь­но. Базальтовые силлы широко развиты по краям обширной впадины — Тунгусской синеклизы на Сибирской платформе, где они образуют мно­гоэтажные системы плоских линзовидных интрузивных тел, соединенных

2-1 чм

Рис. 15.7. Формы интрузивных тел. 1 — дайки, 2 — штоки, 3 — батолит, 4 — гарполит, 5 — многоярусные силлы, 6 — лополит, 7 — лакколит, 8 — магматический диапир, 9 — факолит, 10 — бисмалит

 

тонкими подводящими каналами. Мощность силлов колеблется от не­скольких десятков сантиметров до сотен метров. На Сибирской платфор­ме они образуют так называемую трапповую формацию. Так как силлы более прочные, чем вмещающие породы, они выделяются в рельефе в виде «ступеней гигантской лестницы» (рис. 15.8). Силлы часто дифферен­цированы, и тогда в их подошве скапливаются более тяжелые минералы, образовавшиеся раньше более легких. Поэтому и состав пород силла на разных уровнях становится различным — более основным внизу и более кислым — вверху. Для того чтобы магма внедрялась в слои наподобие ножа в листы книги, необходимы условия тектонического растяжения, как это происходило в Тунгусской синеклизе по ее краям (рис. 15.9). За счет внедрения в слоистую толщу множества силлов увеличение ее мощ­ности может достигать сотен метров и даже нескольких километров. При этом слои вмещающих пород не деформируются, а лишь перемещаются по вертикали, как бы разбухая.

Рис. 15.8. Триасовые силлы долеритов на р. Нижняя Тунгуска. Восточная Сибирь (фото Н. В. Короновского)

 

 

Рис. 15.9. Образование силлов. 1 — при растяжении пластов между ними образуются ослабленные зоны, куда и нагнетается магма; 2 — образование силлов на краю синеклизы при опускании последней и растяжении пластов

 

Лополит — чашеобразный согласный интрузив, залегающий в синк­линальных структурах и так же, как и силл, образующийся в условиях тектонического растяжения, когда магма легко заполняет ослабленные зоны, не деформируя сильно вмещающие слои. Размеры лонолитов в диаметре могут достигать десятков километров, а мощность — многих сотен метров. Крупнейшие дифференцированные лополиты — Бушвель- дский в Южной Африке площадью 144 тыс. км^[8] и Седбери в Канаде. Чашеобразная форма лополитов связана еще и с явлением проседания субстрата под весом внедрившейся магмы.

Лакколиты в классическом виде представляют грибообразные тела, что свидетельствует о сильном гидростатическом давлении магмы, пре­вышающем литостатическое в момент ее внедрения. Магма приподни­мает вышележащие слои, «накачиваясь» в межслоевое пространство. Обычно лакколиты относятся к малоглубинным интрузивам, т. к. «при­поднять» мощную толщу пород даже большой порции магмы затруд­нительно. Идеальные грибовидные лакколиты встречаются не так уж и часто. Пожалуй, наиболее типичный пример — это лакколиты гор Ген­ри в США. Многочисленные так называемые лакколиты в районе Ми­неральных Вод на Северном Кавказе или на южном берегу Крыма на самом деле представляют собой каплевидные массивы, напоминающие «редьку хвостом вниз». Только в верхней части таких «капель» — маг­матических диапиров — слои залегают согласно с кровлей интрузива, а далее вниз он их пересекает, т. е. становится несогласным по отноше­нию к вмещающим породам.

Несогласные интрузивы пересекают, прорывают пласты вмещаю­щих пород. К наиболее распространенным несогласным интрузивам относятся дайки, тела, длина которых во много раз превышает их мощ­ность, а плоскости контактов практически параллельны (рис. 15.10, рис. 21 на цветной вклейке). Дайки обладают длиной от десятков метров до многих сотен километров, например Великая дайка Родезии раннепро- терозойского возраста имеет длину до 670 км при ширине 1-30 км. Естественно предположить, что образование даек связано с внедрением магмы по трещинам в условиях тектонического растяжения. Внедре­ние даек было хорошо изучено в Исландии, где их количество очень велико в связи с тем, что Исландия представляет собой приподнятую над поверхностью океана часть Срединно-Атлантического хребта, осе­вая рифтовая зона которого является дивергентной зоной, где происхо­дит наращивание океанского дна, его спрединг. Вертикальные дайки ориентированы перпендикулярно оси минимальных сжимающих на­пряжений. Иными словами, они ориентированы по простиранию риф­товой зоны. Многократное внедрение даек приводит к увеличению ширины зоны на суммарную мощность даек. Магма, внедряясь снизу в толщу пород, действует на них как гидравлический клин, раздвигая породы в стороны, причем распирающие напряжения быстро умень­шаются к вершине клина, как показал М. Г. Ломизе. Следует отме­тить, что на глубинах более 3 км возникновение зияющих трещин вследствие большого литостатического давления затруднено и поэто­му только гидроразрыв (магморазрыв) способен обеспечить внедре­ние даек (рис. 15.11).

Рис. 15.10. Дайка (фото В. Д. Записка)

 

 

i	L
м

Дайки могут быть одиночными либо сгруппированными в кольце­вые или радиальные рои параллельных даек. Радиальные и кольцевые дайки часто приурочены к интрузивным телам и вулканам, когда ска­зывается распирающее давление магмы на вмещающие породы и пос­ледние растрескиваются с образованием кольцевых и радиальных тре­щин. Кольцевые дайки могут быть не только вертикальными, но и коническими, как бы сходящимися к магматическому резервуару на глубине. Комплексы параллельных даек развиты в современных сре- динно-океанских хребтах, в зонах спрединга, т. е. там, где активно про­исходит тектоническое растяжение земной коры. От даек следует отли­чать магматические жилы, имеющие неправильную, ветвистую форму и гораздо меньшие размеры.

Широким распространением пользуются штоки ("нем. schtock — пал­ка) — столбообразные интрузивы изометричной формы с крутыми кон­тактами площадью менее 100 км².

Существуют и другие, менее распространенные формы интрузив­ных тел. Факолит — линзовидные тела, располагающиеся в сводах антиклинальных складок, согласно с вмещающими породами. Гарпо- лит — серпообразный интрузив, по существу разновидность факолита. Хонолит — интрузив неправильной формы, образовавшийся в наибо­лее ослабленной зоне вмещающих пород, как бы заполняющий «пусто­ты» в толще. Бисмалит — грибообразный интрузив, похожий на лакко­лит, но осложненный цилиндрическим горстообразным поднятием, как бы штампом в центральной части. Все эти интрузивы, как правило, малоглубинные и распространены в складчатых областях.

Крупные гранитные интрузивы значительной мощности и площадью во многие сотни и тысячи квадратных километров называются батоли­тами. Наблюдая за крутыми, несогласными с вмещающими породами контактами, раньше думали, что подобные гигантские интрузивы «ухо­дят» далеко в глубину и не имеют «дна». Однако впоследствии было доказано, что батолиты обладают вертикальной мощностью в несколько километров и отнюдь не «бездонны». От батолитов, обладающих непра­вильной формой, часто отходят апофизы — более мелкие ветвящиеся интрузивы, использующие ослабленные зоны в раме батолита. Крупней­шие батолиты известны в Андах Южной Америки, где они непрерывно прослеживаются более чем на 1000 км, имея ширину около 100 км; в Северо-Американских Кордильерах длина батолита превышает 2 тыс. км Батолиты — это абиссальные интрузивы, как и многие штоки, в то время как дайки являются приповерхностными, или малоглубинными, образо­ваниями.

Действительно, куда же девались колоссальные по объему толщи пород, на месте которых возник гранитный батолит площадью в тысячи квадратных километров? Если это небольшая дайка, жила, силл, про­блема решается проще, т. к. наблюдается раздвигание пород в обста­новке тектонического растяжения. Для крупных интрузивных масси­вов, особенно гранитного состава, идея о раздвиге вмещающих пород силой напора магмы не проходит, т. к. в этом случае должны были бы наблюдаться мощные, шириной во многие километры, зоны сильно дислоцированных пород, а этого не происходит. Когда речь идет о внедрении в более высокие горизонты земной коры магматического расплава, то в его продвижении вверх играют роль разные силы и процессы, но, по-видимому, одними из важнейших являются тектони­ческие обстановки и структура вмещающих пород. Вполне естествен­но, что магма движется туда, где давление меньше, т. е. в зоны, текто­нически ослабленные, возникающие при образовании разрывов, в сводовых частях антиклинальных складок, в смыкающем крыле флек­сур, в краевых зонах прогибов, синеклиз, впадин и т. д. Именно в таких структурах, находящихся в обстановке тектонического растя­жения, и формируются интрузивы. Характерны в этом отношении, силлы мощностью в сотни метров, внедряющиеся в слоистые породы подобно ножу в книжные листы и раздвигающие пласты, практичес­ки не деформируя их. Образование таких многоэтажных пластовых интрузивов возможно только в случае общего растяжения слоистой толщи пород.

Важную роль играют и гидростатическое давление магмы, ее напор и расклинивающее воздействие, как, например, в случае с дайками. Под воздействием напора магмы приподнимаются и деформируются пласты горных пород. Сильное смятие пластов вмещающих толщ хоро­шо наблюдается в экзоконтактовых зонах интрузивных тел. Таким об­разом, активное, или «силовое», воздействие магмы на вмещающие породы, несомненно, имеет место.

Существенными являются процессы ассимиляции, когда агрессив­ная магма как бы усваивает часть пород из рамы интрузива, сама изме­няясь при этом с образованием гибридных пород. Однако все эти явле­ния для объяснения проблемы пространства огромных батолитов, сложенных «нормальными», преимущественно биотитовыми гранита­ми, имеют явно ограниченное значение. Главную роль в этом случае играют процессы магматического замещения, когда вмещающие поро­ды преобразуются под воздействием потоков трансмагматических рас­творов. При воздействии последних осуществляются вынос химичес­ких компонентов, избыточных по отношению к эвтектике, и усвоение компонентов, стоящих близко к эвтектическому составу гранитной маг­мы. При таком процессе вмещающие породы перерабатываются на мес­те, что решает проблему пространства батолитов. Граниты, залегающие на месте генерации магмы, называются автохтонными, а граниты, свя­занные с перемещением магмы, — аллохтонными. Формирование аллох- тонных гранитов зависит от состава вмещающих пород и происходит в несколько фаз внедрения. При этом ранние внедрения характеризуются более основным составом.

Внутреннее строение интрузивов устанавливается по форме их кон­тактов и по ориентированным первичным текстурам, возникающим в магматическом теле еще тогда, когда оно находилось в жидком состоя­нии, связанным с ориентировкой минералов, струй магмы различного состава и вязкости, направленной кристаллизации и т. д. Как правило, они параллельны экзоконтактам. При остывании магматических инт­рузивных тел возникают трещины, которые располагаются вполне за­кономерно по отношению к первичным текстурам течения. Изучая эти трещины, удается восстановить первичную структуру интрузива, даже если не видно его контактовых зон.

15.3. ВУЛКАНИЗМ

Если жидкий магматический расплав достигает земной поверхнос­ти, происходит его извержение, характер которого определяется соста­вом расплава, его температурой, давлением, концентрацией летучих компонентов и другими параметрами. Одной из самых важных причин извержений магмы является ее дегазация. Именно газы, заключенные в расплаве, служат тем «движителем», который вызывает извержение. В зависимости от количества газов, их состава и температуры они могут выделяться из магмы относительно спокойно, тогда происходит излия­ние, эффузия лавовых потоков. Когда газы отделяются быстро, проис­ходит мгновенное вскипание расплава и магма разрывается расширяю­щимися газовыми пузырьками, вызывающими мощное взрывное извержение — эксплозию. Если магма вязкая и температура ее невысо­ка, то расплав медленно выжимается, выдавливается на поверхность, происходит экструзия магмы.

Таким образом, способ и скорость отделения летучих определяют три главные формы извержений: эффузивное, эксплозивное и экстру­зивное. Вулканические продукты при извержениях бывают жидкими, твердыми и газообразными (рис. 22-32 на цветной вклейке).

15.4. ПРОДУКТЫ ИЗВЕРЖЕНИЯ ВУЛКАНОВ

Газообразные продукты, или летучие, как было показано выше, иг­рают решающую роль при вулканических извержениях, и состав их весьма сложен и изучен далеко не полностью из-за трудностей с определением состава газовой фазы в магме, находящейся глубоко под поверхностью Земли. По данным прямых измерений, в различных дей­ствующих вулканах среди летучих содержатся водяной пар, диоксид углерода (С0₂), оксид углерода (СО), азот (N₂), диоксид серы (S0₂), три- оксид серы (S0₃), газообразная сера (S), водород (Н₂), аммиак (NH₃), хлористый водород (HCL), фтористый водород (HF), сероводород (Н₂ S), метан (СН₄), борная кислота (Н₃В0₃), хлор (С1), аргон и др., но преоб­ладают Н₂0 и С0₂. Присутствуют хлориды щелочных металлов, а так­же железа и меди. Состав газов и их концентрация очень сильно меня­ются в пределах одного вулкана от места к месту и во времени. Зависят они и от температуры и в самом общем виде от степени дегазации мантии и от типа земной коры. По данным японских ученых, зависи­мость состава вулканических газов от температуры выглядит следую­щим образом (табл. 11).

Данные таблицы показывают, что наиболее высокотемпературные газы являются, скорее всего, ювенильнъши, т. е. первичными магмати­ческими эманациями, тогда как при более низких температурах они явно смешиваются с атмосферным воздухом и водой, которая проникает в вулканические каналы по многочисленным трещинам. Такая атмос­ферная вода называется вадозной. Ниже +100 °С пары воды превраща­ются в жидкость, которая реагирует с малорастворимыми соединениями типа НС1, образуя агрессивные кислоты. В газах Ключевского вулкана на Камчатке при 300-800 °С преобладали Н„ HF, СО, С0₂, S0₂; при 150-200 °С - Н₂, НС1, СО, С0₂, S0₂; при 50-100 °С - СО,, S0₂; при 50-81 °С — СО,. Газы континентальных вулканов отличаются от газов вулканов, расположенных на островах в океанах.

Состав газов очень изменчив не только в разных типах вулканов, но и в пределах одного вулкана, что хорошо показал известный француз­ский вулканолог Г. Тазиев на примере газовых эманаций вулкана Стром- боли в Липарских островах у северного побережья Сицилии. Содержа­ние и состав газов непрерывно изменялись при опробовании через

Таблица 11 Зависимость состава вулканических газов от температуры Температура, °С Состав газов (без воды) 800-1200 НС1, со2, н20,H2s, so 100-800 НС1, so2, h2s, co2, n2, h2, HC1 60-100 н2, co2, n2, so2, h2s co2, n2, h2s

 

каждые две минуты. Как уже говорилось, вулканические газы — это главный движитель извержений. Характер выделения газов зависит от состава и вязкости магмы, а скорость отделения газов от расплава оп­ределяет тип извержений.

Жидкие вулканические продукты. Магма, поднимаясь вверх по ка­налу и достигнув поверхности Земли, изливается в виде лавы, отлича­ющейся от магмы тем, что она уже потеряла значительное количество газов. Термин «лава» вошел в геологическую литературу после того, как он стал использоваться для излившейся магмы Везувия.

Главные свойства лавы — химический состав, температура, содер­жание летучих, вязкость — определяют характер эффузивных изверже­ний, форму, структуру поверхности и протяженность лавовых потоков. Если вязкость у лав низкая, то они могут растекаться, покрывая боль­шие пространства и далеко уходя от центра излияния. Высокая вяз­кость, наоборот, вынуждает лавы нагромождаться недалеко от места извержения, а кроме того, они текут гораздо медленнее, чем маловяз­кие лавы.

Химический состав лав изменяется от кислых, содержащих боль­ше 63 % Si0₂, и до ультраосновных, содержащих Si0₂ меньше 45 %. Все остальные лавы имеют промежуточное содержание оксида крем­ния (рис. 15.12).

Кислые лавы (Si0₂ > 65 %) представлены риолитом, состоящим из кварца, кислых плагиоклазов, биотита, амфибола и ромбического пи­роксена. Основная масса представлена вулканическим стеклом. Харак­терна флюидальная текстура. К кислым лавам относятся и дациты с несколько меньшим содержанием Si0₂.

К средним лавам (SiO, — 65-53 %) относятся широко распростра­ненные андезиты (от гор в Южной Америке Анд), содержащие кварц, плагиоклазы, биотит, реже роговую обманку.

Наиболее распространены основные лавы — базальты ( Si0₂ = 53­45 %), породы темного цвета, часто черные, с вкрапленниками основно­го плагиоклаза, оливина и пироксена (ромбического и моноклинного). Быстрое остывание лавы приводит к появлению зональных минералов вкрапленников.

Ультраосновные лавы (Si0₂ < 45 %) — коматииты (от р. Комати в Южной Африке) — сейчас не встречаются, но были широко распрост­ранены в докембрии. Вкрапленники представлены оливином и редко клинопироксеном.

Температура лав может быть измерена непосредственно при извер­жении специальными приборами, пирометрами, а также путем экспе­риментов в лабораторных условиях. Температура извергающихся лав, в целом более высокая у базальтов, постепенно снижается к риолитам:

Кислые	Средние	Основные
Риолиты	Андезиты Базальты
Ж	елезо магниевые минералы
Калиевый _ Пла1 полевой шпат	иоклазы

Объем пород 100%

75%

50%

25%

75%

70% 65% 60% 55% 50% 45%SiO,

 

Увеличение Si0₂

Увеличение Na^O и К,0

Увеличение FeO, MgO и Са

Рис. 15.12. Классификация наиболее распространенных вулканических пород

базальты - 1000-1200 "С, андезиты - 950-1200 "С, дациты - 800­1100 "С, риолиты - 700-900 "С.

Конечно, эти значения могут изменяться в некоторых пределах. Не­посредственные измерения показывают, что базальты вулкана Килауэа, Гавайские острова, во время извержений 1952-1973 гг. имели температу­ру от 1050 до 1190 °С (по Мак Дональду, 1972); базальтовые лавы вулкана Этна (1970-75 гг.) — от 1050 до 1125 °С; андезиты вулкана Парикутин (1944) в Мексике — 943-1957 °С; дациты вулкана Св. Елены в Каскадных горах США (1980) — 850 °С (по Дж. Фридману, 1981). Базальтовые лавы, остывая, сохраняют способность к течению при температурах 700 и даже 600 °С, т. к. их вязкость снижается постепенно. В то же время кислые лавы, температура которых при появлении из подводящего канала около 700-900 °С, с уменьшением температуры очень сильно, во много раз, уве­личивают вязкость и теряют способность к движению.

0%

Характер цвета лавы отражает ее температуру, на чем, собственно, и основано действие пирометра, в котором накал нити, регулируемый
электрической батареей, должен достичь цвета лавы, после чего темпе­ратура вычисляется по специально градуированной шкале: начало крас­ного свечения 540 °С, темно-красное свечение 650 °С, светло-

красное свечение-------- 870 °С, желтоватое свечение--------- 1100 °С, начало

белого свечения------- 1200 °С, белое свечение-------- 1480 °С.

Изменение температуры с помощью этих признаков можно хорошо наблюдать, например, по кинофильмам, иллюстрирующим извержения базальтовых вулканов на Гавайских островах. Цвет лавы очень быстро изменяется от ярко-желтого до темно-красного, а на поверхности пото­ка остывшая черная корочка толщиной 20 см вполне выдерживает вес человека. Но под верхней, остывшей коркой, имеющей очень низкую теплопроводность, лава еще длительное время остается горячей. Неко­торые лавовые потоки даже через 30-50 лет сохраняют высокую тем­пературу, явно выше 100 °С.

Плотность лав зависит от состава и флюидной динамики потока, но в целом она выше у базальтов — 2,6-2,8 г/см³, меньше у андезитов — 2,5 г/см³ и еще меньше у риолитов — 2,1-2,2 г/см³, при этом плотность уменьшается с увеличением температуры. Например, для базальтов с температурой 900 °С — р = 2,8 г/см³, а при 1300 °С — р = 2,6-2,7 г/см³.

Вязкость лав — важная характеристика, определяющая подвижность лавовых потоков, их мощность и морфологию. Вязкость лав контроли­руется давлением, температурой, химическим составом, содержанием летучих, в частности растворенной воды, количеством газовых пузырь­ков и содержанием кристаллов-вкрапленников. Все эти факторы дей­ствуют одновременно, и поэтому вклад каждого из них оценивается с трудом. Чем ниже температура, тем выше вязкость. Увеличение содер­жания летучих приводит к ощутимому снижению вязкости лав. Чем более кислая лава, тем ее вязкость выше. Количество вкрапленников в лаве влияет на ее вязкость при постепенном увеличении их количества сначала незначительно, но затем, после порога -60 %, возрастает почти мгновенно.

Содержание газовых пузырьков в целом пропорционально умень­шению вязкости лавы, однако в кислых лавах, обычно высоковяз­ких, влияние пузырьков может быть противоположным, т. к. они не могут свободно перемещаться в расплаве и так с высокой вязкостью. Движение лавовых потоков, как правило, ламинарное и реже турбу­лентное, что создает хорошо различимую флюидальную текстуру в породах.

Строение лавовых потоков как в плане, так и в разрезе сильно зависит от их химического состава и других факторов, рассмотренных выше.

Базальтовые лавовые потоки, как правило, имеют небольшую, в несколько метров, мощность и распространяются на многие десят­ки километров, например на Гавайских островах — до 60 км (рис. 33 на цветной вклейке). Миоценовые базальтовые лавовые потоки в до­лине р. Колумбии на западе США имеют длину до 160 км при мак­симальной мощности потока до 45 м.

Поверхность базальтовых лавовых потоков формируется за счет быстрого остывания тонкой корочки, и, пока она еще не потеряла пла­стичность, происходят ее волочение и сморщивание наподобие пенки у остывшего киселя. Газовые пузырьки, поднимающиеся сквозь поток, скап­ливаются под этой корочкой и могут ее даже приподнимать над еще не остывшей лавой. Такая поверхность, напоминающая лежащие канаты, называется пахоэхоэ (рис. 15.13). Эти «канаты» всегда направлены вы­пуклостью к движению потока.

Рис. 15.13. Лавы канатные (пахоэхоэ)

 

Так как на поверхности и по краям потока лава остывает быстрее, а в центре еще продолжается движение новых порций расплава, то в потоке образуется труба, потому что последние порции жидкой лавы ушли в головную часть потока.

Поверхность пахоэхоэ осложняется вторичными структурными фор­мами — «пальцами», холмами, грядами, куполами выдавливания — за счет прорыва затвердевшей корки еще жидкой лавы при повышении гидростатического давления. Это же давление ответственно за форми­рование конусов разбрызгивания — горнитосов, сложенных остывши­ми брызгами лавы, вырвавшейся под давлением через треснувшую корку.

Другой тип поверхности базальтовых потоков называется аа-лавой и представлен остроугольными обломками лав с многочисленными шипами, отходящими во все стороны от обломков и образующимися при растягивании еще вязкой корки потока, которая неоднократно дро­бится и вновь возникает. Так формируется поверхность аа-лавы мощ­ностью в несколько метров (рис. 15.14).

Рис. 15.14. Аа-лава у Тонгариро (Новая Зеландия) (по С. A. Cotton, 1952)

У этих двух видов потоков скорость движения нижних горизонтов меньше, чем верхних, поэтому фронтальная часть потока со временем становится круче и с его верхней части скатываются глыбы и целые блоки, образующие осыпь у подножия фронтального уступа, на кото­рый постепенно «наезжают», как гусеница танка, новые порции потока (рис. 15.15). Так в основании потока формируется прослой лавобрек- чии, т. е. обломки лавы, лавой же сцементированные, а его верхнюю часть слагают аа-лавы. Иногда на поверхности аа-лав встречаются шаро­видные глыбы — аккреционные лавовые шары диаметром 2-3 м, образо­вавшиеся в результате налипания на глыбу еще вязких кусков лавы, когда глыба перекатывается в верхней части потока.

Рис. 15.15. Строение лавового потока среднего состава в продольном разрезе. Черная стрелка обозначает направление движения лавового потока. Тонкие стрелки — обвал глыб с фронта потока. 1 — верхняя лавобрекчия — аа-лавы, 2 — нижняя лавобрекчия, 3 — столбчатая отдельность, 4 — субстрат

 

Глыбовая лава отличается от аа-лавы только отсутствием шипов на остроугольных обломках и более гладкой поверхностью, иногда почти зеркальной. Классические глыбовые лавы наблюдаются в голоценовых, самых молодых дацитовых потоках Эльбруса, напри­мер вдоль канатной дороги от поляны Азау до верхней станции Мир. Глыбовые лавы имеют большую вязкость, чем аа-лавы, поэтому они чаще встречаются в андезитовых, дацитовых и риолитовых лавах. Внутренние части этих потоков нередко обладают слоистой тексту­рой, связанной со взаимным скольжением слоев разной вязкости. Если фронтальная часть потока уже застыла, а лава продолжает по­ступать, то слои начинают изгибаться вверх, образуя тонкопластин­чатую отдельность.

В плане и разрезе лавовые потоки характеризуются наличием бор­тов, или бортовых гряд, обычно возвышающихся над центральной час­тью потока (рис. 15.16). Эти гряды возникают из-за более быстрого и раннего охлаждения лавы, последующие порции которой движутся как бы уже в твердых лавовых «берегах». На поверхности потока между боковыми грядами возникают напорные валы, обращенные выпуклос­тью по направлению движения потока, причем их высота увеличивает­ся к фронту потока. Если лава очень жидкая, то потоки имеют упло­щенную форму, хотя бортики и напорные валы сохраняются.

 

Многим известна так называемая столбчатая отдельность, прекрасные примеры которой есть во многих местах: на Военно-Грузинской дороге, в базальтах верхнего плейстоцена Гудаурского потока; на южном склоне Эль­бруса в среднеплейстоценовых дацитах; на о-ве Малл в Шотландии, где находится знаменитая «мостовая гигантов», и т. д. (рис. 15.17). Столбчатая отдельность образуется благодаря трещинам, возникающим в остывающем лавовом потоке. Встает несколько вопросов: какой формы чаще всего быва­ют столбы; как они образуются в плоскости потока и в его разрезе, мгно­венно или постепенно; как они (столбы) ориентированы по отношению к холодному субстрату?

Рис. 15.16. Андезитовый голоценовый лавовый поток на Кельском плато (Большой Кавказ): 1 — моногенный лавовый купол; 2 — борт потока, застывший раньше других его частей; 3 — напорные валы на поверхности потока; 4 — фронт потока

Столбы есть не что иное, как часть вулканической породы, но уже не лавы, ограниченной поверхностями трещин. Столбчатая отдельность луч­ше всего выражена в однородных базальтовых потоках в так называемых флуд-базальтах, но встречается в андезитах, дацитах и риолитах. Идеаль­ная форма для столба в поперечном разрезе — это шестигранник, однако чаще встречаются четырех- и пятигранники. В разрезе лавового потока столбчатая отдельность занимает все внутреннее пространство от верхней глыбовой корки до лавобрекчии в основании потока, располагаясь по отно­шению к ним, а соответственно, и к субстрату перпендикулярно. Всегда в столбчатой отдельности можно увидеть неровную линию, находящуюся при­мерно в 1/3 расстояния от кровли до подошвы, но ближе к последней. Вдоль этой линии (в разрезе) и поверхности (в плане) происходит как бы смыкание столбов, что обусловлено процессом их роста. На каждом столбе в той или иной степени различимы поперечные трещины либо выступы, неровности и др. формы, разделяющие столб как бы на ряд шашек, из которых он и сложен. Во многих потоках можно наблюдать наклонные, изогнутые и даже закрученные вокруг своей оси столбы.

Рис. 15.17. Столбчатая отдельность: 1 - в базальтах Словакии; 2 - в базальтах Исландии (фото Т. М. Гептнер)

 

Когда лавовый поток останавливается и начинает остывать, то быстрее всего он охлаждается сверху и медленнее снизу. Охлаждение захватывает некоторую внешнюю зону, и в ней возникают термонапряжения в силу уменьшения объема пород, образовавшихся из лавы. Но т. к. они связаны с неподвижным субстратом, то в породе возникают растягивающие напряже­ния, и если они превысят прочность породы, то она растрескается, но не беспорядочно, а по определенным направлениям. Они возникают вслед­ствие «выживания» только определенных центров охлаждения из многих, возникших первоначально в одном слое охлаждения. К этому центру и стягивается материал, а перпендикулярно этим линиям образуются плос­кости трещин отрыва. Однако они проникают только на такую глубину, на которой термонапряжения превысили прочность остывшей породы. Этот интервал глубины и выражен на столбах поперечными структурами — «сле­дами зубила» (англ. chisel marks — «следы зубила») (рис. 15.18). Следова­тельно, отдельность формируется как прерывистый процесс, причем стол­бы «растут» как сверху вниз, так и снизу вверх, но т. к. охлаждение сверху сильнее, то и столбы растут быстрее. Где-то столбы, растущие снизу и сверху, встретятся, и тогда возникнет неровная поверхность. Плоскость трещины всегда перпендикулярна поверхности охлаждения, т. е. субстрату, что позволяет реконструировать древний рельеф, на который изливались лавы. Точно так же возникает и столбчатая отдельность в интрузивных субвулканических телах.

25.484

S

к к

т

 

Т NL>

 

Рис. 15.18. Образование столбчатой отдельности. 1 — план. Сначала «выживают» центры охлаждения, и к ним направлено сжатие; 2 — разрез. По мере падения температуры (Т) термонапряжение превышает предел прочности породы и возникает трещина на величину h. И далее процесс продолжается непрерывно, но скачками

Если лавовый поток изливается в море, озеро или на льды, его поверхность, очень быстро охлаждаясь, превращается в вулканическое стекло, которое, растрескиваясь в воде, образует массу пластинчатых осколков стекла. Подобные породы называются гиалокластитами и в наше время широко развиты в Исландии, где извержения часто проис­ходят в условиях ледников. Необходимо подчеркнуть, что стекловатые пластинчатые кусочки в гиалокластитах отличаются от пепловых час­тиц более простой формой.

В глубоководных океанических рифтовых зонах, где гидростатиче­ское давление препятствует эксплозивным извержениям, из трещин выдавливается базальтовая лава, как зубная паста из тюбика. Как толь­ко порция лавы в виде капли попадает в воду, поверхность лавы мгно­венно охлаждается и превращается в стекловатую корочку, в то время как центральная часть образовавшейся лепешки еще расплавлена. Эта капля или, скорее, «подушка» уплощается, т. к. она еще пластична, а на нее перемещается новая порция «подушек», и так возникает толща, называемая пиллоу, или подушечными лавами (англ. pillow — подушка) (рис. 15.19). В разрезе остывших «подушек» хорошо видны раскрис- таллизованная внутренняя часть и стекловатая корочка, а сама «по­душка» нередко нарушена радиальными и концентрическими трещина­ми, образовавшимися в результате сокращения объема при остывании. Нижняя поверхность у подушек уплощена, а верхняя выпуклая. Это позволяет уверенно определять в древних толщах кровлю и подошву пластов, сложенных пиллоу-лавами (рис. 15.20).

Сморщивание подушки

«Раскаленная трещина»

Очередная подушка

Рис. 15.19. Образование пиллоу-лав. Из лавовой «кишки>> выдавливаются новые порции лавы и тут же покрываются стекловатой корочкой

 

 

Рис. 15.20. Подушечные лавы базальтов и связанные с ними пелагические отложе­ния (по Р. Грацианской): 1 — сфероид подушечной лавы с периферической вариоли- товой зоной; 2 — гиалокластит; 3 — трещины в сфероиде, выполненные гиалокласти- том; 4 — радиоляриевые кремнистые сланцы; 5 — карбонатно-кремнистые отложения с обломками базальтов

 

Очень часто подушки напоминают толстые сардельки, как бы выхо­дящие одна из другой. Это происходит вследствие того, что, выдавив­шись из трещины и немедленно покрывшись корочкой, порция лавы испытывает давление со стороны новой порции вытекающей лавы, ко­торая прорывает тонкую корку и образует очередную «сардельку», пока ее корку также не прорвет очередная порция лавы (см. рис. 15.19). Пиллоу-лавы нередко ассоциируются гиалокластитами. Промежутки между лавовыми подушками заполняются кусочками стекловатой кор­ки или осадками.

Так как базальтовые пиллоу-лавы образуются в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов, впоследствии они входят в состав второго слоя океанической коры и в этом смысле крайне важны для геологических реконструкций как порода-индикатор определенной глу­боководной обстановки.

Более кислые и более вязкие лавы андезитов, дацитов и риолитов образуют в отличие от базальтовых короткие потоки, обладающие все­ми признаками, описанными выше, — бортами, напорными валами, кру­тым и высоким фронтом и, как правило, глыбовой поверхностью.

Если лава почти не способна к течению ввиду высокой вязкости, то, выдавливаясь из жерла, она образует экструзивные купола (лат. extrusio — выдавливать). Иногда они растут за счет поступления новых порций лавы, нагромождающихся одна на другую; в других случаях напор лавы приподнимает уже застывшую первую порцию расплава.

Вулканические экструзивные купола достигают в высоту сотен мет­ров, например знаменитый купол Лассен-Пик в Калифорнии, в Каскадных горах США, имеет высоту 600 м. Очень характерны риоли- товые, в том числе обсидиановые, купола в Армении, в Мексике и в других местах. Для кислых лав экструзивных куполов типична тонкая флюидальность как следствие ламинарного вязкого течения расплава. По периферии растущих куполов всегда образуются шлейфы мощных осыпей. Если экструзивный купол формируется в воде, то он окружен шлейфом гиалокластитов.

Твердые продукты эксплозивных извержений. Помимо жидких про­дуктов — лав, при извержении вулканов, особенно эксплозивных, выб­расывается огромное количество твердого обломочного материала — теф- ры, как назвал его когда-то Аристотель. Сюда же включаются выбросы жидкой лавы, в процессе полета быстро остывающей и падающей на склоны вулкана уже твердой.

Классификация тефры может основываться на различных при­знаках, в частности на размерах обломков. Наиболее крупными из них являются вулканические бомбы (более 7 см в диаметре). Извер­гаясь из жерла вулкана, фрагменты разорванной газами магмы, об­ладая пластичностью, изменяют свою форму. Вращаясь в воздухе, они приобретают веретенообразную форму, причем наветренная сто­рона бомбы отличается от противоположной (рис. 15.21). Жидкая лава дает струи, которые превращаются в ленточные, или цилинд­рические, бомбы. Отдельные куски лавы, разорвавшись в воздухе, образуют сферические бомбы. Ряд бомб, сформировавшись, вновь падает в расплав, тогда формируются бомбы обволакивания. Если бомба падает, еще не полностью остыв, она сплющивается и назы­вается бомбой типа коровьей лепешки. Ряд бомб, остыв в полете, еще выделяют газы из внутренних частей, которые разрывают уже почти твердую поверхность. Такие бомбы называются бомбами типа хлебной корки.

 

 

Рис. 15.21. Типы вулканических бомб: 1 — веретеновидная, односторонняя; 2 — веретеновидная; 3 — типа хлебной корки; 4 — двухполюсная веретенообразная; 5 — ленточная; 6 — типа коровьей лепешки

 

При взрывах выбрасываются не только фрагменты и хлопья лавы, но и куски и глыбы ранее затвердевших пород, в том числе субстра­та, захватываемого со стенок жерла. Тогда образуются бомбы типа глыб, с неправильными гранями, и более мелкие обломки, называе­мые лапилли.

Если лава фонтанирует, особенно во время извержения жидких ба­зальтов, то образуются быстро застывающие капли, называемые слезы Пеле (богиня Гавайских вулканов), а если лава разбивается на тонкие стекловатые нити — они получают название волос Пеле.

Любое скопление глыб или лапиллей называется агломератом. Ког­да обломки лавы цементируются такой же лавой, получается порода, называемая лавобрекчией.

Самые мелкие обломки тефры, размером меньше 2-1 мм, называют­ся вулканическим 'пеплом. Пепел состоит из мельчайших частиц вулкани­ческого стекла, напоминающих по виду колбочки, рогульки, треугольни­ки, полумесяцы. Все они представляют собой остатки перегородок между пузырьками газа, выделившихся со взрывом из магмы при извержении. Частицы могут представлять собой обломки кристаллов и ранее сфор­мировавшихся пород. Основные порции пепла выпадают вблизи вулканов, но иногда, будучи поднятыми высоко в стратосферу, ветром переносятся на огромные расстояния. Например, в 1912 г. при взрывах вулкана Катмай на Аляске пепел выпадал в Калифорнии, на расстоянии почти 4 тыс. км. Извержение вулкана Гекла в 1997 г. в Исландии дало пепел, выпавший в Шотландии и Финляндии, а граница пеплового об­лака вулкана Квизапу в Южном Чили проходила севернее Рио-де-Жа­нейро, т. е. в 3500 км от вулкана.Так как пеплы выпадают на обширных площадях, то пепловые слои служат хорошими корреляционными репе­рами при сопоставлении удаленных друг от друга разрезов. Метод кор­реляции по пепловым горизонтам называется тефростратиграфией.

Эксплозивные извержения, как уже говорилось, сопровождаются выбросами огромного количества пирокластического материала, т. е. горячего обломочного материала, состоящего не только из пепла, но и из обломков кристаллов и ранее застывшей лавы. Такой рыхлый мате­риал называется тефрой. Когда он литифицируется, т. е. превратится в плотную породу, то получит название вулканического туфа. Он может состоять из обломков вулканического стекла (витрокластический туф), осколков минералов-вкрапленников (кристаллокластический) или об­ломков пород (литокластический). Чаще всего туфы состоят из всех перечисленных выше разновидностей.

Существует очень интересный и необычный тип вулканогенных обра­зований, сочетающий в себе признаки как лав, так и туфов. Они обладают почти исключительно кислым — риолитовым или дацитовым — составом и порой покрывают площади во многие тысячи квадратных километров. По отнощению к подстилающему рельефу они ведут себя как жидкие лавы, затопляя все понижения и нивелируя рельеф, образуя обширные плато. В вертикальных разрезах часто наблюдается грубая столбчатая отдельность. В основании разреза нередко располагается горизонт черных стекловатых пород или рыхлых пемз. В самих породах наиболее характерным структур­ным признаком являются линзовидные в разрезе и изометричные в плане стекловатые обособления размером несколько сантиметров. Эти породы лишены лавобрекчий как в кровле, так и в подошве.

Под микроскопом они имеют вид туфов и состоят из раздробленных вкрапленников минералов и пепловых стекловатых частиц, нередко тесно соприкасающихся между собой и как бы сваренных или спекшихся. Эти кис­лые породы получили название игнимбритов, и сформировались они из пеп­ловых потоков (рис. 15.22).

Рис. 15.22. Образец игиимбрита. Обращают на себя внимание фьямме черного стекла и туфовая природа основной массы

 

Последние возникают в случае особого типа извержений (рис. 15.23), когда газ, насыщающий кислую машу, на некотором уровне от поверхности в жерле подводящего канала начинает быстро отделяться от расплава, резко увеличиваясь в объеме. Наконец наступает стадия взрыва, и газ вместе с разорванной на мельчайщие частички магмой, являющиеся лишь перего­родками между стремительно расширяющимися пузырьками и обломками вкрапленников, вырывается на поверхность. Все частицы пенловой размер­ности и капли расплава окружены раскаленной газовой оболочкой и поддер­живаются во взвешенном состоянии давлением газа, по силе равным весу частиц или превышающим его. Такая высоконагретая масса ввиду очень малого трения ведет себя как жидкость и скатывается при малейшем уклоне рельефа от места извержения (рис. 15.24). Когда движение пеплового потока прекращается, масса оседает, газ улетучивается и еще высоконагретые пеп- ловые частицы под собственным весом спекаются и свариваются, в основании потока даже до обсидианоподобных пород. Потоки могут поступать непре­рывно один за другим или через какое-то время, и тогда образуются мощные игнимбритовые толщи со столбчатой отдельностью. Дело осложняется тем, что люди подобные извержения не наблюдали, хотя примеры совсем моло­дых потоков известны.

^ п Рис. 15.23. Схема, показывающая различия при извержении пеплового потока (А) и обычного эксплозивного (пеплового) извержения (Б) (по А. Риттману): 1— магма, насыщенная или не насыщенная газом; 2 — при понижении давления магма стано­вится насыщенной газом; 3 — зона образования пузырьков; 4 — зона с обильным газом, образующим самостоятельную фазу; УВ — уровень взрыва

 

 

7777777?? Рис. 15.24. Извержение пеплового потока, распространяющегося на большие расстояния при минимальном уклоне местности. Достигнув моря, некоторое время поток движется по его поверхности и по дну. Благодаря высокой температуре происходят фреатические взрывы. Из пеплового потока образуются игнимбриты — спекшиеся пеплы

 

Великолепные риолитовые игнимбриты возрастом около 2 млн лет, залегающие в глубокой кальдере в верховьях р. Чегем на Северном Кав­казе, имеют мощность более 2 км, а пепловые потоки распространялись к северу почти на 100 км. Огромные поля риолитовых игнимбритов миоценового возраста известны в Провинции хребтов и бассейнов в штате Невада в США, в Новой Зеландии, в Андах Южной Америки и в других местах.

Существуют потоки риолитов и дацитов, выполняющие древние реч­ные долины и стекающие со склонов, но обладающие всеми признаками пепловых потоков. Такие игнимбриты не являются результатом спекания пепловых частиц, а сформировались за счет неравномерной расслоенности или даже в результате ликвации кислых расплавов. Подобные породы по- зднечетвертичного возраста известны по западному склону Эльбруса на Кавказе, в Армении, в Кении (Восточная Африка), на Камчатке и в других местах (рис. 15.25).

Среди вулканогенных образований нужно отметить вулканические грязевые потоки, или лахары (индонез.), отличающиеся отсутствием сортировки и материалом огромных объемов в несколько кубических километров. Лахары бывают холодными и горячими.

Во время извержений над вулканом часто идут дожди, и вода, сме­шиваясь с горячей тефрой, грязекаменным потоком устремляется вниз по склону. Под таким потоком в 79 г. н. э. был погребен г. Геркуланум, расположенный на берегу Неаполитанского залива у западного подно­жия Везувия. Гигантское поле древних грязекаменных вулканических потоков известно в Калифорнии в Сьерра-Неваде, где их объем оцени­вается в 8400 км³ при площади 31 тыс. км².

15.5. ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ПОСТРОЙКИ

Вулканические постройки подразделяются на простые и сложные (рис. 15.26).

Простые, или моногенные, постройки представлены относительно небольшими вулканическими конусами разного генезиса, сформиро­вавшимися за одно или несколько извержений. Наиболее распростра­ненные из них — это шлаковые конусы, на вершине которых находится кратер (чашевидное углубление) (рис. 15.27). Подобные вулканы обра­зуются при выбросе обломков во время эксплозивных извержений, и угол склона таких конусов чаще всего 30°, т. е. близок к углу естествен­ного откоса сыпучих тел. Высота конусов достигает 500 м. Так, шлако­вый конус вулкана Парикутин, в Мексике, возникший в 1944 г., за год достиг высоты 400 м. Шлаковые конусы могут быть «нанизаны» на одну магмоподводящую трещину, как, например, в 1975 г. на Камчатке при

 

^Р"^С- ¹⁵'²п, ^{Ретультаг} действия гряэе каменного потока (лахара) при навепжвшш вулкана Шивелуч в апреле 1991 г. (Камчатка). Расстояние от вул^ГЛ о-й Г

(фото Н. П. Смелова)

Рис. 15.26. Типы вулканов: 1 — стратовулкан (слоистый полигенный вулкан), чередование лав (черное) и туфов (штрихи); 2 — шлаковый вулкан (моногенный); 3 — щитовой лавовый вулкан

10 км

Неоднократные извержения базальтовой жидкой лавы создают во­круг центра излияния пологий, но обширный лавовый конус, который может превратиться в щитовой вулкан, столь характерный для районов базальтовых излияний: в Исландии, в Каскадных горах США, на Га­вайских островах. Сложные полигенные вулканические постройки состоят из кону­сов, образованных потоками лавы и толщами тефры, и называются стра- товулканами (лат. stratum — слой) (рис. 15.29). Образуются они при чередовании эффузивных и эксплозивных извержений, при которых лавовые потоки и покровы тефры неравномерно наслаиваются на скло­ны растущего вулкана, нередко создавая правильные, изящные конусы,

извержениях около вулкана Плоский Толбачик (рис. 15.28). Подобных конусов много на острове Гавайи. Иногда возникают конусы разбрызги­вания, когда хлопья жидкой лавы шлепаются около жерла и постепенно образуют конусовидный небольшой вулкан. Существуют также пепло- вые конусы.

Рис. 15.27. Ключевская группа вулканов на Камчатке (фото В. А. Подтабачного). Хорошо видны побочные шлаковые конусы — результат эксплозивных извержений

 

 

Рис. 15.28. Северный прорыв Толбачинского извержения на Камчатке в 1975 г. (фото В. П. Подтабачного). Извержение происходит из второго шлакового конуса

 

такие как у вулкана Фудзияма в Японии, Кроноцкого и Ключевского вулканов, вулканов на Камчатке или вулкана Майон на Филиппинах. Высота стратовулканов достигает 3-4 км, считая от основания. На вер­шине вулкана располагается кратер, в донной части которого находит­ся жерло — выводное отверстие подводящего канала (рис. 15.30).

Сам вулканический конус состоит из чередующихся толщ лав и различной тефры, в которую на разных уровнях могут внедряться пла­стовые интрузивы — силлы или появляться боковые подводящие кана­лы, открывающиеся на склонах, где возникают побочные кратеры. Фор­мирование новых подводящих каналов происходит после длительного периода покоя вулкана, и магме чегче пробить новый путь наверх, неже­ли следовать по старому закупоренному каналу. Так возникают новые жерла и новые кратеры, которые нередко оказываются вложенными друг

Рис. 15.29. Схема строения стратовулкана. 1, 2, 3 — разные вулканические толщи, образующие конус вулкана; 4 — молодой вулканический конус, выросший после взрыв­ного извержения и образования кальдеры; 5 — широкое жерло, образовавшееся во время взрыва; 6 — край кальдеры; 7 — молодые лавовые потоки; 8 — близповерхностный магматический очаг; 9 — молодой вулканический канал, заканчивающийся кратером

 

 

v Рис. 15.30. Стадии изменения кратера Ключевского вулкана с 1936 по 1966 г. (по Н. Т. Кирсанову и А. М. Рожкову)

 

в друга. При формировании вулкана нередко образуются радиальные и кольцевые трещины, также заполняющиеся магмой и формирующие новые побочные кратеры.

Системы трещин возникают в результате оседания вулкана при пе­рераспределении масс, когда из близноверхностного магматического очага магма выносится наверх и в очаге создается недостаток массы, в то время как на поверхности — избыток.

В результате мощных эксплозий вершинная часть стратовулкана мо­жет быть уничтожена, и тогда образуется обширная и глубокая округлая котловина — кальдера диаметром от нескольких сотен метров до несколь­ких километров. Это так называемые кальдеры взрыва (рис. 15.31). Но существуют и кальдеры провала, которые образуются в результате оседа­ния вершинной части вулкана по кольцевым разломам, т. к. в магматическом очаге под вулканом ощущается недостаток расплава. Известны очень боль­шие кальдеры, например Тимбер-Маунтин в Неваде, США, с диамет­ром до 32 км, Ла-Гарита в горах Сан-Хуан, Колорадо, — около 50 км, Асо, Япония, — 20 км, Санторин в Эгейском море в Кикладской ост­ровной дуге — 14 км и т. д. Часть кальдер образуется в результате обрушения беспорядочно ориентированных частей вулканической пост­ройки, а часть — в результате оседания по кольцевым разломам всего массива вулкана. Иногда кальдеры бывают вложенными одна в другую,

 

 

Рис. 15.31. Типы кальдер. А — кальдера, образовавшаяся в результате взрыва верх­ней части вулкана и частичного проседания; Б — кальдера обрушения, сформировав­шаяся при разгрузке магматического очага и проседании субстрата

Рис. 15.32. Небольшие кальдеры и вложенные в них кратеры и маленькие вулканы

 

Кальдеры очень характерны для полей кислых игнимбритов, порождае­мых пепловыми потоками, возникающими во время мощных эксплозивных извержений. Классическим примером такой кальдеры глубиной 2,5 км яв­ляется Верхнечегемская на Северном Кавказе (рис. 15.33). Впечатляющая кальдера вулкана Санторин в Эгейском море образовалась в 1547 г. до н. э. в результате грандиозных, в основном эксплозивных, пемзовых извержений вулкана, после которых сохранились лишь его части, образу­ющие гирлянду островов вокруг кальдеры диаметром почти 14 км (рис. 15.34). Глубина моря внутри кальдеры составляет несколько сот мет­ров, а в ее центре впоследствии вырос новый вулкан, вернее, два: Палео- и Неокамени, последнее извержение которого было в 1957 г. От взрыва на краях кальдеры сохранился пласт пемзы мощностью до 100 м. Именно под ним греческим археологом С. Маринатосом в 60-е гг. XX в. был обна­ружен древний город — Акротири. Предполагается, что извержение Сан- торина погубило минойскую цивилизацию, а исчезновение большого ост­рова иногда связывают с легендой об Атлантиде. Нередко в кальдере начинает вновь расти куполовидное поднятие, возникают отдельные вул­канические конусы. Такие кальдеры называются возрожденными.

Следует отметить, что отток магмы из близповерхностного очага может вызвать опускание территории, намного превышающей по размерам вулка­ническую постройку. Такие впадины называются вулканотектоническими.

15-20 км

 

Г E П /10

Рис. 15.33. Образование вулканотектонической впадины (вне масштаба): 1 — вмещающие породы; 2 — магматический очаг; 3 — игнимбриты; 4 — подошва игнимбритов; 5 — опущенные блоки

 

й

Рис. 15.34. Формирование кальдеры Санторина. 1 — вулкан Стронгили до изверже­ния в XV в. до н. э.; 2 — извержение в середине XV в. до н. э. и образование пласта пемзы 50-100 м мощностью (заштрихован); 3 — проседание части вулкана и образо­вание кальдеры диаметром 16-18 км и глубиной 0,5 км; 4 — формирование нового вулкана в центре кальдеры, последние извержения которого были в 1957 г.

о

Риолиты со столбчатой отдельностью

Обсидиановая брекчия

Рис. 15.35. Экструзивный купол миоценовых риолитов. Берегово, Закарпатье. В риолитах хорошо выражена столбчатая отдельность, а по краям купола — шлейф из обломков черных обсидианов

Рис. 15.36. Рост экструзивного купола в кальдере вулкана Шивелуч. Камчатка, 1993 г. (фото Н. П. Смелова)

26. 984

Если маша очень вязкая, например риолитового состава или даци- тового, то при извержении она выдавливается из подводящего канала, как паста из тюбика, и не может образовывать лавовых потоков. В этом случае формируется экструзивный купол, по краям которого располага­ется вулканическая брекчия из обломков пород купола (рис. 15.35). Экструзивные купола нередко вырастают в кальдерах или крупных кратерах после эксплозивных извержений (рис. 15.36, 15.37).

Рис. 15.37. Экструзивный купол, выросший в кальдере вулкана Безымянный (Камчатка) после катастрофического извержения в 1956 г. (фото Г. Е. Богоявленской)

 

15.6. ТИПЫ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ИЗВЕРЖЕНИЙ

Вулканические извержения разнообразны (см. рис. 27-32 на цвет­ной вклейке). В одних случаях жидкая магма спокойно переливает­ся через край кратера, в других — с огромной силой вырывается из жерла, в третьих — распыляется газами с образованием туфов и пеплов (рис. 15.38-15.41).

Тип извержений зависит от состава и газонасыщенности магмы. Чем больше в ней оксида кремнезема, тем она более вязкая, густая и содержит большее количество газов. Именно такая магма и будет взры­ваться сильнее всего. В зависимости от характера извержений выделя­ют различные их типы. Названы они чаще по вулканам, в которых какая-либо из черт его активности выражена ярче всего.

Гавайский тип извержения — это относительно слабые выбросы очень жидкой базальтовой лавы, образующей невысокие фонтаны, боль­шие пузыри и тонкие, обширные покровы лавовых потоков, наслаива­ющихся один на другой, образующих крупные, но плоские щитовые вулканы. Благодаря тому что извержения сопровождаются фонтаниро­ванием лавы, ее разбрызгиванием, образуются валы и пологие конусы,

Рис. 15.38. Излияние лавы из кратера Авачинского вулкана в январе 1991 г. (Камчатка). На заднем плане вулкан Корякский (фото В. А. Подтабачного)

 

 

Рис. 15.39. Авачинский вулкан. Видны два лавовых потока и грязекаменные потоки (лахары) в долине (фото В. А. Подтабачного)

Рис. 15.41. Грандиозное эксплозивное извержение вулкана Шивелуч в апреле 1991 г. (Камчатка). Высота пепловых туч — 9-10 км (фото Н. П. Смелова)

 

образованные хлопьями жидких базальтов. Наиболее характерными типами извержений такого рода обладают вулканы Гавайских остро­вов в Тихом океане — Килауэа, Мауна-Лоа, Мауна-Кеа, Халемаумау и другие. Извержения обычно происходят из открытых жерл спокой­но, изредка сопровождаясь слабыми взрывами.

Извержения покровных базальтов, или трещинного типа, отлича­ются очень большими объемами излившихся лав и слабой взрывной деятельностью. Как правило, извержения начинаются из протяженных трещин и объем разлившихся лав может достигать десятков кубичес­ких километров, а площадь — сотен квадратных километров. Характер излияния лав спокойный, сопровождающийся слабым фонтанировани­ем жидкой магмы, отчего над трещиной образуется как бы огненная завеса, как, например, часто бывает в Исландии. По мере развития из­вержений трещина постепенно закупоривается, излияния идут на убыль и сосредоточиваются в многочисленных, а потом все более редких от­дельных жерлах (рис. 15.42).

 

 

Б Рис. 15.42. Вулканы трещинного (А) и щитового центрального (Б) типов

 

Самое знаменитое извержение покровных базальтов произошло в Исландии в 1783 г. из трещины Лаки длиной около 25 км. Базальты покрыли площадь почти в 600 км², а их объем достиг 12 км³. В конце вулканической активности вдоль трещины образовалось более 100 шла­ковых конусов, в несколько десятков метров высотой. Надо отметить, что при этом извержении выделилось очень много сернистых газов, которые погубили урожай трав и, соответственно, крупный рогатый скот. На Исландию обрушился страшный голод.

Стромболианский тип извержения назван по характеру деятельно­сти вулкана Стромболи, расположенного в юго-восточном углу Тир­ренского моря у побережья Италии. Извержения обладают ритмичнос­тью, и в воздух периодически выбрасываются вулканические бомбы и туфы. Высота выбросов редко превышает 100-300 м, потому что газы отделяются от сравнительно жидкой магмы у края жерла. Если магмы много, она изливается в виде лавовых потоков. Извержения стромбо- лианского типа образуют обычно шлаковые конусы.

Извержения вулканского типа (рис. 15.43) характерны для вязкой магмы, насыщенной газами, отчего происходят умеренные или мощные взрывы, выбрасывающие высоко вверх обломки лав, иногда еще раска­ленных, но быстро остывающих и образующих туфовые, пепловые и глыбовые вулканические конусы. Сам остров Вулькано, где, по преда­нию, находится кузница бога огня Гефеста, располагается вблизи побе­режья Юго-Западной Италии. Извержения вулканского типа обычно не сопровождаются излияниями лавовых потоков.

Пелейский тип извержений, названный так по вулкану Мон-Пеле на о. Мартиника в Карибском море, сопровождается не только мощны­ми взрывами наподобие вулкапских, но и образованием раскаленных газово-пепловых лавин, с огромной скоростью скатывающихся со скло­на вулкана. Магма, как правило, вязкая, сравнительно низкой темпера­туры, закупоривающая жерло вулкана. Когда давление газов превыша­ет прочность этой пробки, происходят взрывы вулканского типа и выбросы лавин пелейского типа. Этот тип извержений весьма опасен, и хорошо известна катастрофа 1902 г., когда из-за такой лавины погиб­ло свыше 30 тыс. жителей города Сен-Пьер на Мартинике.

Плинианские извержения названы в честь древнеримского есте­ствоиспытателя Плиния Старшего, погибшего во время извержения Везувия в 79 г. п. э., погубившего Помпеи, Геркуланум и другие города в окрестностях Неаполитанского залива.

Извержение Везувия в 79 г. н. э. началось внезапно и продолжалось 12 часов. Верхняя часть более древнего Везувия, имевшего высоту 2,5-3 км, оказалась разрушенной, и от нее сохранилась лишь восточная часть, назы­ваемая соммой. Из жерла вулкана половину суток вырывался столб пемзо- видных обломков, разносимых ветром к юго-востоку. Наибольшая интен­сивность пемзопада пришлась как раз на Помпеи. Город, в котором жили 40 тыс. жителей, оказался погребенным под мощной, 4-5 м, толщей вулка­нических обломков. Многие жители погибли, и теперь мы можем видеть гипсовые слепки человеческих тел, получаемые при заполнении пустот в пемзовой толще гипсом, когда полости обнаруживают при археологиче-

 

 

 

 

 

ш.

Рис. 15.43. Эволюция вулкана Везувий (по А. Ритману, с изменениями). I — форми­рование конуса до VIII в. до н. э.: сначала в нем образовался обширный кратер, а потом начал расти новый конус. II — в начале VIII в. до н. э. конус достиг высоты 3000 м, вулкан стал одноглавым. III — мощные извержения разрушили конус. На вершине вновь образовался широкий кратер с выровненным дном за счет обвалов пород со стенок. IV — после извержения 24-25 августа 79 г. н. э. вершинный конус исчез. На его месте образовалась обширная кальдера с более высоким северным краем (современная Монте-Сомма). V — в дальнейшем в южной части кальдеры сформировался новый конус (современный Везувий) с небольшим кратером на вершине

X.

 

ских раскопках. Плиний Старший, который был адмиралом и командовал галерным флотом, стоявшим у мыса Мизено, на севере Неаполитанского залива, отправился на галере к берегу около Помпеи и ночью умер. Описа­ние извержения мы знаем со слов Плиния Младшего, племянника Плиния Старшего, который остался жив, т. к. не поехал на галере дяди, а остался в Мизено.

Плинианские извержения представляют собой, по существу, очень мощный вулканский тип. Внезапные взрывы и следующий за ними дли­тельный пепло- или пемзопад связаны с тем, что к кратеру вулкана поднимается вязкая, насыщенная газами магма. Газовые пузырьки, рас­ширяясь, разрывают магму, вспенивая ее, образуя кусочки пемзы и стек­ловатый пепел, разносящийся ветром на большие расстояния. Вы­брошенные вверх газово-пепловые облака «растекаются» на высоте нескольких километров в разные стороны, напоминая крону средизем­номорской сосны-пинии. В результате плинианских извержений при­вершинная часть вулканического конуса обрушивается и образуется ча­шевидное углубление — кальдера с крутыми стенками. Этот тип извержения также представляет большую опасность для населения.

Газовые извержения относятся к особому типу, когда магма прак­тически отсутствует и в обломках, выбрасываемых при взрывах, при­сутствуют лишь горные породы того фундамента, через который про­ходит взрывное жерло. Если магма подходит близко к поверхности Земли, в отдельных местах она может соприкасаться с водой, которая, превращаясь в пар, вырывается со взрывом наверх. При этом образу­ются воронки диаметром в десятки и сотни метров, называемые в Германии маарами. После взрыва они обычно заполняются водой и

Рис. 15.44. Образование маара. 1 — вода; 2 — магма; 3 — взрыв вскипевшей воды, образование воронки и раздробление пород; 4 — воронка; 5 — коренные породы

 

Иногда трубки взрыва заполнены туфами или туфобрекчией. Тогда они называются диатремами. Их сечение изменяется с глубиной, но, как правило, становится уже.

15.7. ПОСТВУЛКАНИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ

После извержений, когда активность вулкана либо прекращается на­всегда, либо он только «дремлет» в течение тысяч лет, на самом вулкане и в его окрестностях сохраняются процессы, связанные с остыванием магматического очага и называемые поствулканическими.

Выходы вулканических газов на поверхность называются фумаро- лами. Очень часто фумаролы приурочены к радиальным и кольцевым трещинам на вулканах. Фумарольные газы связаны как с первичными эманациями из магматического расплава, так и с нагреванием грунтовых вод и превращением их в пар. Фумаролы подразделяются на сухие высо­котемпературные, кислые, щелочно-нашатырные, сернистые, или серо­водородные (солъфатары, итал. sulfur — сера), углекислые (мофеты, итал. mofeta — место зловонных испарений). Знаменитые фумаролы вулкана Сольфатара около Неаполя действуют без изменения уже ты­сячи лет. Мофеты, располагающиеся в котловинах, опасны для жизни, газ С0₂, будучи тяжелее воздуха, скапливается в их придонной части, что служит причиной гибели людей и животных.

Горячие источники, или термы, широко распространены в областях со­временного и новейшего (плиоцен-четвертичного) вулканизма. Однако не все термы связаны с вулканами, т. к. с увеличением глубины температура увеличивается и в районах с повышенным геотермическим градиентом цир­кулирующая атмосферная вода нагревается до высоких температур. Горячие источники вулканических областей, например в Йеллоустонском парке США, в Италии, Новой Зеландии, на Камчатке, на Кавказе, обладают изменчивым составом воды и разной температурой, поскольку фунтовые воды смешива­ются в разной пропорции с вулканическими газами и по-разному вступают в реакцию с вмещающими породами, через которые они просачиваются на глубину. Воды бывают натриево-хлоридными, кислыми сульфатно-хлорид- ными, кислыми сульфатными, натриево- и кальциево-бикарбонатными и др. Нередко в термальных водах содержится много радиоактивных веществ, в частности радона. Горячие воды изменяют окружающие породы, откладывая в них окислы и сульфиды железа и изменяя их до глины, превращающейся в кипящую грязь, как, например, в районе Паужетки на Камчатке, где изве­стны многочисленные булькающие «котлы» с красноватой грязью темпера­турой около +100 °С (рис. 15.45-15.47). Часто вокруг источников накапли­ваются отложения кремниевой накипи — травертина, а если воды содержат карбонат кальция, то откладывается известковый туф.

Гейзеры — это горячие источники, вода которых периодически фонта­нирует и выбрасывается вверх на десятки метров. Свое название такие источники получили от Великого Гейзера в Исландии, струя которого 200 лет назад била вверх на 60 м каждые полчаса (рис. 34 на цветной вклей­ке). Ряд гейзеров, несомненно, связан с вулканическими районами,

Рис. 15.46. Кальдера Узон на Камчатке. Кипящий грязевой (фото В. Ю. Гипенрейтера)

 

100 м

Ю

 

Ш2

1ь

1. KZb

 

ЕЗ? Qb CHU Шю Шп ВЕЬ

Рис. 15.47. Гидрогеологическая и гидрохимическая модель гидротермальной системы

кальдеры Узон (по Карпову). 1 — зона растворов сульфатно-хлоридно-натриевого состава; 2 — зона сульфатных вод; 3 — зона растворов сульфатно-хлоридно-бикарбо- натного состава; 4 — зона хлоридно-сульфатных растворов; 5 — пресные инфильтра-

ционные воды; 6 — зона ртутно-сурьмяно-мышьякового оруденения; 7 — граница зоны разных гидрохимических типов вод; 8 — уровень грунтовых вод; 9 — разломы; 10 — пути миграции глубинных флюидов; 11 — пути инфильтрации вадозовых вод;

12 — источники: а — газирующие «холодные» углекислые; б — термальные

например в Исландии, на Камчатке, в Индонезии, Кордильерах Се­верной Америки, Японии и других местах. Высота фонтана у гейзе­ров, так же как и температура воды на выходе, сильно различается, но последняя обычно колеблется в пределах от +75 до +100 °С. Харак­терной чертой гейзеров является их короткая жизнь, часто они «уми­рают» за счет обвалов стенок канала, понижения уровня грунтовых вод и т. д. Наиболее грандиозным гейзером был Уаймангу (что значит «Крылатая вода») в Новой Зеландии, существовавший всего пять лет
и выбрасывавший мощный фонтан почти на полкилометра вверх. Ин­тервалы между извержениями у гейзеров варьируют от нескольких ми­нут до многих часов и дней. Большое количество растворенных веществ в горячей воде гейзеров откладывается вокруг их устья, образуя скопле­ния гейзеритов.

Каким образом действует гейзер? Наиболее удовлетворительное объясне­ние механизма его функционирования было предложено еще в XX в. Механизм заключается в том, что в трубообразном канале, заполненном водой, нижняя часть ее столба нагревается выше точки кипения (рис. 15.48). Однако вес столба воды предотвращает вскипание. Наконец кипение все же начинается в каком-то месте и ряд расширяющихся пузырей выталкивает часть воды из столба, что сразу же вызывает падение давления внизу столба воды, и мгновенно начинает­ся бурное кипение. Процесс идет лавинообразно, пока вся вода не превратится в пар и он не вытолкнет вверх всю горячую воду. Затем канал вновь наполняет­ся водой, она нагревается и процесс начинается сначала

I *

	т i || д

 

 

—-------------------------------------------------------------------------------- С W
tmC^jj

 

Рис. 15.48. Схема действия гейзера. 1 — снизу поступает горячая вода; 2 — уровень воды повышается, пузырьки собираются в узком месте; 3 — пузырьки выдавливают воду вверх, и она начинает переливаться через край жерла; 4 — уменьшение давления превращает воду в пар, и он выбрасывается вверх вместе с водой. Гейзер фонтанирует

Геотермальная энергия — это важная сторона использования вулка­нического тепла. Электростанции, работающие на естественном перегре­том паре, действуют в Италии (Лардерелло в Тоскане), Исландии (около

Рейкьявика), Калифорнии, на Северном острове Новой Зеландии, в районе Паужетки на Южной Камчатке и в ряде других мест. Сочетание благоприятных для выработки электроэнергии условий — высокое давле­ние пара, температура выше точки кипения воды, большой ее приток — встречается не так уж часто. Проблемы возникают и из-за очень быстрой коррозии металлических труб из-за агрессивных горячих вод, которые к тому же откладывают на стенках труб карбонат кальция и кремнезем, закупоривая их. Горячие воды используются для обогрева жилищ, парни­ков и теплиц.

15.8. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ДЕЙСТВУЮЩИХ ВУЛКАНОВ И ПОНЯТИЕ О МАГМАТИЧЕСКИХ ОЧАГАХ

В настоящее время известно около 1000 активных вулканов, разме­щенных на поверхности Земли в обособленных поясах и, реже, распо­лагающихся в виде отдельных групп (рис. 15.49). Следует оговориться, что иногда трудно установить, является ли вулкан действующим или окончательно потухшим, т. к. в ряде случаев вулканы не проявляют себя в течение тысяч лет, а потом вдруг становятся активными.

Рис. 15.49. Расположение действующих вулканов на земном шаре. Черные кружки — вулканы

 

Самое больше количество действующих вулканов, примерно 75 %, располагается по периферии Тихого океана в пределах так называемо­го «огненного» кольца, где они приурочены к активным континенталь­ным окраинам, конвергентным границам литосферных плит, где океа­ническая кора погружается, субдуцирует под континентальную. В результате взаимодействия холодной и тяжелой пластины океани­ческой коры и более легкой континентальной под воздействием флюи­дов и температуры образуются первичные магматические очаги, даю­щие начало целой серии вторичных очагов. Вулканизм проявляется либо в островных дугах: Алеутской, Филиппинской, Индонезийской и др., либо в пределах окраинно-континентальных вулканических поясов: Андийского, Центрально-Американского, Северо-Американского. Все эти структуры отделены от океана глубоководными желобами — зонами погружения океанических плит под континентальные. От желобов в сто­рону континентов прослеживаются наклонные зоны гипоцентров — оча­гов землетрясений, уходящих на глубину до 600 и даже 700 км. Гипоцен­тры приурочены к верхней части лсесткой и холодной океанической литосферы. Сейсмофокалъные зоны впервые были открыты в 30-х гг. XX в. под Японией К. Вадаги, в 1946 г. эти идеи развил А. Н. Завариц- кий, а в 50-х годах геофизик из США X. Беньоф. Действующие вулка­ны обычно располагаются над глубинами гипоцентров 100-200 км в сейсмофокальной зоне. Именно этот отрезок в астеносфере над суб- дуцируемой океанической плитой оказывается магмогенерирующим. Отсюда первые капли образовавшейся магмы поднимаются вверх, сли­ваясь и образуя первичные магматические очаги, а выше еще ряд эта­жей приповерхностных очагов, из которых и происходят извержения вулканов. В Тихоокеанском кольце действующих вулканов шире все­го распространены средние и кислые породы: андезиты, дациты и ри- олиты.

Второй тип областей, в которых находятся действующие вулканы, — это океанические бассейны всех активных вулканов, в которых следует различать вулканы, приуроченные к современным рифтовым зонам, и внутриплитные вулканы, часть из которых с «горячими точками».

Несмотря на то что в срединно-океанических хребтах очень много свежих лавовых куполов и потоков базальтов, активных современных вулканов довольно мало. Прежде всего это вулканы Исландии — ост­рова, возникшего на оси Срединно-Атлантического хребта, южнее — вулканы Азорских островов, Тристан-да-Кунья; в Индийском океане — вулканические острова Реюньон, Кергелен, Коморские. Все эти вулка­ны приурочены к дивергентным границам океанических литосферных плит, характеризующихся обстановкой тектонического растяжения и излиянием толеитовых базальтов.

Внутриплитных океанических активных вулканов тоже не очень много. Наиболее известные — Гавайские вулканы, расположенные в центре Тихого океана. Они находятся на юго-восточном окончании Га­вайского подводного вулканического хребта и, по-видимому, приуро­чены к длительно функционирующей «горячей точке», или «плюму». В Атлантическом океане, несколько в стороне от срединного хребта, рас­полагаются молодые вулканические острова: Зеленого Мыса, Канарс­кие, Мадейра, Св. Елены, Фернанду-ди-Норонья, Мартин-Вас.

Молодых гор вулканического происхождения в океанах очень много, и, по разным оценкам, их число превышает несколько десятков тысяч. Согласно данным Г. Макдоналда (1975), 75 % действующих вулканов находятся в Тихоокеанском кольце, около 13 % — в Атлантическом оке­ане, 1 % — в Индийском океане, остальные вулканы расположены на континентах.

В Африке активный вулканизм развит в Восточно-Африканской рифтовой зоне, где в Кении и Танзании находятся известные вулканы Ол-Доньо-Ленгаи, Меру, Телени, Кения, Элгон, Килиманджаро, Ви- рунга, Нирагонго, Ньямлагира и др. Активные вулканы есть и в Камерунском рифте в Западной Африке.

Действующие вулканы есть и в молодом Альпийско-Средиземно­морском складчатом поясе, в районе, окружающем Тирренское море, сформировавшемся в плиоцене за счет рассеянного спрединга. Это зна­менитые вулканы Липарских островов: Стромболи, Липари, Вулькано, Этна в Сицилии и, конечно, Везувий около Неаполя. В складчатом поясе очень много вулканов, которые извергались совсем недавно, не­сколько тысяч или сотен лет назад: Эльбрус, Казбек; Арарат, Немруд, Хасандаг в Турции; Демавенд в Иране и др.

В пределах России находится 51 действующий вулкан, и все они расположены на активной континентальной окраине в пределах Кам­чатки и Курильской островной дуги. В наши дни извергаются Ключев­ской и Карымский вулканы, а в 1975 г. камчатские вулканологи очень точно предсказали начало базальтовых извержений в районе вулкана Плоский Толбачик, где возникло четыре новых шлаковых конуса, а объем вулканических продуктов превысил 2 км³.

Таким образом, современное расположение действующих вулканов контролируется конвергентными и дивергентными границами литосфер- ных плит, а также «горячими точками», или «плюмами».

Где и почему возникают те магмы, которые, достигая поверхности Земли, извергаются на нее из разнообразных вулканических аппаратов? Расплавленного сплошного слоя в земной коре или верхней мантии не существует. Для начала плавления твердой горной породы в глубинах Земли необходимы повышение температуры, понижение всестороннего давления и влияние флюидов. Эти факторы могут действовать как все вместе, так и но отдельности. Плавление начинается обычно в местах сочленения минеральных зерен в узлах концентрации напряжений. Это место называется первичным магматическим очагом. Образовавшиеся капли расплава стремятся в сторону уменьшения градиента давления и, перемещаясь вверх, сливаются между собой, формируя уже вторичные, или промежуточные, очаги. Если магма движется медленно, она успева­ет ассимилировать вмещающие породы или подвергнуться гравитацион­ной дифференциации, при которой в низах очага образуется более ос­новной расплав, чем в верхах. О наличии многоярусных очагов свидетельствуют геофизические исследования, например, Камчатских вул­канов, под которыми выявляются несколько «этажей» магматических очагов (рис. 15.50).

I II III Рис. 15.50. Магматические очаги Камчатки, по сейсмическим данным (по В. А. Ермакову, С. Т. Балесте, М. И. Зубину и др.). I — вулкан Ключевской, II — вулкан Безымянный, III — вулканы Южной Камчатки. Слои земной коры: 1 — осадочный, 2 — гранитометаморфический, 3 — гранулитобазитовый. М — поверхность Мохо. Черным цветом показана магма

 

Очень часто наиболее высоко расположенный магматический очаг находится почти в основании вулканической постройки (рис. 15.51). Подобные близповерхностные очаги известны под Эльбрусом, Этной в Сицилии, вулканом Святой Елены в Каскадных горах США, под Га­вайскими вулканами и др.

магматический очаг Рис. 15.51. Структурная модель вулкана .Этна (Сицилия), по сейсмическим данным. Близповерхностный магаагический очаг располагается непосредственно под вулканом на контакте с субстратом

 

Очевидно, что базальтовая магма в больших объемах поступает не­посредственно из верхней мантии, например в рифтовых зонах океанов или в трапповых провинциях континентов. А кислая магма может об­разоваться как в результате процессов магматической дифференциа­ции, так и путем плавления участков гранитно-метаморфического слоя, или анатексиса. В целом можно отметить, что магматические очаги возникают либо в самых верхах мантии, либо в земной коре.

Существуют грязевые вулканы, связанные с районами развития нефтяных залежей (Апшеронский, Таманский, Керченский п-ова, Иран и др.), действующей силой в которых является не магма, а газы органического происхождения, выброс которых формирует гря­зевые вулканы, высотой в десятки и сотни метров, с кратерами, из которых изливаются потоки грязи с обломками осадочных пород (рис. 35 и 36 на цветной вклейке).

27. УХ4

Глава 16МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ

Метаморфизм — это процесс преобразования первично магмати­ческих или осадочных пород под воздействием температуры (Т), дав­ления (Р) и флюидов (F), преимущественно водно-углекислых жидких или газожидких флюидов, содержащих ионы К, Na, Са, F, В, S и др., часто существующих в надкритических растворах.

Метаморфические изменения в горных породах начинаются при повышении температуры до +200 °С и увеличении всестороннего, т. е. литостатического, давления, возникающего под тяжестью вы­шележащих пород. Однако не только это давление играет важную роль. Не меньшее значение имеют стресс, боковое давление, обеспе­чивающее различное напряженное состояние горных пород, в ре­зультате которого открываются пути для миграции глубинных ман­тийных флюидов, являющихся главными переносчиками тепла, т. к. кондуктивный теплообмен в горных породах крайне незначителен. Без флюидного потока вероятность метаморфизма невелика, хотя необходимо принимать во внимание и геотермический градиент, ко­торый сильно изменяется в разных районах (от 5° до 180° и даже более на 1 км глубины).

Перечисленные выше главные факторы метаморфизма — темпе­ратура, флюиды, давление — оказывают влияние на любые горные породы, находящиеся на различной глубине, при этом время не осо­бенно важно при метаморфизме. Например, лавы раннего протеро­зоя (2,2 млрд лет) в Прибайкалье почти не отличаются от голоценовых лав (6-4 тыс. лет) Эльбруса; глины кембрийского возраста (550 млн лет) под Санкт-Петербургом выглядят почти так же, как и современ­ные глинистые отложения. Многочисленными нефтяными скважина­ми вскрыты неизмененные осадочные отложения на глубинах свыше 8 км. Известны случаи, например на о. Исландия, где начальные ста­дии метаморфизма установлены на глубине всего 0,5 км, по данным бурения. В то же время толщи пород на глубине 20 км, если судить по данным сейсмических исследований, совсем не испытали метаморфи­ческих изменений. Поэтому флюиды являются одним из важнейших факторов метаморфизма.

Все метаморфические породы можно разделить на две группы, ис­ходя из того, какие осадочные или магматические породы подвергают­ся метаморфизму.

Первая группа — парапороды, они образовались из первично оса­дочных пород. Например, из карбонатных пород получаются мраморы, из песчаников — кварциты, из глин — филлиты и др.

Вторая группа — ортопороды, они сформировались из первично магматических пород, например метабазиты — из базальтов.

16.1. ФАЦИИ МЕТАМОРФИЗМА

Метаморфические породы весьма разнообразны. Из одних и тех же исходных, первичных пород, в зависимости от действия факторов метаморфизма, могут образоваться различные метаморфические по­роды. Изменение температуры, давления, химического состава флюи­дов приводит к изменению минерального состава первичной породы, который стремится приспособиться к условиям. Этот комплекс но­вых минералов, или парагенезис (сонахождение), называется мета­морфической фацией (рис. 16.1). Так как исходные породы, подверга­ющиеся метаморфическим изменениям, чрезвычайно разнообразны, то в пределах одной метаморфической фации могут существовать раз­ные парагенезисы минералов, а одна исходная порода может давать разные метаморфические породы в различных фациях. Например, гли­на, метаморфизуясь, превращается в глинистые сланцы, а они в фации зеленых сланцев превращаются в филлиты; в амфиболитовой фации — в двуслюдяные сланцы; в гранулитовой фации — в биотит-гиперстен — кордиеритовые гнейсы.

Указанные выше фации — зеленосланцевая, амфиболитовая и гра- нулитовая — отвечают ступеням метаморфизма: низкой, средней и высокой, отвечающим степени усиления метаморфических преобра­зований первичной породы (рис. 16.2, 16.3). Гранулитовая фация и соответствующий ей парагенезис минералов свидетельствуют о тем­пературе +700-1000 °С, давлении от 2 до 12 Кбар и глубине 10­40 км. При меньших температурах и давлениях другие минеральные парагенезисы будут характеризовать другие метаморфические фа­ции — амфиболитовую, энидот-амфиболитовую, зеленосланцевую, цеолитовую.

Переход от пород низших ступеней метаморфизма к высшим назы­вается прогрессивным метаморфизмом. Если уже метаморфизованная порода подвергается воздействию более низких температур и давле­ний, то говорят о регрессивном (ретроградном) метаморфизме, или ди- афторезе.

породы контактного метаморфизма
1 зелено
I сланце-
1 вая
	амфиболитовая
		гранулитовая
эклс	Ч гитоЬ^я
	ч

0,2

0,4

m q 0,6

0,8-

■ 5

-15

■ 20

 

200 400 600 800

О

I

Температура, С Рис. 16.1. Основные фации метаморфизма

100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000 Температура, °С Рис. 16.2. Метаморфические фации горных пород (по Л. Л. Перчуку и В. И. Фельд­ману). Фации регионального метаморфизма: 1 — цеолитовая; 2 — пренит-пумпелии- товая; 3 — зеленых сланцев; 4 — эпидот-амфиболитовая; 5 — амфиболитовая; 6 — гранулитовая; 7 — голубых сланцев; 8 — эклогитовая. Фации контактового метаморфизма: а — эпидот-адьбитовых роговиков; б — роговообманковых роговиков; в — пироксеновых роговиков; г — санидинитовая

Температура, "С 200 400 600 800 Рис. 16.3. Степени метаморфизма. Черная жирная линия — рост температуры с увеличением глубины

 

Существуют породы, наиболее характерные для разных ступеней метаморфизма. Так, для низшей ступени типичны зеленые сланцы, об­разовавшиеся за счет базальтовых туфов и лав. Их зеленоватая окраска обусловлена развитием хлорита и эпидота.

Для фации зеленых сланцев также типичны филлиты, сложенные очень мелкими, меньше 1 мм, зернами кварца и чешуйками серицита и хлорита. Два последних минерала придают филлитам шелковистый блеск на плоскостях сланцеватости. Хлорит-серицитовые сланцы образуются при метаморфизме глинистых пород, и для них типичны хлорит и слю­да — серицит (мелкие чешуйки мусковита), а также кварц.

К низким ступеням метаморфизма относятся весьма необычные породы — глаукофановые, или голубые, сланцы с голубой роговой об­манкой, типичные для них минералы. Особенностью формирования этих пород является обстановка низких температур: +200...+400 °С и очень вы­соких давлений — до 12 кбар, а это отвечает глубине 40 км, если брать литостатическое давление. Но на такой глубине должна быть высокая температура. Однако в сильно метаморфизованных древних докембрий- ских породах голубые сланцы отсутствуют, хотя, судя по огромному давлению, они должны были бы там быть. Эти голубые сланцы явля­ются результатом очень сильного стресса, т. е. одностороннего, а не литостатического давления, возникшего в условиях формирования круп­ных надвигов и покровов. Поэтому голубые сланцы образуют вытяну­тые полосы, которые простираются в соответствии с крупными разло­мами и характерны для зон субдукции.

К средним ступеням метаморфизма относятся разнообразные кри­сталлические сланцы и амфиболиты. Кристаллические сланцы — по­лосчатые породы, состоящие из кварца, полевых шпатов и слюд, об­разующихся как по осадочным породам — песчаникам и глинам (парагнейсы), так и по магматическим — лавам, гранитам и др. (ор- тогнейсы). Амфиболиты состоят из роговой обманки и плагиоклазов, иногда с биотитом и эпидотом, и формируются за счет метаморфизма базальтов и габбро — основных изверженных пород (ортоамфиболи- ты) и карбонатно-глинистых пород (параамфиболиты). Кристалли­ческие сланцы — результат преобразования в основном глинистых пород, состоят из слюд, хлорита и амфибола, образующих характер­ную сланцеватость.

Амфиболитовая фация метаморфических пород образуется при тем­пературе +500-700 °С и давлении 2-8 кбар. При таких высоких темпе­ратурах породы начинают испытывать частичное плавление в отдельных тонких слоях с образованием мигмы, а вся порода превращается в миг­матит — полосчатые метаморфиты, в которых чередуются полоски гранитного состава (мигма) с полосками темноцветных минералов, еще не вовлеченных в плавление.

К высшей ступени метаморфизма относится гранулитовая фация (температура +700-1000 °С, давление 4-12 кбар, глубины 10-40 км). Характерными породами этой фации являются гнейсы, двупироксе- новые и кристаллические сланцы и эклогиты. Гнейсы состоят из квар­ца, ортоклаза, плагиоклаза, граната, кордиерита, пироксена, замеща­ющего роговые обманки и слюды. Гранулиты образуются за счет как первично магматических, так и осадочных пород. Эклогиты сложе­ны пироксеном — омфицитом и пироповым гранатом и представле­ны плотными тяжелыми породами, типичными для глубоких частей земной коры.

Таким образом, повышение температуры, давления и привнос флю­идов приводят к изменению первично осадочных и магматических по­род и превращению их в метаморфические, различных фаций и ступе­ней. Усиление действия этих факторов в конце концов приводит к избирательному плавлению наиболее легкоплавких компонентов поро­ды, а потом и к полному плавлению. Этот процесс ультраметаморфиз­ма, в результате которого путем различных пород могут образоваться граниты, называется анатексисом.

Изменения в первичных породах при метаморфизме. Процессы и факторы метаморфизма приводят к изменению минерального состава материнской породы. Например, при реакциях дегидратации происхо­дят следующие превращения минералов:

• мусковит + кварц —» силлиманит + калиевый полевой шпат + вода;

• коалинит —» андалузит + кварц + вода.

Новые минералы возникают в результате химических реакций, а также перекристаллизации минералов первичной породы, которые при­обретают новую форму и размеры (рис. 16.4). В связи с увеличением температуры начинается миграция, диффузия ионов сначала вдоль гра­ниц зерен минералов, а затем и внутри них, где небольшие ионы про­кладывают себе путь между более крупными. И происходит этот про­цесс в твердом состоянии. В породах средней и высокой степеней метаморфизма можно встретить крупные, кристаллографически хоро­шо выраженные новые минералы, не типичные для первичной породы. Такие минералы или их скопления размером до нескольких сантимет­ров в диаметре называются порфиробластами. Они бывают особенно хорошо выражены в кристаллических сланцах.

	Усиление метаморфизма
Температура	+200 °С ■■■-■' ■ +800-1000 °С
Минералы	Хлорит Мусковит Биотит Калиевый полевой шпат Гранат Ставролит Силлиманит Гиперсген Кварц Плагиоклазы
Тип породы	Не изменен­ные	Глинистые сланцы	Филлиты	Кристалли­ческие сланцы	Гнейсы	Плавление

Рис. 16.4. Новообразование минералов при прогрессивном метаморфизме

Если при метаморфизме химический состав породы не меняется, то говорят об изохимическом метаморфизме, а если изменяется, то об ал- лохимическом. Но изменения происходят не только с минералами. Про­исходит изменение структуры, текстуры, и наступает полная перекрис­таллизация первичной породы. Чешуйки слюды — биотита, мусковита, серицита — приобретают ориентировку в пределах плоскостей, а если минералы, например амфиболы, имеют игольчатую форму, то длинной осью они ориентируются в одном направлении, образуя линейную тек­стуру. В результате метаморфическая порода приобретает сланцеватую текстуру — тонкие пластинки, на которые порода разбивается при ударе молотком. Пластинки слюды в филлитах обеспечивают шелко­вистый характер породы. На образование сланцеватой текстуры осо­бенное влияние оказывает стресс — одностороннее, а не литостатичес- кое давление.

16.2. ПАРАМЕТРЫ И ТИПЫ МЕТАМОРФИЗМА

При каких Р-Т (давление-температура) условиях происходил мета­морфизм тех или иных пород? Ответить на этот вопрос помогает иссле­дование двухфазных газово-жидких включений, находящихся в минера­лах и попавших туда в момент роста кристалла. Метод гомогенизации заключается в нагревании кристалла до тех пор, пока включение не го­могенизируется, т. е. не станет однородным. Температура, при которой происходит гомогенизация, и есть минеральное значение температуры образования минерала.

Чтобы установить давление, используют метод геологической тер- мобарометрии, позволяющий рассчитывать Р и Т по составам минера­лов, находящихся в метаморфической породе, что дает возможность судить о термодинамической обстановке в момент формирования мета­морфической породы.

Типы метаморфизма. Метаморфизм может проявиться на огром­ных площадях и поэтому называется региональным. В других случаях метаморфические изменения захватывают ограниченные участки, и тогда метаморфизм называется локальным.

Региональный метаморфизм является наиболее распространенным, проявляясь на площадях в сотни тысяч квадратных километров, что обусловлено погружением региона на глубины, достаточные для воз­действия на первичные толщи пород высоких температур, всесторон­него (литостатического) давления и флюидов. Такие метаморфические толщи развиты на древних щитах платформ, например на Балтийском и Украинском в пределах Восточно-Европейской платформы, на Ал­данском — Сибирской платформы и др. Архейские породы с возрастом свыше 2,5 млрд лет метаморфизованы во всех регионах Земли; проте­розойские, с возрастом 2,5-0,57 млрд лет, — избирательно, а фанеро- зойские, моложе 0,57 млрд лет, — только в складчатых областях и то местами, в тех структурах, которые подверглись наибольшему давле­нию и температурному воздействию. Поэтому в складчатых структурах можно наблюдать, как одновозрастные толщи аргиллитов переходят в глинистые сланцы, затем в филлиты, кристаллические сланцы и, нако­нец, в гнейсы.

Локальный метаморфизм проявляется на ограниченных площадях и подразделяется на контактовый и динамометаморфизм (дислокаци­онный).

Контактовый метаморфизм развивается в интрузивных массивах, внедряющихся в любые толщи пород, воздействие на которые осуще­ствляется температурой и флюидным потоком (рис. 16.5). Ширина и площадь контактового (экзоконтактового) ореола зависят от типа, со­става интрузивного тела и его температуры. Интрузивы типа неболь­ших даек и силлов обладают экзоконтактами от нескольких сантимет­ров до нескольких метров, и ввиду низкой температуры наблюдается лишь узкая зона дегидратации пород. Крупные гранитные массивы хотя и обладают невысокой температурой, но благодаря энергичному флю­идному воздействию на вмещающие породы имеют обширные, до не­скольких километров, контактовые ареалы, в которых наблюдается за­кономерная смена парагенезов минералов от высокотемпературных вблизи интрузивного массива до низкотемпературных — вдали от него. Чем выше температура интрузивного массива, тем развиты в контакто­вых ореолах более высокотемпературные метаморфические породы.

Среди пород контактового метаморфизма наиболее распространены роговики, массивные темные породы, содержащие кордиерит, андалу­зит, хлорит и мусковит. Если воздействию гранитов подвергаются кар­бонатные породы, то возникают скарны, метаморфические породы, ко­торые образовались за счет метасоматоза (замещения) с привносом Si0₂, Al₂0₃, MgO, FeO и В₂0₃. Скарны могут возникнуть только под влиянием горячих щелочных флюидов, отделяющихся от остывающего гранитного расплава. Характерными для скарнов являются различные гранаты, турмалин и волластонит (CaSi0₃); типично образование же­лезных магнетитовых руд, а также сульфидов меди, свинца и цинка, формирующих большие промышленные месторождения. Гора Магнит­ная прославилась месторождением магнетитовых руд, и в 30-е гг. XX в. около нее возник г. Магнитогорск.

Динамометаморфизм связан с крупными разломами, в основном надвигами, покровами и сдвигами, при образовании которых всегда возникает стресс — напряжение сжатия, ориентированное в одном

Рис. 16.5. Контактовый (локальный) метаморфизм вмещающих пород гранитного интрузива. 1 — граниты, 2 — эндоконтакт. Вмещающие породы (рама): 3 — глины, 4 — известняки, 5 — песчаники, 6 — кислые лавы. Породы контактового метаморфиз­ма (чем ближе к интрузивному массиву, тем выше степень метаморфизма): 7 — дегидратированные породы, 8 — мраморы, 9 — глинистые сланцы, 10 — филли­ты, 11 — хлоритовые сланцы, 12 — силлиманитовые сланцы, 13 — кварциты, 14 — вторичные кварциты

 

направлении. На глубинах, где литостатическое давление велико, под влиянием стресса породы приобретают пластическое течение, напо­минающее раздавливание пластилина в ладонях рук. При этом раз­давливаемый материал стремится выдавиться в сторону уменьшения градиента давления, а новообразованные минералы, такие как слюды, располагаются чешуйками параллельно поверхности смещения, созда­вая сланцеватость метаморфической породы. Конгломераты в таких зонах сплющиваются, длинные оси сжатых галек ориентированы по направлению перемещения, а уплощенные гальки — перпендикуляр­но сжатию. Поэтому следует различать сжатие, когда усилие направ­лено по нормали к объекту, и стресс со сдвигом, когда объект зажат между двумя пластинами, смещающимися в разных направлениях.

Динамометаморфизм проявляется в сравнительно узких зонах раз­рывных нарушений и сразу же исчезает за их пределами.

Метаморфические фации и тектоника литосферных плит. Актив­ная континентальная окраина, где океаническая литосфера погружает­ся под континентальную, представляет собой хороший пример для де­монстрации распределения метаморфических фаций и их связи с геодинамическими обстановками. Следует обратить внимание на поло­жение фации голубых сланцев, требующих для своего формирования высоких давлений и сравнительно низких температур. Они как раз и располагаются в основании аккреционного клина, где создается боль­шое давление. Амфиболитовая и гранулитовая фации находятся в нижней части континентальной коры и в самых верхах верхней ман­тии, ниже поверхности Мохо. Фации средних и низких ступеней мета­морфизма располагаются в верхней коре.

16.3. УДАРНЫЙ МЕТАМОРФИЗМ

На поверхность Земли всегда падали, падают и будут падать метеориты — эти космические «гости» из нашей Солнечной систе­мы. При падении на Землю метеорита образуется кратер, или аст- роблема, которая всегда больше, чем упавший метеорит (рис. 16.6). Соударение метеорита и поверхности Земли зависит от массы тела и его скорости при движении в атмосфере, т. к. последняя играет роль тормоза. Знаменитый железный метеорит Хоба из Намибии в Африке весом 60 т не сделал даже малейшего углубления. Следо­вательно, его скорость при сближении с поверхностью Земли рав­нялась нулю.

Большинство кратеров соответствует скорости сближения с поверхностью Земли в 3-4 км/с. При такой скорости удара образует­ся ударная волна скоростью 3-5 км/с, сжимающая горные породы с силой до 100-300 ГПа, причем возрастание давления, как полагает В. И. Фельдман, происходит в миллиардные доли секунды ( iu '^J с). Естественно, что это колоссальное мгновенное сжатие вызывает та­кой же быстрый нагрев пород до +10 000 °С и выше, причем нагрев происходит в момент разряжения сжатия, когда ударная волна исче­зает. Все это сопровождается дроблением, плавлением и испарением вещества мишени (рис. 16.7).

Горные породы, образующиеся при таком мгновенном ударном со­бытии, называются гшпактитами (англ. imped — удар) и подразделя­ются на три группы: 1) импактированные породы, т. е. подвергнутые воздействию ударной волны; 2) расплавленные породы; 3) импактные брекчии. Ударный метаморфизм проявляется в образовании различ­ных пород и новых минералов, в изменении структуры минералов. Все зависит от давления и температуры. При давлениях Р = 10-35 ГПа и Т = +100-300 °С в породах и минералах образуются трещины и диап- лектовые структуры в кварце и полевых шпатах, выражающиеся в сколь­жении блоков кристаллической решетки относительно друг друга (пла- нарные элементы) и в конечном итоге превращении минерала в изотропное вещество. При Р = 45-60 ГПа и Т = +900-1500 °С минера­лы становятся аморфными и начинается их плавление.

Рис. 16.6. Стадии образования взрывного (метеоритного) кратера (по Л. Н. Хряниной, 1987): а-в — I стадия — ударное сжатие, растекание метеорита в грунте; г — II стадия — экскавация и выброс грунта отраженной волной; д — III стадия — деформация или заполнение (1 — воронка, 2 — истинное дно, 3 — видимое дно, 4 — вал брекчии, 5 — лежачая синклиналь цокольного вала)

 

При Р = 90 ГПа и Т = +3000 °С наступает плавление горных пород, а затем их испарение. Некоторые минералы, например кварц (2,2­2,5 г/см³), переходят в более плотную (2,85-3 г/см³) модификацию, но состав при этом не меняется. Углерод может переходить в алмаз или лонсдейлит; оливин и пироксен сменяются более плотными модифика­циями. Ударный метаморфизм имеет локальное распространение и не выходит за пределы метеоритного кратера (рис. 16.8).

Рис. 16.7. Попигайская астроблема на севере Анабарского массива (Восточная Сибирь). Диаметр около 90 км, время образования — 35 млн лет назад, ранний олигоцен

 

 

Рис. 16.8. Изменение ударного давления (Р) и температуры (Т) во время импактного события (по В. И. Фельдману)

Глава 17

ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ И ДЕФОРМАЦИИ ГОРНЫХ ПОРОД

17.1. ВЕРТИКАЛЬНЫЕ И ГОРИЗОНТАЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ

Земная кора постоянно испытывает движения, чаще всего очень медленные, но при землетрясениях очень быстрые, почти мгновенные. Это явление было подмечено еще в далекой древности Пифагором. Известно много мест на земном шаре, где целые города оказались на дне моря, а некоторые портовые сооружения — на суше. Примерами служат поселения древнегреческих колоний на Черноморском побере­жье: Созополь в Болгарии, Диоскурия в районе современного Сухуми и др. На Коринфском перешейке, соединяющем материковую Грецию с полуостровом Пелопоннес, храм, выстроенный в I в. п. э. на суше, ныне покрыт водами моря. На Новой Земле причалы, построенные помора­ми еще в XVIII в., сейчас находятся выше уровня моря и довольно далеко от берега. Скандинавия медленно поднимается, а горное соору­жение Большого Кавказа каждый год «вырастает» почти на 1 см. Очень медленные поднятия и опускания испытывают и равнинные участки Русской плиты, Западно-Сибирской низменности, Восточной Сибири и многих других районов. Земная кора испытывает не только верти­кальные, но и горизонтальные перемещения, причем их скорость со­ставляет десяток сантиметров в год. Иными словами, земная кора как бы дышит, постоянно находясь в медленном движении.

В чем причины таких перемещений земной коры? Необходимо раз­личать кажущиеся движения, связанные с колебаниями уровня моря, и реальные, обусловленные собственно перемещениями земной коры. На побережьях океанов и морей уже давно устанавливались специальные приборы: мореографы и рейки-футштоки для измерения уровня моря. Впервые такие наблюдения стали проводиться в Швеции, а с 1731 г. — в Финляндии. Уровень моря может испытывать собственные колеба­ния — эвстатические, обусловленные разными причинами, как уже от­мечалось в главе 12 о деятельности океанов.

Таяние ледников, образование поднятий в океанах, увеличение сред­ней температуры воды, уменьшение ее плотности и т. д. — все это вы­зывает повышение уровня океана, но это не означает, что то место на побережье, где происходят измерения, опускается. Необходима обра­ботка длинного ряда наблюдений за десятки лет, чтобы выявить дей­ствительные вертикальные колебания земной коры.

Резко усиливают колебания земной коры гляциоизостатические движения, связанные с таянием ледников и «всплыванием» их после снятия нагрузки. Так поднимаются Балтийский и Канадский щиты.

Для изучения деформаций, обусловленных тектоническими или вулка­ническими процессами, используют наклонометры и деформографы с погрешностями измерений до 0,001 мм. Перед извержением вулканов под­нимающаяся магма вызывает деформацию — подъем вулканической пост­ройки, что улавливается приборами. Вообще, в вулканических областях зем­ная кора испытывает быстрые и значительные колебания. В Италии, недалеко от Неаполя, есть городок Поццуоли. В нем на древней рыночной площади сохранились колонны так называемого храма Сераписа, которые, правда, к храму не имеют отношения. На некоторой высоте от своего основания колонны изъедены сверлящими моллюсками, а ниже них поверхность ко­лонн ими не повреждена. Поццуоли находится вблизи еще недавно действо­вавших вулканов, например Сольфатары, где происходит выделение сернис­тых газов. Сооружение, выстроенное на суше в начале нашей эры, частично оказалось засыпанным вулканическим пеплом на высоту 2-3 м. Затем оно опустилось ниже уровня моря, и моллюски-камнеточцы «обработали» по­верхность мраморных колонн. После этого опять наступило поднятие. И так происходило несколько раз. Все это свидетельствует об активности тектоно- магматических движений в районе действующих вулканов (рис. 17.1).

Для выявления вертикальных движений используют повторное высоко­точное нивелирование вдоль определенных профилей, например через Боль­шой Кавказ. Такие профили, измерения на которых проводились несколько раз с интервалом 10-15 лет, дают весьма любопытные материалы о скорости и направленности современных тектонических движений (рис. 17.2).

Измерение горизонтальных движений на небольших площадях произ­водится геодезическим способом повторной триангуляции, а перемещение литосферных плит сейчас надежно установлено с помощью методов косми­ческой геодезии, точность которых весьма велика и составляет несколько миллиметров на тысячи километров. Также широко используется геодези­ческая спутниковая система GPS.

Для многих регионов мира составлены карты современных верти­кальных движений (рис. 17.3). Неоднократно такие карты составля­лись для Русской плиты и ее обрамления. Карты, учитывающие де­формацию земной коры за последние несколько миллионов лет, так называемые неотектонические карты, составлены для территории СНГ под руководством Н. И. Николаева, а кроме того, есть много регио­нальных неотектонических карт для Кавказа, Карпат, Урала и др.

200 О

zoo чоо 600 800 woo то иоо то то 2000 Время, г

Рис. 17.1. Изменение высоты поверхности и основания храма Сераписа в Поццуоли (Италия, Неаполитанский залив) с 79 г. н. э. и до настоящего времени (по А. А. Никонову): а — вертикальные движения поверхности; б — изменение скорости движения. Колонны храма Сераписа (фото Н. В. Короновского)

 

17.2. ПОНЯТИЕ О ДЕФОРМАЦИЯХ ГОРНЫХ ПОРОД

Всех побывавших в горах всегда поражают пласты горных пород, смятые, как листы бумаги, в причудливые складчатые узоры. Нередко слои как будто разрезаны гигантским ножом, причем одна часть слоев смещается относительно другой. Каким же образом и под влиянием каких сил горные породы могут принимать столь причудливый облик? Можно ли наблюдать этот процесс и как быстро он происходит?

В подавляющем большинстве случаев осадочные породы, образую­щиеся в океанах, морях, озерах, обладают первично горизонтальным или почти горизонтальным залеганием. Если мы видим, что слои зале­гают наклонно или вертикально, смяты в складки и т. д., т. е. их пер- .вичное горизонтальное залегание изменено, обычно говорят, что слои

Г рафик скоростей и превышений по линии Зеленчук — Сухуми (согкюташкаш результаты измерений 1931 г. и 1950 г)

 

 

График скоростей и превышений по лвнин Зеленчук — Сухуми (сопоставлены результаты измерений 1959 г. и 1975 г.)

 

 

График скоростей и превышений «о линии Зелеячук - Сухуми (сопоставлены результаты измерения 1975 г. и 1990 г.) Рис. 17.2. Результаты повторного нивелирования через Большой Кавказ (по Д. А. Лилиенбергу)

 

подверглись действию сил, причина возникновения которых может быть разнообразна. Чаще всего имеют в виду силы, приложенные к пластам горных пород либо вертикально, либо горизонтально. Надавите на тет­радку снизу, она изогнется вверх: а если вы ее будете сдавливать с краев, положив на стол, она сомнется, и тем сильнее, чем больше будет сила сжатия и чем дольше она будет действовать. Такие силы называются

а чя -i
поверхностными, т. к. они приложены к какой-то поверхности пласта горных пород — нижней или боковой (рис. 37-43 на цветной вклейке).

Однако в природе, кроме поверхностных, важную роль играют и объемные силы. Горная порода, например каменная соль, будучи легче окружающих пород, всплывает очень медленно (1-2 см в год), но в течение миллионов лет.

О 100 км Рис. 17.3. Современные тектонические движения земной коры Великобритании в километрах. Северная часть страны поднимается после освобождения от леднико­вого покрова, а юго-восточная — испытывает опускание

л Ь

Понятие о деформациях. Из физики известно, что изменение объема и формы тела вследствие приложенной к нему силы называется дефор­мацией. Когда мы сжимаем в руке резиновый мяч, изгибаем палку, ударяем молотком по кирпичу, мы имеем дело с деформацией тела вплоть до его разрушения. Причины деформаций могут быть очень разными. Это и сила тяжести, самая универсальная из всех сил; это и влияние температуры, при возрастании которой увеличивается объем;

это и разбухание, увеличение объема пород за счет пропитывания во­дой; это и просто механические усилия, приложенные по определенно­му направлению к толще пород, и многое другое.

Важно помнить, что любая деформация происходит во времени, которое в геологических процессах может составлять десятки милли­онов лет, т. е. деформирование происходит очень медленно. Огромная длительность геологических процессов делает очень трудным их моде­лирование в лабораторных условиях, т. к. невозможно воспроизвести такие огромные временные интервалы.

Деформации бывают упругими и пластическими (рис. 17.4). В первом случае после снятия нагрузки тело возвращается в исходную форму (резиновый мяч), а во втором — нет (кусок пластилина) и сохраняет некоторую остаточную деформацию. Если прилагаемая к любому телу, в частности к горным породам, нагрузка возрастает, то тело, сначала деформируемое как упругое, переходит критическую величину, называемую пределом упругости, и начинает деформиро­ваться пластически, т. е. его уже невозможно вернуть в исходное состояние. Если же нагрузку увеличивать и дальше, то может быть превзойден предел прочности, и тогда горная порода должна разру­шиться.

 

Слои горных пород, первоначально залегая горизонтально, впослед­ствии оказываются деформированными, причем степень деформации может колебаться от очень слабой до исключительно сильной, когда мощные слоистые толщи оказываются перемятыми подобно клочку бумаги, сжатому в кулаке (рис. 17.5-17.8).

Когда понятия «твердый», «мягкий», «хрупкий», «пластичный» ис­пользуют в обыденной жизни, то всем ясно, что камни твердые, плас­тилин — вязкий и пластичный, кирпич — твердый и хрупкий одновре­менно. Но как эти привычные нам понятия перенести на горные породы,

 

 

 

 

Рис. 17.5. Типы залегания горных пород: I — складчатое, II — горизонтальное, III — наклонное (моноклинальное)

 

 

Рис. 17.6. Слабо дислоцированные отложения верхоянского комплекса в Центральном Верхоянье

Рис. 17.7. Крутая моноклиналь верхнеюрских карбонатных отложений Караби-яйлы, 1-я гряда Крымских гор (фото М. Ю. Никитина)

 

 

Рис. 17.8. Моноклинально залегающие отложения. Верхоянский хребет

 

такие как известняк, мрамор, гранит, песчаник, базальт и др.? Извест­но, что воск — твердое вещество. Уроните свечку, и она расколется. Но если воск нагревать, он становится пластичным. Вывороченные при ремонте тротуара плитки асфальта, сложенные грудой и оставленные в таком виде под лучами солнца на длительное время, в конце концов расплывутся и деформируются.

Рис. 17.9. Антиклинальная (А) и синклинальная (Б) складки. В ядре антиклинали располагаются более древние породы, чем на крыльях. В синклинали — наоборот

А

Смотря на смятые слои мрамора или известняка, мы понимаем, что они испытали пластическую деформацию, и нам кажется, что силы сжатия, приложенные к ним, были очень велики, т. к. породы твердые. На самом деле прилагать большие усилия совсем не обяза­тельно. Все зависит от времени, и если очень долго (сотни тысяч и миллионы лет) создавать небольшое усилие, то твердые на первый взгляд слои горных пород будут изгибаться, подобно слоям из плас­тилина.

СКЛАДЧАТЫЕ НАРУШЕНИЯ

Два типа складок являются главными: антиклинальная и синкли­нальная (рис. 17.9). Первая складка характеризуется тем, что в ее цен­тральной части,… У каждой складки существуют определенные элементы, описываемые всеми геологами…  

РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ

Однако если тектонические напряжения растут, то в какое-то время может быть превышен предел прочности горных пород, и тогда они дол­жны будут… Тектонические разрывы, как и складки, чрезвычайно разнообразны по своей форме,… Так, в любом разрыве всегда присутствуют поверхность разрыва, или сместитель, и крылья разрыва, или два блока горных…

Глава 18 ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ

Землетрясения — это одна из самых страшных природных катаст­роф, не только вызывающая опустошительные разрушения, но и уно­сящая десятки и сотни тысяч человеческих жизней. Землетрясения всегда вызывали ужас своей силой, непредсказуемостью, последствиями. Че­ловек в таких случаях чувствует себя брошенным на произвол судьбы. Земная твердь, самое незыблемое в представлении человека, вдруг ока­зывается подвижной, она вздымается волнами и раскалывается глубо­кими ущельями.

Известно большое число катастрофических землетрясений, во время которых число жертв составило многие тысячи. В 1556 г. в Китае, в про­винции Шэньси, страшное землетрясение привело к гибели 830 тыс. чело­век, а многие сотни тысяч получили ранения. Лиссабонское землетрясение в Португалии в 1755 г. унесло более 60 тыс. человеческих жизней; Мессин- ское землетрясение в 1923 г. — 150 тыс.; тянь-шаньское в Китае в 1976 г. — 650 тыс. и там же в Ганьсу в 1920 г. более 200 тыс. В Агадире 29 февраля 1960 г., в Алжире, погибло 20 тысяч человек. Этот скорбный список можно продолжать и продолжать. В Армении 7 декабря 1988 г. в результате спи­такского землетрясения погибло более 25 тыс. человек и 250 тыс. было ранено. 28 мая 1995 г. на Севере Сахалина мощным землетрясением был стерт с лица Земли городок Нефтегорск, где погибло более 2 тыс. человек.

Землетрясения разной силы и в разных точках земного шара происхо­дят постоянно, приводя к огромному материальному ущербу и жертвам среди населения. Поэтому ученые разных стран не оставляют попыток оп­ределить природу землетрясения, выявить его причины и, самое главное, научиться его предсказывать, что, к сожалению, за исключением единич­ных случаев, пока не удается.

МЕХАНИЗМ ВОЗНИКНОВЕНИЯ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ И ЕГО ПАРАМЕТРЫ

Скорость распространения разрывов составляет несколько километ­ров в секунду, и этот процесс разрушения охватывает некоторый объем пород, носящий…   В большинстве случаев, хотя и не всегда, разрывы имеют сдвиго­вую природу и очаг землетрясения охватывает определенный…

РАСПРОСТРАНЕНИЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ И ИХ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ

  Закономерное распространение землетрясений хорошо объясняется в рамках… Глубина зон Бенъофа сильно различается в разных местах. Под ос­тровами Тонга она заканчивается на глубине почти 700…

ПРОГНОЗ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ

Сейсмическое районирование. В настоящее время 20 % площади России подвержено землетрясениям силой до 7 баллов, что требует специальных… Сейсмическое районирование — это составление разномасштабных специальных карт… Общее сейсмическое районирование (ОСР) составляется в масштабе от 1:5000000 до 1:2500000; детальное сейсмическое…

СЕЙСМОСТОЙКОЕ СТРОИТЕЛЬСТВО И ПОВЕДЕНИЕ ГРУНТОВ ПРИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯХ

Землетрясения приводят к активизации оползней и оползней-пото­ков в горных районах. Во время Хаитского землетрясения в Таджики­стане в 1949 г. с М =… Таким образом, избирательное усиление колебаний грунта опреде­ленных частот,…  

ЦУНАМИ

Термин «цунами» в переводе с японского означает «большая волна в заливе». В нашей стране он стал известен после трагедии на Куриль­ских островах, когда в ночь с 4 на 5 ноября 1952 г. в результате огром­ной волны до 12 м высотой был полностью разрушен г. Северо-Ку- рильск на о. Парамушир и смыты поселки по берегам 2-го Курильского пролива на самом севере островной дуги.

В результате этой катастрофы, вызванной землетрясением в океане с магнитудой 8,5 ± 0,3, погибло более 2 тыс. человек. Япония часто подвергается воздействию цунами, от которых стали жертвами в 1771 г. 8400 человек, в 1792 г. — 10 500, в 1896 г. — более чем 23 тыс. Земле­трясения происходят в океане к востоку от Японии, а высота волн цунами достигает 30 м. 26 декабря 2004 г. в Индонезии и во всем Индийском океане прошло цунами, унесшее более 300 тыс. жизней.

В результате подводного землетрясения в открытом океане возни­кает зона локального возмущения уровня водной поверхности, как правило, над эпицентральной областью (рис. 18.13). Это возмуще­ние обусловлено быстрым поднятием или опусканием морского дна, которое приводит к возникновению на поверхности океана длин­ных гравитационных волн, называемых волнами цунами. Длина волн цунами определяется площадью эпицентральной области и может достигать сотни километров и даже больше. Если где-то в океане происходит мгновенное поднятие дна, то на поверхности воды воз­никает водяная «шляпка гриба» высотой 5-8 м. Затем она распада­ется с образованием круговых волн, разбегающихся в разные сто­роны. Иногда в этой водяной «шляпе» наблюдаются всплески, небольшие фонтаны, брызги, появляются кавитационные пузырь­ки. Если какое-нибудь судно попадает в такую зону, то оно подвер­гается мощным ударам, вибрации и звуковому воздействию, при­чиной которых являются сейсмоакустические волны сжатия с амплитудой до 15 МПа.

_______ Z __________________

------------------------ ^-jp,-----------------------

З

Рис. 18.13. Образование цунами. 1 — до землетрясения, светлое — вода, точки — океаническое дно; 2 — землетрясение вследствие сброса на дне, на поверхности океана возникает впадина; 3 — на месте впадины образуется купол воды; 4 — купол распадается на круговые волны

 

Распространяясь во все стороны от эпицентральной области, волны проходят очень большие расстояния. Например, после сильного землетря­сения 4 октября 1994 г. вблизи о. Шикотан Курильской островной дуги с М = 8 по шкале Рихтера волны достигали побережья Южной Америки через 20-21 час. Чаще всего скорость распространения волн цунами не

превышает 200 км/ч, хотя бывает и больше, в то время как скорость сейс­мических волн составляет несколько километров в секунду, что позволяет выдать прогноз возникновения цунами после землетрясения, которое реги­стрируется почти мгновенно, и оповестить население о приближающейся опасности. Скорость, с которой волна цунами подходит к берегу, равна:

где Н — глубина океана, g = 9,81 м/с² — гравитационное ускорение. Например, если землетрясение происходит вблизи Курильской гряды и Восточной Камчатки, то время пробега волны цунами составляет всего 10-60 мин., что очень мало для принятия срочных мер по эвакуации населения.

Когда волна цунами высотой 5-6 м подходит к отмелому берегу, ее высота начинает возрастать до нескольких десятков метров в силу различ­ных причин. Явление увеличения высоты волны на пологом берегу хорошо известно, особенно любителям поплавать на доске перед гребнем волны. Выросшая волна цунами всей мощью обрушивается на пологий берег, сме­тая все на своем пути, и проникает вглубь побережий иногда на десятки километров.

Цунами чаще всего происходят в Тихом океане, где за последние 10 лет их произошло более 70. Так, 2 сентября 1992 г. волна высотой 10 м на побережье Никарагуа привела к гибели около 170 человек. 12 декабря 1992 г. цунами высотой до 26 м в Индонезии погубило более 1000 человек. 17 августа 1998 г. цунами высотой до 15 м обрушилось на Папуа-Новую Гвинею, во время которого более 2 тыс. человек оказались смытыми вол­ной в лагуну, в которой они утонули или были съедены крокодилами.

На Тихоокеанском побережье России цунами за последние 300 лет на­блюдались 70 раз, причем самое разрушительное, как уже говорилось выше, произошло 4 ноября 1952 г., когда волной 10-14 м был почти полностью смыт г. Северо-Курильск на о. Парамушир. Остальные цунами, хоть и вы­зывали сильные разрушения, но человеческих жертв не приносили.

Цунами возникают не только в результате землетрясений. Известен случай на Аляске 9 июля 1958 г., когда в бухту Литуя со склонов горы Фейруэзер сошел огромный оползень в 80 млн м³, вызвавший волну в 524 м высотой, почти такой же, как у Останкинской телевизионнной башни в Москве! Такая высота установлена по заплеску волн на склонах гор.

К появлению цунами приводят и взрывы вулканических островов. Например, цунами, возникшее при гигантском взрыве вулкана Кракатау в Зондском проливе 26 августа 1883 г., привело к гибели 36 тыс. чело­век, а волны достигли Африки и обогнули ее, так как в Англии был зарегистрирован подъем воды на 15 см. Под воздействием цунами, по- видимому, погибла Минойская цивилизация на о. Крит в Эгейском море, когда в XV в. до н. э. произошло мощное взрывное извержение вулкана Санторин.

В очаге цунами нередко происходит быстрый подъем к поверхности холодных глубинных вод, и при этом температура поверхностной воды в диаметре до 500 км понижается на 5-6 "С и подобная аномалия держится более суток. Такие аномалии уже много раз зафиксированы со спутников в океанах вблизи Тихоокеанского побережья Америки, в Охотском море и других местах.

Существует специальная служба оповещения о приближающемся цунами. Однако ее эффективность не очень высока, т. к. не каждое землетрясение в океане вызывает цунами. Поэтому велик процент лож­ных тревог. На побережье Японии вдоль дорог установлены плакаты, на которых написано: «Путник, помни о землетрясении; услышав зем­летрясение, помни о цунами; увидев цунами, беги в гору». И это неред­ко единственная возможность спастись от разрушающей волны.

Сейсмические колебания океанического дна вызывают такое явле­ние, как моретрясение, при котором море мгновенно «вскипает», обра­зуются стоячие волны высотой до 5-6 м, водяные бугры, остающиеся на одном месте. Все это напоминает кипящее масло на сковородке. Нередко моретрясение сопровождается сильным гулом. Это явление зафиксировано экипажами кораблей, подвергавшихся жуткой тряске, ударам по корпусу и вибрации, вызывавшим даже разрушения на па­лубах. Моретрясения возникают при особом типе колебания океани­ческого дна, когда образуются высокоэнергетические акустические вол­ны. Если колебания дна происходят со скоростью 1 м/с, то на фронте волны сжатия скачок давления достигает 15 атм. Именно такая волна воспринимается судном как удар.

Часть IV

ЗЕМЛЯ И ЧЕЛОВЕК: ДОСТИЖЕНИЯ, ПРОБЛЕМЫ, ПЕРСПЕКТИВЫ

Глава 19

ГЛАВНЫЕ СТРУКТУРЫ ЛИТОСФЕРЫ

Континенты и океаны — это наиболее крупные структурные эле­менты литосферы, причем к континентам также относятся обширные пространства шельфовых… В пределах этих самых крупных структур выделяются структуры меньшего размера —… Именно в срединно-океанических хребтах происходит непрерывное наращивание океанической коры за счет поступления…

Глава 20

ЧЕЛОВЕК И ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ СРЕДА

В. И. Вернадский назвал поверхностную часть земной коры, атмо­сферу, гидросферу и биосферу, ноосферой, в которой действует челове­ческий разум.… Уже в начале XX в. начались глобальные изменения окружающей среды, которые не… Нас интересует, как техногенная деятельность человека изменяет гео­логическую среду — приповерхностную часть земной…

Глава 21 ДОСТИЖЕНИЯ И ПРОБЛЕМЫ

ДОСТИЖЕНИЯ В ИЗУЧЕНИИ ЗЕМЛИ

В начале XXI в. американские космические аппараты сумели доста­вить на поверхность Марса специальные передвигающиеся тележки, оборудованные… Космический аппарат «Кассини», запущенный США семь лет назад к Сатурну,… Благодаря изобретению эхолота и спутниковым наблюдениям ис­следователи составили полное представление о рельефе…

КОНЦЕПЦИЯ НЕЛИНЕЙНОСТИ В ГЕОЛОГИИ

Не случайно поэтому, что курс общей геологии, закладывающий фундамент изучения и прогнозирования геологических объектов и процессов, завершается… Обнаружилось совершенно неожиданно, что прежние подходы к прогнозированию были… | О О и О

Г

					Г"
		т				hw.

 

 

Рис. 21.1. Геометрическая линейность и нелинейность. Зависимость глубины залега­ния геологической границы от расстояния до некоторой начальной точки: А — строго линейная, Б — статистически линейная, В — нелинейная

 

б) получаемая из этих замеров функциональная зависимость оказывалась строго линейной. Это позволяло бы легко и безошибочно прогнозировать глубину залегания при любых расстояниях между точками и на любые удаления в стороны от них.

Однако в реальных наблюдениях и измерениях всегда есть погреш­ности, а строгой линейности в природе нет. Пример — на рис. 21.1 Б, где замеренные глубины варьируют, не выстраиваясь в прямую линию. Как получить прогноз в этом случае?

Нетрудно заметить, что здесь от расстояния зависит — причем тоже линейно, пропорционально, однозначно — уже не каждая замеренная глубина, как раньше, а некоторое среднее положение границы, которое легко получить из имеющихся замеров статистически. Ориентируясь на него, можно предсказывать положение реальной границы, зная заранее, что в конкретных точках возможна ошибка прогноза, но она — при опре­деленном условии — будет в большинстве случаев несущественна.

Условие это следующее: из имеющихся данных по изучаемому рай­ону должно быть ясно, что реальные глубины залегания могут откло­няться вверх и вниз от среднего положения достаточно часто, случай­ным образом и в большинстве ненамного — с погрешностью, допустимой для конкретной решаемой задачи. Тогда прогноз будет не абсолютно точным, но статистически приемлемым. Подобное линейное прибли­жение применяется очень широко, существенно упрощая расчет про­гнозных оценок.

Сводимость конкретных, опытных замеров к статистической сред­ней — сводимость в том смысле, что такая средняя может быть не просто формально вычислена, но и использована для прогноза без рис­ка множества больших ошибок.

Нелинейность: проблемы и парадоксы. Нередко полагают, что именно статистически прогнозируемые линейные зависимости наиболее часты в природе. Однако это далеко не так. Пример — на рис. 21.1В, где условия прогнозирования совсем иные: здесь глубина залегания не пропорцио­нальна расстоянию, нет и однозначности — некоторым расстояниям от­вечают больше, чем одно значение глубины. Среднее положение грани­цы, как и раньше, формально вычислимо, но прогноз по нему теперь может приводить к большим ошибкам. На данном рисунке можно найти пункты, где малейшие отклонения («слабые шевеления») влево или вправо резко меняют картину разреза: в некоторой заложенной здесь скважине пласт был бы пройден на какой-то одной глубине, а в соседней — на двух или трех разных глубинах. В подобном, очевидно, нелинейном случае мыслим не один, как раньше, а множество вариантов рисовки разреза: границу пласта между скважинами по имеющимся замерам можно про­водить очень по-разному.

Исследуемый пласт мог быть деформирован в складки или нарушен тектоническими разрывами так, что в некоторых местах одна и та же сква­жина могла проходить его несколько раз; в ходе формирования пласт мог «расщепляться» на более тонкие слои или примыкать к другим пластам, сходным с ним. Вариант на рисунке — лишь один из множества возмож­ных, удовлетворяющих заданным условиям; необходим же только какой-то один, отвечающий реальности.

Как тут следует действовать? В подобных ситуациях геологи тради­ционно идут тремя путями. Первый из них — досбор фактических дан­ных, например дополнительное разбуривание в неясных местах, чтобы решить, как залегает пласт между скважинами.

У£4

Второй путь — привлечение более эффективных методов исследо­ваний, например геофизических — с выявлением тонких особеннос­тей состава и внутренней структуры пласта. Сравнивая их от скважи­ны к скважине, выбирают наиболее реалистичный вариант рисовки разреза.

Третий путь — привлечение всегда имеющихся более или менее обоснованных теоретических представлений о механизме процесса, формировавшего данный геологический объект, например о том, каки­ми должны быть изменения строения, состава, мощности, возраста пла­ста в разных частях палеобассейна, где когда-то накапливался матери­ал, слагающий пласт; какими должны быть изменения внутреннего строения пласта, если тот подвергался складчатости, и т. п. Сравнивая реальные изменения в разрезах с теоретически предполагаемыми, так­же приходят к наиболее реалистичному изображению разреза.

Итак, имеем три компонента:

а) обширный, качественный фактический материал;

б) надежные, эффективные методики;

в) знание механизма процесса традиционно рассматривают в качестве необходимого и достаточного условия прогнозирова­ния, как линейного, так и нелинейного. При этом сложилась глубокая убежденность в том, что поскольку нет предела расши­рению и углублению геологической изученности, то нет предела и увеличению долгосрочности и точности прогнозирования: воп­рос лишь в том, какого уровня достигла изученность к данному моменту.

Но, как уже говорилось, именно подобную, казалось бы, вполне естественную точку зрения в последнее время радикально пересматри­вают с позиций нелинейной динамики. Этот пересмотр касается не только и даже не столько прогнозирования геометрического, простран­ственного, как в приведенных примерах, сколько динамического, т. е. предсказания развития геологических процессов во времени. Примеры этого тоже будут приведены.

Однако для более осмысленного их восприятия сразу изложим важ­нейшие положения нелинейно-динамической концепции, прямо отно­сящиеся к проблеме прогнозирования и резко контрастирующие с при­вычными представлениями.

1. Огромное большинство интересующих нас процессов в общем случае не поддается прогнозированию; надежный прогноз ско­рее исключение, чем правило.

2. Непрогнозируемы не обязательно только сложные процессы, зави­сящие от множества трудно учитываемых факторов, но и сравни­тельно простые, контролируемые всего двумя-тремя факторами.

3. Ни достоверная фактура, ни надежные методики, ни знание ме­ханизма процесса не гарантируют нрогнозируемости: механизм часто оказывается таким, что порождает хаотическое, несводимое к средним траекториям поведение, непредсказуемое по своей при­роде, а не потому, что оно представляется нам таким из-за недо­статочной фактической изученности или несовершенства мето­дик изучения.

Эти выводы носят фундаментальный характер и, по мнению мно­гих авторитетных ученых, существенно меняют наше мировоззрение и картину мира. Впервые сформулированные еще в 60-х гг. XX в., они стали тогда настоящей научной сенсацией, поскольку шли враз­рез со многими давно устоявшимися принципами. Так, под сомне­нием оказалась давняя и всеобщая убежденность, что любая хаотич­ность, непредсказуемость — лишь следствие недостаточной изученности, что при более полном и детальном изучении хаотич­ная картина должна будет смениться закономерной и надежный про­гноз станет возможным.

Если же и вправду существуют, да еще в большинстве, принципи­ально непредсказуемые процессы, то, во-первых, почему это так, во- вторых, зачем тогда собирать факты и совершенствовать методики, как вообще действовать в этих обстоятельствах? А главное — отвечает ли все это реальности? Ведь если бы ничего нельзя было прогнозировать, как мы могли бы существовать в этом мире? Подобные вопросы возни­кали все чаще и требовали ответа.

Это побудило мировое научное сообщество предпринять широкий и интенсивный мозговой штурм в отношении столь интригующей пробле­мы, едва ли не ставящей пределы принципиальной познаваемости мира и безграничному, как привыкли думать, всемогуществу науки. Результатом было появление, а к настоящему времени — и оформление в основных чертах обширной и принципиально новой междисциплинарной области знания, именуемой нелинейной динамикой (у нас) или просто нелиней­ной наукой (на Западе). Разделом еестановится сейчас нелинейная гео­логия, в свою очередь включающая нелинейную геофизику, нелинейную геодинамику, нелинейную геотектонику, нелинейную металлогению и т. д. В этом отношении геология идет вслед за физикой, где уже давно выде­лились нелинейная оптика, нелинейная акустика, активно развивается нелинейная теория упругости.

Между тем в последние два-три десятилетия ученые и практики, и не только геологи, все чаще сталкиваются с тем, что, несмотря на про­должающееся накопление экспериментальных и наблюдательных дан­ных и совершенствование методик, надежность прогнозирования, дос­тигнув некоторого, не очень высокого, уровня, дальше не растет, хотя факты продолжают накапливаться, а методики совершенствуются. Рань­ше всего это было отмечено в метеорологии, в разных разделах физики, в последние годы с этим впрямую сталкиваются сейсмологи.

Как известно, в прогнозировании сейсмичности достигнуты замет­ные результаты. Выделены глобальные сейсмические пояса по грани­цам литосферных плит (см. рис. 18.7). Внутри поясов установлены круп­ные области повышенной сейсмичности, связанные с теми или иными тектоническими структурами (см. рис. 18.8, 18.10, 18.11). В пределах областей более или менее уверенно намечены сейсмоопасные зоны вдоль крупных активных разломов (см. рис. 18.6, 18.9).

И все же добиться такой детальности и надежности прогноза, кото­рые нужны для строительства, планирования, безопасности населения, не удается. Правда, после появления каждой очередной карты сейсмо- районирования случаются сейсмические события, действительно попа­дающие в те контуры, которые для них намечены на карте. Однако рано или поздно все же происходят землетрясения, притом разруши­тельные, за пределами таких площадей, там, где, казалось бы, ожидать их не было оснований.

Предсказывать отдельные землетрясения пытаются по предвестникам — явлениям, которые по теории и по опыту наблюдений должны бы предва­рять сейсмические события. Это изменения наклонов земной поверхности, притоков и химического состава подземных вод, даже поведение живот­ных. Известны единичные случаи очень удачных предсказаний, после ко­торых всякий раз оживали надежды на возможность прогноза. Но попыт­ки повторно прогнозировать по правилам, приводившим ранее к успеху, оканчивались неудачами. При достаточной длительности наблюдений не­пременно появлялись и множились ошибки двух типов: фиксировался предвестник, но землетрясение не происходило (ошибка типа «ложная тревога»), или землетрясение происходило, но не фигурировало в прогно­зе (ошибка типа «пропуск цели»), т. к. не было ясных предвестников. Неустойчивыми, ненадежными прогнозы сейсмических, да и многих дру­гих геокатастроф, остаются и в наши дни. И такое, повторим, отмечается не только в геологии.

Естественно, это не могло не привлечь внимания ученых. Стано­вилось все яснее, что дело не в количестве или качестве фактических данных и не в методиках. По-видимому, в чем-то неправильно пони­малась суть проблемы. К принципиальному объяснению — как раз в рамках нелинейно-динамической концепции — привело осознание в начале 60-х гг. XX в. необычного поведения систем с нелинейной эво­люцией. Чтобы понять, в чем состоит эта необычность, следует взгля­нуть на такую эволюцию с двух точек зрения — математической и физической.

Математически подобные процессы описываются нелинейными дифференциальными уравнениями, которые отличаются от линейных, в частности, тем, что до определенных значений параметров, входящих в уравнение, они имеют однозначное (единственное стационарное) ре­шение. Однако в момент перехода, даже плавного, хотя бы одного пара­метра (его в таких случаях именуют управляющим) через некоторое критическое значение (точку бифуркации) решение становится много­значным (число стационарных решений возрастает). Это значит, что поведение системы скачкообразно и качественно перестраивается. Та­кова математическая картина.

Но как только мы от математических систем переходим к реальным, физическим, подобная чисто теоретическая многозначность лишает­ся смысла: она означала бы, что на некотором удалении от начального момента данная реальная система оказывается в нескольких различ­ных состояниях одновременно, а затем эволюционирует, также одно­временно, но нескольким различным путям, что, разумеется, невоз­можно.

Проиллюстрируем это. В разделе 2.2 уже говорилось о существова­нии продольных сейсмических волн (см. рис. 2.2А, а). По ходу такой волны среда испытывает сжатие и уплотнение материала. Этому пред­шествуют разрежение и разуплотнение. Пусть имеется исходное вол­нообразное возмущение поля плотности (рис. 21.2А). Будем для про­стоты изображать только волну сжатия, где вершине отвечает точка пространства с максимальной плотностью материала. Обратим внима­ние на то, что в этот начальный момент любой точке пространства в пределах исходного возмущения отвечает одно, и только одно, значе­ние плотности. Пусть возмущение перемещается по ходу продольной волны. Это может происходить по-разному.

Пусть в первом случае (рис. 21.2Б) каждая точка профиля переме­щается с одной и той же, постоянной скоростью так, что форма профи­ля не меняется. Это упрощенно описывается дифференциальным урав­нением dp/dt + v др/д х = 0, смысл которого следующий: скорость изменения плотности в данный момент времени пропорциональна ско­рости изменения плотности в данной точке пространства, а коэффици­ент пропорциональности — параметр v, постоянная скорость переме­щения волны. Поскольку производные — в первой степени, уравнение линейное, значит, хотя перемещается волна, сам процесс ее перемеще­ния линеен. Мы видим здесь уже знакомые свойства линейности: про­порциональность, о чем только что говорилось, однозначность (в лю­бой момент времени некоторой точке пространства отвечает только одно значение плотности) и суперпозицию промежуточных положений волны в окончательном прогнозе.

ио

Р-6алао г—с*мг"Р

МШМуМПММ фСЛ!

 

dp/dt + v др/дх = Ъ

dp/dt + р др/дх = 0 Рис. 21.2. Динамическая линейность и нелинейность: А — единичное возмущение поля плотности (по оси х — расстояние, по оси Р — плотность); Б, В — перемещение продольной волны: Б — линейное, В — нелинейное (по С. П. Курдюмову, Г. Г. Малинецкому, с изменениями)

X

 

Пусть в другом случае (рис. 21.2В) вершина возмущения (точка с максимальной плотностью) перемещается, опережая основание волны. При этом профиль волны перекашивается, ее фронт становится все круче, в какой-то момент он оказывается вертикальным и при малей­шем последующем продвижении («шевелении») S-образно искривля­ется так, что одной точке пространства отвечает уже не одно, как раньше, а три значения плотности одновременно, что физически нере­ально. Процесс описывается дифференциальным уравнением др/д t+ +р др/дх = 0, похожим на предыдущее, с той разницей, что роль пара-

метра v — скорости перемещения профиля плотности р (х, t) — играет теперь сама плотность р, точнее, не меняющаяся (во времени) ампли­туда волны. Так как искомая функция перемножена с производной, уравнение нелинейное.

Сравним в приведенных уравнениях роль двух факторов. Во-первых, оценим роль параметров. В линейном случае скорость v существенной роли не играет: решение качественно не меняется, профиль волны сохра­няет форму на любом удалении от начальной точки. В другом, нелиней­ном, случае, где плотность (а вместе с тем и скорость перемещения) возра­стает к вершине, эволюция системы на некотором небольшом удалении от начального момента еще близка к линейной, в частности сохраняется од­нозначность графика плотности по оси х. Но для любого более позднего момента времени существует такое критическое значение параметра, при котором система перестраивает свое поведение принципиально: новые положение и конфигурация волны не могут быть получены ни суммиро­ванием, ни осреднением прежних, принцип суперпозиции не выполняет­ся, появляется многозначность. Соответственно тем или иным заданным амплитудам плотности (скоростям перемещения) могли бы отвечать свои критические моменты времени. Таким образом, амплитуда плотности волны или время могут выступать как управляющие параметры, а их критиче­ские значения — как точки бифуркации.

Во-вторых, рассмотрим роль всегда возможных небольших неточ­ностей в показе исходной волны. В линейном случае они не вызывают больших ошибок прогноза, малочувствительного к таким неточностям. В нелинейном же случае вблизи точки бифуркации даже незначитель­ные изменения («слабые шевеления») начальной волны определяют: находится ли система в области еще однозначных или уже многознач­ных решений. Чрезвычайная чувствительность к малейшим изменени­ям начальных условий — характерная особенность поведения нелиней­ных систем.

Но поскольку, как уже говорилось, многозначность, одновременная разновариантность эволюции нелинейных систем физически нереали- зуемы, возникает вопрос: что же происходит на самом деле? Реальным системам здесь приходится неизбежно «выбирать» какой-то один вари­ант развития. Но как же происходит выбор и как его предсказать, если эти варианты теоретически (математически) совершенно равноправ­ны? Чтобы разобраться в этом, рассмотрим в качестве примера модель реальной ситуации, часто анализируемой при исследованиях тектони­ческого разрывообразования и напряженного состояния земной коры (рис. 21.3).

Пусть имеется массив равномерно-зернистой породы, например мра­мора или песчаника. Вырежем из него кубический блок, достаточно

		/
/	/
/		N
6	t (
V	ч	/ /
/	/
	/
✓
е	1
V		/
✓
X	S /
/		N
ъ	1
V
	А
у	' /

 

I

 

Рис. 21.3. Нелинейный геодинамический процесс — разрушение нагруженного блока горной породы. Механизм разрушения: А — механическая модель (а — схема нагруже-

ния квазисплошного блока; б, в — теоретические схемы скалывания: а — перекре­стного, б — параллельного). Б — модель разрушения реального блока (а — зарождение

рассеянных «микрогрешин», б — взаимодействие и группирование «микротрещин», зарождение «мезотрещин» на конкурирующих сечениях и направлениях, в — послеби- фуркационная подготовка сквозного разрыва на некотором определенном .макросече­нии, г — макроскалывание)

крупный по сравнению с размерами зерен породы. При таком условии, как это принято в механике, он может считаться внутренне однород­ным и сплошным; то, что происходило бы в нем, например, при сжа­тии, описывает механика сплошной однородной среды. Начнем сдав­ливать блок так, чтобы две противолежащие его грани нагружались сильнее прочих (см. рис. 21.ЗА, а). Система при этом выводится из состояния исходного равновесия, а степень неравновесности возраста­
ет по мере роста давления. Под действием приложенной извне нагруз­ки внутри блока возникают напряжения — нормальные и касательные. При достижении последними некоторого критического уровня (преде­ла прочности блока), т. е. при достижении системой критической сте­пени неравновесности, должно произойти скалывание — разрушение, при котором образующиеся отдельности взаимосдвигаются параллель­но плоскости сместителя. Можно ли предсказать место скола?

Согласно теоретическим положениям механики однородных сплош­ных сред, при указанных условиях наиболее благоприятным для пред­стоящего скалывания должно быть сечение блока, отклоняющееся от оси наибольшего сжатия на угол 45° (в реальности — несколько мень­ше). Казалось бы, прогноз возможен.

Но, во-первых, такое отклонение должно быть неоднозначным — по крайней мере по обе стороны от оси наибольшего сжатия — и теорети­чески они для скалывания совершенно равноблагоприятны (см. рис. 21.ЗА, б). Во-вторых, сечений каждой из подобных ориентаций в данном блоке бесконечно много и они теоретически также абсолютно равнопригодны для скалывания. В-третьих, сквозное (от одной внешней границы блока до другой) скалывание в любой данный момент физически возможно лишь по некоторому единственному сечению. Так, скалывание по одно­му из взаимно перекрещивающихся сечений блокировало бы скалыва­ние по другому (см. рис. 21.ЗА, б), а при взаимной их параллельности скалывание по одному сечению сняло бы напряжения и сделало ненуж­ным скалывание по любому другому (см. рис. 21.3А, в).

Ситуация кажется парадоксальной: скалывание физически осуществи­мо лишь по некоторому единичному (в данный момент) сечению из множе­ства имеющихся, но его выбор системой при их абсолютной теоретической равноправности невозможен. Между тем в реальности блок все же раска­лывается.

Это возвращает нас к вопросам: каким же образом «избирается» такое единственное сечение и можно ли предсказать выбор? Ответ неоднозначен. Прогноз возможен, если система испытывает — дополнительно к указанным условиям — некоторое воздействие, достаточно заметно для наблюдателя подталкивающее ее к определенному выбору. Это может быть анизотропия породного массива, например неравнопрочность по разным направлениям и сечениям, или особый — срезающий — способ приложения внешней на­грузки, создающий предпочтительность какой-то одной из теоретически равновозможных ориентаций и плоскостей скалывания. Именно в таких случаях прогнозирование бывает наиболее успешным.

Но не менее важны и иные, весьма частые ситуации, когда явно выра­женного, определенным образом ориентированного дополнительного воз­действия нет, а скалывание все же происходит. Выбор некоторого одного сечения в подобных случаях тоже осуществляется, но — под влиянием

Какой-то одной из множества всегда происходящих в реальной системе флуктуаций (слабых, случайных и локальных вариаций — опять «малые шевеления»!) структуры, прочности, напряжений. Такие незначительные флуктуации и играют решающую роль «последней капли», приводящей к выбору того или иного пути дальнейшего поведения системы.

Но о каких вариациях структуры, прочности, напряжений может идти речь, если, как было сказано, блок считается внутренне сплошным и одно­родным? Тут мы подходим к важному и интересному моменту концепции. Вернемся к модели нелинейного перемещения волны (см. рис. 21.2В). Как уже отмечалось, до подхода к точке бифуркации небольшие различия на­чальных условий в прогнозе неощутимы, система ведет себя почти как ли­нейная. Но с удалением от исходного равновесия мы с нашим прогнозом можем случайно, из-за совсем незначительныхначальных различий, оказать­ся по одну или по другую сторону точки бифуркации, т. е. В областях прин­ципиальноразличных — однозначного или теоретически неоднозначного — состояний. В последнем случае те же малые начальные различия обусловят и выбор какого-то одного из математически равноправных решений.

Следовательно, можно говорить о пренебрежимости малыми вариация­ми начальных условий в слабо неравновесныхнелинейных системах, но о возрастании их роли в состояниях сильной неравновесности.Именно такая чувствительность к тончайшим нюансам («слабым шевелениям») начальных условий и проявится при возрастании неравновесности сжимаемого блока.

Конечно, обнаружить и оценить подобные флуктуации в крупном по­родном массиве — задача чрезвычайно сложная. Это дополнительно ослож­няется тем, что никакой скол не возникает мгновенно и сразу. Любой из них образуется соединением ранее образовавшихся более мелких наруше­ний, а те, в свою очередь, — сочленением еще более мелких трещин, начи­ная от микроскопических (см. рис. 21.3Б, а-в). Все они в соответствующие моменты раскалывали разномасштабные объемы внутри сжимаемого бло­ка, всякий раз проходя свои точки бифуркации.

Более того, подобные локальные (не сквозные) расколы и их сочлене­ния происходят одновременно на множестве разных сечений и по разным направлениям, взаимно конкурируя на пути развития процесса разруше­ния к итоговому сквозному сколу. Это неизмеримо увеличивает как число проходимых точек бифуркации, так и непредсказуемость выбора местопо­ложения и ориентации завершающего разрыва.

Но являются ли подобные трудности прогнозирования неустранимы­ми? Разве нереально, хотя бы в будущем, изучить детально, как под лупой, то, что происходит в сжимаемом блоке на подходах к бифуркациям, а затем предсказать итоговый выбор? Оказывается, это невозможно в принципе, и вот почему.

Процесс разрушения начинается не с появления микротрещин. Этому предшествуют дислокации на уровне кристаллической решетки, где би­фуркационные смещения атомов из узлов решетки по тем или иным кри­сталлографическим плоскостям зависят от особенностей атомного строе­ния вещества, от положений и скоростей элементарных частиц. Но тут мы попадаем в сферу действия законов квантовой механики, обосновавшей, как известно, принципиальную невозможность абсолютно точных измере­ний на данном уровне организации материи. Микроскопические и, каза­лось бы, пренебрежимо малые, но неустранимые ошибки в оценках началь­ных условий, неизбежно возникающие в самом начале зарождения разрушения, лавинообразно нарастают при прохождении многочисленных последующих точек бифуркации. К тому же в окрестностях любого разры­ва любого ранга при его возникновении существенно непредсказуемо пере­страиваются структурно-динамические условия, в которых будет преодо­леваться следующая по времени точка бифуркации.

Здесь могут возникнуть новые сомнения: ведь атомный и субатомный уровни участвуют в разрушении лишь в самом начале процесса, который затем переходит на более крупные уровни — трещин, разломов, блоков, — где его можно было бы отслеживать и оценивать, получая более или менее достоверный прогноз. Но в действительности и такой возможности нет. Обратимся к поздней, условно предпоследней стадии разрушения, когда для образования итогового скола необходимо лишь соединение двух пред­шествующих разрывов (см. рис. 21.3Б, в). Это означает необходимость рас­калывания разделяющей их целиковой перемычки. Но ее сквозной раскол может зародиться и разрастись (пусть и от концов заранее известных встреч­ных разрывов) только вновь от субатомного уровня. То же должно проис­ходить и во всех других случаях сочленений трещин и разрывов.

Таким образом, данный уровень участвует в процессе все время, порождая новые принципиально неизбежные неточности в оценках начальных и текущих условий. Свойственная нелинейным, сильно не­равновесным системам чрезвычайная чувствительность к малейшим неточностям в оценке начальных условий делает итоговый прогноз положения крупного разрыва (см. рис. 21.ЗБ, г) принципиально невоз­можным. Предсказуемость выбора пути в точках бифуркации мыслима лишь в физически нереализуемых ситуациях: при бесконечно точном задании начальных условий.

Понятно, что в подобных обстоятельствах при любой реальной де­тальности исследования эволюция в целом неизбежно воспринимается как хаотическая, ибо перестают работать фундаментальные принципы эволюции «простых», линейных систем: пропорциональности, однознач­ности, сводимости к средним характеристикам, суммативности, малой чувствительности прогноза к вариациям начальных условий. При жест­кой детерминированности (предопределенности) начальных условий и вместе с тем при чрезвычайной чувствительности к их малейшим вари­ациям прогноз выбора одного из теоретически равновероятных вариан­тов места скалывания, предсказание какого-то одного пути развития си­стемы оказываются принципиально невозможными.

Говоря языком математики, некоторый единственно возможный до ска­лывания и потому устойчивый путь эволюции системы теоретически сме­няется в момент разрыва двумя траекториями (соответственно двоякой возможной ориентации сколов) — равновероятными, устойчивыми в слу­чае изотропии; в случае же анизотропии — более вероятной, устойчивой, и менее вероятной, неустойчивой. Последняя отвечает теоретически допус­тимому скалыванию по несколько более прочному сечению из двух рав- ноблагоприятно ориентированных. Но малейшая флуктуация свойств сис­темы или внешнего нагружения может перевести процесс скалывания на менее прочное сечение, т. е. на устойчивую траекторию. Момент смены числа и устойчивости траекторий, т. е. качественной перестройки поведе­ния системы, и есть точка бифуркации. «Разглядывая» ее «под сильной лупой», мы смогли бы заметить предбифуркационные флуктуации траек­тории, но сама точка бифуркации при любом увеличении оставалась бы точкой с непредсказуемым выбором в ней какой-то одной из послебифур- кационных траекторий (рис. 21.4).

 

 

 

Рис. 21.4. Точка бифуркации и ее окрестности (А); последовательное увеличение детальности изучения (Б, В) выявляет предбифуркационные флуктуации траектории, но сама точка бифуркации остается точкой с непредсказуемым выбором в ней одной

из исходящих траекторий

Очевидно, что при равновероятной реализации послебифуркационных ветвей (например, двух ориентаций или, с учетом флуктуаций, двух набо­ров ориентаций скалывания) имеют смысл статистические оценки каждой отдельной ветви, но не их совокупности, ибо никакой физически реализу­емой «средней ветви» развития (скалывания «промежуточной» ориента­ции) нет. Эволюция системы в целомоказывается несводимойк какой-то одной средней характеристике, хотя чисто формальному вычислению пос­ледней, конечно, ничто не препятствует.

Даже при сколь угодно близких (но не тождественных) начальных условиях поведение нелинейной системы оказывается очень различным, ибо траектории ее развития со временем «разбегаются» не пропорцио­нально малым начальным различиям, а весьма быстро, экспоненциально (рис. 21.5, 21.6), что и создает хаотичность, непредсказуемость. В нашем примере предвидеть место, ориентацию, размеры, время возникновения итогового разрыва можно было бы не иначе, как обладая бесконечно точной оценкой начальных условий — структуры, разупрочненности, напряженного состояния — на каждом ранге системы.

л >_

 

 

Рис. 21.5. Динамика нелинейной системы, принципиальная схема: ускоренное разбега- ние (при малых различиях начальных условий) реальных траекторий (жирные линии и стрелки) со случайным выбором в точках бифуркаций некоторых определенных направлений из множества теоретически возможных (штриховые линии)

 

Нелинейность, неравновесность, хаотичность и... все-таки нрогноз?

Насколько характерна нелинейность для геологических процессов? Нелинейным является любой неравномерный процесс, а в любом при­родном процессе всегда можно обнаружить какую-то неравномерность. Это вызывает вопрос: если в поведении любой реальной системы мож­но обнаружить нелинейность, не являются ли любые попытки прогно­зирования их поведения заведомо бесперспективными? Нет, из всего сказанного это не вытекает, и вот почему.

Во-первых, нелинейность геодинамических систем — необходимое, но не достаточное условие хаотического поведения. В условиях неболь­шой удаленности системы от состояния равновесия, т. е. В диапазоне докритических значений управляющего параметра, далеких от точки предстоящей бифуркации, его влияние описывается зависимостями, близкими к линейным (рис. 21.2В, левая часть). Подобная эволюция в принципе статистически предсказуема. Правда, необходимо еще точно знать, как далеко до бифуркации, за которой наш прогноз станет невоз­можным. Но как раз это заранее обычно неизвестно.

*

Рис. 21.6. То же, что и на рис. 21.5, — в численном эксперименте Д. Дрибе: начально очень близкие траектории в точке бифуркации начинают быстро расходиться (сплошная и штриховая линии), становясь совершенно различными (по И. Пригожину, И. Стенгерс)

Во-вторых, смысл хаотичности как разупорядоченности, непредска­зуемости далеко не однозначен. Хаотичным называют, например, теп­
ловое случайное движение молекул в покоящейся жидкости («стохас­тический хаос» ), но макроскопические характеристики достаточно боль­шого объема последней могут быть стабильными и вполне предсказуе­мыми. Хаотичной называют и турбулентную структуру движущейся жидкости. Но в ней наряду с беспорядочным тепловым движением отдельных молекул выделяются отдельные струи и их пучки, в которых взаимосогласованно перемещаются миллиарды молекул. Это, а также то, что струи и пучки, с одной стороны, состоят из аналогичных обра­зований меньших масштабов, а с другой — причудливо изгибаются, разветвляются, перемещаются, свидетельствует о том, что хаотичность турбулентного потока сложно сочетает не только разупорядоченность, но и элементы порядка. Признаки своеобразной турбулизации отмеча­лись многими исследователями, например в характере эволюции рас­трескивания нагруженных породных массивов.

В подобной существенно хаотической эволюции специфическая упоря­доченность выражается еще и в том, что все бесконечное разнообразие состо­яний системы — не безгранично. При достаточной длительности ее функци­онирования они стремятся занять некоторый ограниченный, «притягивающий» из широкой области начальных условий объем математического фазового пространства состояний. Множества точек последовательных состояний, фазовые траектории, распределены в таком объеме, или аттракторе, не рав­номерно и сплошь, а как бы дырчато или решетчато, фрактально, в общем образуя определенную упорядоченность, структуру — не с целой, а дробной размерностью. Вместе с тем, перемещаясь в таком объеме по весьма запутан­ной траектории, строго детерминированной начальными условиями и чрез­вычайно чувствительной к малейшим их изменениям («детерминистский хаос»), система проходит с нерегулярными интервалами одну точку бифур­кации за другой. Врезультате после прохождения уже всего трех-четырех таких точек система оказывается в состоянии, которое совершенно невоз­можно было предсказать из начальных условий.

В-третьих, ни один природный процесс «сам по себе» не является, конечно, ни линейным, ни нелинейным. Тем или иным он предстает в нашем описании, отражающем всегда некоторое выбранное нами при­ближение и полученном с помощью тех или иных выбранных нами методов. В зависимости от того или иного нашего выбора (что, в свою очередь, предопределяется характером решаемой задачи) один и тот же процесс всегда может быть представлен и как нелинейный, и как линейный. В последнем случае (рис. 21.7) он принципиально прогно­зируем. Но надежность подобного прогнозирования зависит от того, насколько приемлемыми для конкретной решаемой задачи будут ошиб­ки из-за отклонения действительной траектории от гипотетической линейной.

Чапь IV.Земля и человек: допижения, проблемы, перспективы

А

 

В . . ■ ■ . Г.. Li ... d I . . т . . I» -И -И -м Л Х U « III АЗИМУТ, г*»*

3 И 1 IJ 1 U ! И 1 QTMtCKTtntUU ГЯЯИИ» »tMIA,nw

б

расстояние от Килаузд. км

 

Рис. 21.7. Примеры статистически линейных приближений геодинамических зависи­мостей; А — возраста вулканов Гавайского хребта от расстояния до Килауэа (по И. Мак-Доугалу, Р. Дункану); Б — глубины желобов от скорости субдукции, по К. Греле, Ж. Дюбуа; В — угла наклона сейсмофокальных зон от направления

субдукции, по Т. Йококуре

Следовательно, сфера надежной прогнозируемое™ вполне реальна, что и подтверждается практикой. Но она ограничена в пространстве и времени интервалами, где ход процесса с приемлемой погрешностью может считаться линейным.

Хотя прогнозируемые системы составляют меньшинство, это не озна­чает, что их мало. В самом деле, например, на числовой оси целых чисел в сравнении с дробными — в бесконечное число раз меньше, но и их — беско­нечно много. Часто встречаясь на практике с прогнозируемыми (т. е. в не­котором приближении линейными) системами, с непрогнозируемыми мы встречаемся намного чаще.

Таким образом, нелинейно-динамическая концепция не запрещает прогнозирование эволюции природных систем вообще. Но она, во-пер­вых, чрезвычайно расширяет сферу непредсказуемости нелинейных систем — на всю область их сильной неравновесности; во-вторых, и это особенно важно, обосновывает принципиальный характер такой непред­сказуемости, неустранимой ни пополнением опытных данных, ни со­вершенствованием методов исследования, ни уточнением представле­ний о механизмах эволюции.

В последние годы осознание огромной роли нелинейности геодинами­ческих систем, таких фундаментальных особенностей их поведения, как чрезвычайная чувствительность к начальным условиям, хаотичность эво­люции, принципиальная в общем случае непрогнозируемость, все глубже проникает в геологию. С этих позиций разными исследователями проана­лизировано множество разнотипных и разномасштабных явлений, изучае­мых в сейсмологии, геодинамике, геохимии, петрологии, гидрогеологии и
многих других разделах геологической науки, предложены соответствую­щие модели механизмов их возникновения и эволюции. Достаточно упомя­нуть хотя бы концепцию высоконадкритичной, существенно хаотической, «турбулентной» динамики мантийного материала, приходящую на смену прежним, еще недавно новаторским, а ныне уже традиционным моделям слабонадкритичной, упорядоченной мантийной конвекции. Несомненно, что эта тенденция — нелинейного взгляда на мир — в ближайшие годы будет крепнуть, проявляясь в исследованиях все новых геологических объектов и процессов, приводя к неожиданным результатам как фундаментального, так и прикладного характера.

Не является ли сказанное признанием бессилия науки, ее капитуля­ции перед фактом принципиальной непредсказуемости нелинейной, силь­но неравновесной реальности? Конечно, нет. Напротив, нелинейно-ди­намическая концепция — новый гигантский шаг науки в познании того, как устроен и как развивается окружающий нас мир. Иное дело, что получаемые наукой ответы на возникающие у нас вопросы не всегда оказываются именно такими, какие нам хотелось бы иметь. Тем не менее на любые головоломки, задаваемые природой, ученые рано или поздно находят ответы. Они порой таковы, что заставляют пересматривать от­дельные фундаментальные научные положения и их системы — теории, парадигмы менять стратегию и тактику дальнейших исследований, ис­кать нетрадиционные, «обходные» пути решения фундаментальных и практических задач, не решаемых привычным путем, «лобовой атакой». Так, невозможность прогнозирования отдельных траекторий эволюции хаотических систем перенацелила исследователей на важное в практи­ческом отношении изучение и прогнозирование разнотипных режимов хаотичности и сценариев перехода к ним. Отказ от бессмысленного рас­ходования больших средств на «прогнозирование» того, что не может прогнозироваться, например в области сейсмологии, побуждает разви­вать сейсмостойкое строительство.

33. 984

I

 

А

Аа-лава 382 Абиссальные осадки 329 Абиссальный интрузивный

массив 368 Абразия 213, 286 Авандельта 176 Авлакоген 482 Автохтон 450, 453 Автохтонный гранит 376 Агломерат 390 Айсберг 251, 331 Аккреционный клин 136 Аккумуляция 144, 286 Активная окраина 310, 312, 314,

Актуализм 358 Алас 276

Аллохтон 450, 453 Аллохтонный гранит 376 Аллювий 169, 170, 172, 175, 176 Альбедо 265 Анатексис 417, 422 Антеклиза 482 Антецедентная долина 185 Антиклинальный тип складок 438 Антиклинорий 446, 483 Апвеллинг 298, 300, 343 Апофиз 374

Артезианские воды 190, 193, 194 Ассимиляция 364, 375 Астеносфера 55, 57, 59, 126, 468 Астероид 34, 35, 36, 38, 41 Астроблема 35, 427 Атолл 343, 345 Афтершок 458 Ахондрит 38

Базис эрозии 159, 183, 203 Байджерах 271, 272 Бар 319

Бараний лоб 256 Бархан 225

Батиальные осадки 329

Батолит 370, 374

Бедленд 160

Бентос 341

Бенч 316

Берм 319

Биоэрозия 342

Бисмалит 370, 374

Большой Взрыв 14, 15, 17, 18

Брахискладка 443

Бугор пучения 268

Булгуннях 277

В

предметный указатель Б

Вадозная вода 377 Ванна выпахивания 244 Ватт 329 Вентифакт 224 Верховодка 190, 195 Вестиментиферы 339 Взброс (надвиг) 449 Влагоемкость 190 Внешнее ядро 56, 57 Водобойный колодец 186 Водоносный горизонт 189, 194 Водоупоры 194 Водоупорная глина 189 Волноприбойная ниша 316 Волны Лява 52, 53 Волны Рэлея 52, 53 Восстановление 147, 149 Вулканическая бомба 388

Вулканический пепел 336 Выветривание 144, 145, 146, 147, 151

Г

Гавайский тип извержения 402 Газовое извержение 408 Гайот 310

Галактика Млечного Пути

ГМП) 18 Галоклин 294 Гальмиролиз 152 Гаммада 228 Гарполит 370, 374 Гейзер 409 Геоид 49, 73

Геосинклинальная концепция 138 Геострофическое течение 298 Геотермическая ступень 85 Геотермический градиент 85, 418 Геохронологическая шкала 111,

Гетерогенная аккреция 45 Гиалокластит 386, 387, 388 Гидратация 147, 150 Гидролакколит 268, 279 Гидролиз 147, 149 Гидроль 187

Гидротермальная постройка 338 Гидротермальная система 354 Гипабиссальнаый интрузивный

Массив 368 Гипергенез 151 Гипоцентр 414, 457, 468, 470 Глетчерный лед 231 Глубина карбонатной компенсации

КГл) 348 Глубоководная (абиссальная) котло­вина 305, 307, 310 Глубоководное ложе 312 Глубоководный желоб 134, 316, 414 Гляциодислокация 246 Гомогенная аккреция 45 Горнитос 382 Горст 450, 453 Горячая точка 414, 415

Грабен 450, 451 Гравитационный поток 331 Градационная слоистость 334 Граница Гутенберга 56, 57 Граница Мохоровичича 104 Грунтовые воды 190, 192, 195,

Грязекаменный поток 331, 335 Гумус 145, 154, 156 Гуры 203 Гьяра 307

д

Дайка 370, 372, 373, 374, 375 Дельта 169, 176, 177, 178, 181, 214 Делювий 158, 159 Денудация 144

Депрессионная воронка 193, 196 Десквамация 145 Детрит 342 Дефляция 222, 228 Диагенез 286, 356, 357 Диапировый тип складок 441 Диатомея 346 Диафторез 419

Дивергентная граница 128, 414,

Дивергенция 300 Динамометаморфизм 425 Дифференциация магматических

Расплавов 364 Драйкантер 224 Дресва 145, 153, 159 Друмлин 249 Дюна 227

Ж

Железный метеорит 38, 39 Жила 375

Зандра 311

Зандровая равнина 250 Зандровое поле 250 Земная кора 53, 103, 364

Зеркало скольжения 455 Зерновой поток 331, 336 Зона Беньофа 135, 316, 468 Зона гапергенеза 151 Зоопланктон 352

И

Игнимбрит 399, 400 Извержение вулканского типа 406 Извержения покровных базальтов

Трещинного типа) 405 Изогон 74 Изоклин 74 Изопор 75 Изосейста 457 Изостазия 62, 65, 71 Иллювий 152 Импактит 427

Инверсии магнитного поля 79 Индевор 341

Инстративный аллювий 173 Интрузив 367, 376 Интрузивное тело 361, 481 Интрузивные породы 100

К

Калиптоген 340 Кальдера 212, 398, 399 Каменный многоугольник 275 Каменный полигон 275 Камы 250

Карбонатизация 147, 150 Карры 198, 199 Карст 198

Карстовая воронка 199 Кары 244 Катагенез 358 Клиф 316 Коллизия 137, 483 Коллювий 206 Кома 36, 37 Комета 34, 36, 37, 38 Конвергентная граница 129, 134, 415, 468

Конвергенция 300 Конечно-моренный вал 250 Констративный аллювий 173 Контактовый метаморфизм 425 Континентальная кора 481 Континентальная окраина 305 Континентальный склон 312 Контуриты 321 Контурное течение 321 Конус выноса 163 Кора выветривания (элювий) 153 Корразия 222, 224 Кратер 212, 393, 402 Кривассы 234

Криолитозона 263, 264, 265, 267,

Криопэг 263, 267 Крип 210

Критическая глубина карбонатона-

Копления (КГК) 348 Ксенолит 104

Курум 268, 279, 280, 281, 282 Курчавая скала 245, 256

Л

Лава 378

Лавинная седиментация 331, 341

Лавобрекчия 382

Лагуна 319

Лакколит 370, 372

Лапилли 389

Латерит 149

Латеритные красные коры

Выветривания 152 Лахар 393

Ледниковый покров 253 Ледниковый цирк 233 Ледяной покров 251 Ленточная глина 256 Лесс 227

Лессовая порода 227 Летучий продукт 376 Лизоклин 348 Ликвидус 366

Лиман 181

Литоральные (прибрежные)

Осадки 329 Литостатическое давление 418 Литосфера

Литосферная плита

Лополит 370, 372

м

Маар 408

Маша 361, 362, 363, 372, 375,

Магматическая дифферен­циация 363 Магматический диапир 372 Магматический очаг 400, 414, 417 Магнитостратиграфия 80, 356 Магнитосфера 77 Магнитуда 462, 463, 466 Мантия Земли 53 Маргинальный фильтр 329, 352 Марш 329 Масконы 47 Меандр 170, 171 Межень 165

Межпластовые безнапорные подзем­ные воды 193, 195 Межпластовые воды 190 Метагенез 358

Метаморфизм 102, 358, 418, 424 Метаморфическая фация 419 Метеорит 34, 37, 38, 41, 45,

Мигма 422 Милонит 455

Многолетнемерзлые породы 263 Морена 247 Моретрясение 480 Мофет 409

Мутьевой поток 312, 332

Н

Наведенная сейсмичность 471 Нагон 305

Надвиг 453 Наледь 268, 279 Напорные воды 190 Напорный градиент 193, 194 Нектон 341

Неритовые (сублиторальные)

Осадки 329 Несогласие 360 Нефелоидный слой 322 Ноосфера 484

о

Обдукция 137 Облако Оорта 24, 38, 43 Объемная волна 51 Озерно-ледниковое отложение 251 Озы 250

Океаническая кора 481 Окисление 147, 148 Окраинное море 314 Оплывина 209 Оползень 207, 208, 209, 279 Орогенез 483

Остаточная намагниченность 110 Островная дуга 314 Офиолитовая ассоциация 105 Очаг землетрясения 457

П

Паводок 165 Палеомагнетизм 78 Палеомагнитный метод 110, 126 Палеомагнитология 78, 79, 83 Палеосейсмодислокация 466 Парагенез 425 Парагенезис 419 Параллельная дайка 104 Пассивная окраина 310, 324, 482 Пахоэхоэ 381

Пелейский тип извержений 406 Пеллет 352

Перейма (Томболо) 321 Пересыпь 320 Периклиналь 443

Перстративный аллювий 175 Пикноклин 294

Пиллоу (подушечные) лавы 104, 386

Пиллоу-лава 386, 387, 388 Планетезимали 42, 43, 44, 45,

Планктон 341 Платформа 482 Плейстосейстовая область 457 Плес 166

Плинианское извержение 406 Плита 482 Плюм 415

Пляж 316, 318, 319, 320, 321 Побочень 170 Поверхностная волна 51 Поверхность Мохоровичича

Мохо, М) 53, 62, 103, 106 Повторно-жильные льды 269 Подземные воды 187 Подножие 312 Пойма 170, 172 Покров 449, 450, 453 Покровный ледник 250 Полиморфизм 92 Полнокристаллическая

структура 368 Полья 202 Понор 199, 202 Поперечная волна 52 Порфиробласт 423 Поствулканический процесс 409 Поток разжиженного осадка 336 Прецессия 77 Прибрежная (литоральная)

Зона 329 Продельта 176 Продольная волна 51, 52 Пролювий 163, 164, 172 Профиль равновесия 183, 213 Псевдоморфоза 357 Пятно-медальон 272

Р

Радиолярия 110, 346, 348, 349 Разрывное нарушение 448

Растворение 147, 148 Реголит 47

Регрессивное отложение 359 Регрессия 326

Реликтовое излучение 16, 17

Ригель 234, 244

Риф 343, 345, 346

Рифт 212, 307, 338, 451, 470

Рифтовая зона 212, 309, 337, 341,

Рифтовая система 451 Рифты 128

Рыхлосвязанная вода 358 С

Сальтация 167, 224 Сапропелевые осадки 351 Сапропель 214 Сброс 449 Сдвиг 449, 454, 470 Сегрегационный бугор пучения 277 Сейсмическая томография 60, 134 Сейсмическое районирование 473 Сейсмограмма 459 Сейсмограф 459 Сейсмопрогнозирование 474 Сейсмостратиграфический

Метод 110 Сейсмостратиграфия 356 Сейсмотомография 61, 62 Сейсмофокальная зона 414, 468 Сейша 213 Сель 160 Сераки 238 Сестон 342 Сизигей 301 Силл 369, 370, 372, 375 Синеклиза 375, 482 Синклинальный тип складок 438 Синклинорий 446, 483 Сирокко 221 Складчатость 446

Слой Юнга 139 Солидус 366

Солифлюкция 268, 279, 280, 282 Солнечная корона 22 Солнечный ветер 22, 36, 77 Сольфатара 409 Спираль Экмана 298 Сплыв 280

Спрединг 129, 132, 133, 352, 372,

Срединно-океанский хребет (СОХ) 305, 307, 308, 337, 414, 415, 467, 481 Сталагмит 203 Сталактит 203 Старица 170, 171, 172 Стратиграфическая шкала

Стратовулкан 395, 398 Стрежень 166, 170 Стресс 421, 424, 426 Стромболианский тип

Извержения 406 Структура 99

Субвулканический интрузивный

Массив 368 Субдукция 134, 468 Сублимация 231 Субстративный аллювий 173 Сулой 319, 320 Суффозионная воронка 204 Суффозия 197 Сфероид 49

Т

Такыр 228, 229 Талики 264, 268 Тарын 279

Твердое дно (hard ground) 342 Текстура 99

Тектоника литосферных плит 138,

Тектоника плит 126 Тектонический останец 450

Тектоническое окно 450 Теория тектоники литосферных

плит 126, 468 Тепловой поток (ТП) 84, 86, 87,

Терма 409 Термокарст 277, 283 Термоклин 343 Терра-росса 203 Терраса 183, 184, 185 Тефра 336, 388, 390, 395 Тефростратиграфия 390 Тиллит 249, 255 Торнадо 222 Точка бифуркации 79 Травертин 196, 409 Трансгрессивное отложение 359 Трансформный разлом 129,

Трог 244

Турбидит 334, 335 Турбидный поток 331, 332, 333 Туф 390

У

Угловое несогласие 360 Ускорение Кориолиса 295, 298

Ф

Факолит 370, 374 Филлит 421 Фирн 231

Фитопланктон 341, 342, 347, 352 Флексура 375 Флишевая толща 334 Флокуляция 176 Флювиогляциальные воды 251 Флюид 135, 363, 416, 418, 424 Фораминиферы 110, 346, 348, 349 Форшок 458 Фотосфера 21 Фумарол 409

X

Харматан 221 Хондра 38 Хондрит 38 Хонолит 374 Хромосфера 21

Ц

Центриклиналь 443 Цирк 244

Циркумконтинентальная

Зональность 329 Цунами 301, 477, 478, 479, 480

ч

Черный курильщик 338, 340

Ш

Шельф 311, 323, 324, 329, 331,

Шоры 229 Шток 370, 374

щ

Щит платформы 424, 482 Щитовой вулкан 395

э

Эвапорит 352, 353 Эверзионный котел 186

Эвстатическое колебание 261, 324, 326

Эвтектика 364, 365 Эвфотическая зона 341, 342,

Экзарационная деятельность 211 Экзарация 243 Экзогенный процесс 144 Экзоконтакт 367, 376 Эксплозивное извержение 361, 481 Эксплозия 376 Экструзивный купол 388, 401 Экструзия 376 Эллипсоид Красовского 49 Элювий (кора выветривания) 152 Эоловое отложение 225 Эоловый процесс 220 Эпицентр 464, 466 Эпицентр землетрясения 457, 467 Эрозионная терраса 184 Эрозия 167

Эрратический валун 245, 255 Эстуария 176, 181 Эффект Допплера 15, 16 Эффузивные породы 100 Эффузивный тип магматизма 361, 481

Эффузия 376

Ю

Ювенильный газ 377

рекомендуемая литература

Глава 1

1. Баранов В. Б. Что такое солнечный ветер. Соросовский образова­тельный журнал. № 12. 1996. С. 81-86.

2. Витязев А. В., Печерникова Г. В., Сафронов В. С, Планеты земной группы. Происхождение и ранняя эволюция. М.: Наука, 1990.

3. Физика космоса (маленькая энциклопедия) / Под ред. Р. А. Сюня- ева. М.: Сов. энциклопедия, 1986.

4. Витязев А. В. Современные представления о происхождении Сол­нечной системы. Энциклопедия «Современное естествознание». Т. 9. М.: Магистр-Пресс, 2000. С. 16-19.

5. Базилевский А. Т. Новые данные о строении планет, полученные с помощью космических аппаратов. Энциклопедия «Современное ес­тествознание». Т. 9. М.: Магистр-Пресс, 2000. С. 7-15.

6. Очерки сравнительной планетологии / Под ред. В. Л. Барсукова. М.: Наука, 1981.

7. Новиков И.Д, Как взорвалась Вселенная. Природа. № 1. 1988. С. 82-91.

8. Симоненко А. Н Астероиды или тернистые пути исследований. М.: Наука, 1985.

Глава 2

1. Браун Д., Массет А. Недоступная Земля. М.: Мир, 1984.

2. Шейдеггер А. Основы геодинамики. М.: Недра, 1987.

3. Аллинсон А., Палмер Д. Геология. М.: Мир, 1984.

4. Магницкий В. А. Внутреннее строение и физика Земли. М.: Недра, 1965. С. 196-273.

5. Мельхиор П. Физика и динамика планет. Ч. 1. М.: Мир, 1975. С. 279-531.

6. Телфорд В. Mi, Гелдарт Л. Д., Шериф Р. Е., Кейс Д. А. Прикладная геофизика. М.: Недра, 1980. С. 9-65.

7. ТеркоттД., Шуберт Дж. Геодинамика. Т. 1. М.: Мир, 1985. С. 321­370.

8. Грушинский Н. П. Теория фигуры Земли. М.: Госиздат физико-мате­матической литературы. 1963. С. 446.

9. Авсюк Ю. Н. Эволюция системы Земля — Луна и ее место среди проблем нелинейной геодинамики // Геотектоника. № 1. 1993. С. 13-22.

10. Почтарев В. И., Михлин Б. 3. Тайна намагниченной Земли. М.: Пе­дагогика, 1986.

Глава 3

1. Изотопная геохимия сегодня // Природа. № 1. 1988. С. 92—97.

2. Хаин В. Е., Короновский Н. В., Ясаманов Н. А. Историческая геоло­гия. 2-е изд. М.: ACADEMA, 2006.

3. Войткевич Г. В. Геологическая хронология Земли. М.: Наука, 1984.

4. Шуколюков Ю. А. Часы на миллиарды лет. М.: Энергоатомиздат, 1984.

Главы 4-5

1. Безуглова О. С. Почва, ее место и роль в природе. Соросовский об­разовательный журнал. № 12. 1999. С. 40-46.

2. Бушинский Г. И., Теняков В. А. Выветривание — процессы, породы и руды // Литология и полезные ископаемые. № 5. 1977. С. 10-19.

Глава б

1. Головин Ю. И. Вода и лед — знаем ли мы о них достаточно? Соро­совский образовательный журнал. Т. 6. № 9. 2000. С. 66-72.

2. Клиге Р. К., Данилов И. Д, Конищев В. Н. История гидросферы. М.: Научный мир, 1988.

3. Михайлов В. Н. Гидрология устьев рек. М.: МГУ, 1998.

4. Михайлов В. Н. Речные дельты: строение, образование, эволюция. Соросовский образовательный журнал. Т. 7. № 3. 2001. С. 59-66.

5. Сафьянов Г. А. Эстуарии. М.: Мысль, 1987.

6. Чалов Р. С. Почему размываются берега рек. Соровский образова­тельный журнал. Т. 6. № 2. 2000. С. 99-106.

7. Чистяков А. А., Макарова Н. В., Макаров В. И. Четвертичная геоло­гия. М.: ГЕОС, 2000.

8. Виноградов Ю. Б. Этюды о селевых потоках. Л.: Гидрометеоиздат, 1980.

Главы 7-8

1. Гвоздецкий И. А. Карст. М.: Мысль, 1981.

2. Киссин И. Г. Вода под землей. М.: Наука, 1976.

3. Плотников Н. И. Подземные воды — наше богатство. М.: Недра, 1976.

4. Разумов Г. А. Подземная вода. М.: Наука, 1975.

5. Пиннекер Е. В. Подземная гидросфера. Новосибирск: Наука, Сиб. отд., 1984.

Главы 9-10

1. Берзин Н. А. и др. Мир зеленого безмолвия. Болота, их свойства и жизнь М., 1983.

2. Богословский Б. Б. Основы гидрогеологии суши. Реки, озера, водо­хранилища. Минск: Изд-во БГУ, 1974.

Глава 11

1. Наливкин Д. В. Ураганы, бури и смерчи. Л.: Наука. Ленинг. отд-ние, 1969.

2. Орлова А. В. Пустыни как функция планетарного развития. М.: Недра, 1978.

Глава 12

1. Кови К Орбита Земли и ледниковые эпохи // В мире науки. № 4.

G. 26-35.

2. Зимы нашей планеты. М.: Мир, 1982.

3. Дайсон Дж. Л. В мире льда. Л.: Изд-во Гидрометеоиздат, 1966.

4. Серебрянный Л. Р, Древнее оледенение и жизнь. М.: Наука, 1980.

Глава 13

1. Некрасов И. А. Вечна ли вечная мерзлота? М.: Недра, 1991.

2. Природные опасности России. Геокриологические опасности. М.: Крук, 2000.

3. Попов А. И., Розенбаум Г. Э., Тумель Н. В. Криолитология. М.: МГУ,

1985.

Глава 14

1. Касъяненко Л. Г., Пушков А. Н. Магнитное поле, океан и мы. Л.: Гид­рометеоиздат, 1987.

2. Кеннет Дж. П. Морская геология. Т. I и П. М.: Мир, 1987.

3. Зейболд Е., Бергер В. Дно океана (введение в морскую геологию). М.: Мир, 1984.

4. Дрейк Ч. и др. Океан сам по себе и для нас. М.: Прогресс, 1982.

5. Короновский Н. В. Гидротермальные образования в океанах. Соро- совский образовательный журнал. № 10. 1999. С. 55-62.

6. Лисицын А. П. Литология литосферных плит// Геология и геофизи­ка. Т. 42. 2001. С. 522-559.

7. Авдонин В. В. и др. Полезные ископаемые Мирового океана. М.: МГУ, 2000.

Глава 15-16

1. Макдоналд Г. Вулканы. М.: Мир, 1975.

2. Раст X. Вулканы и вулканизм. М.: Мир, 1982.

3. Ритман А. Вулканы и их деятельность. М.: Мир, 1964.

4. Короновский Н. В. Последний день Помпеи. Природа. № 2. 1999. С. 29-41.

5. Короновский Н. В. Эльбрус — действующий вулкан? Природа. № 8. 1985. С. 42-52.

6. Ломизе М. Г. Вулканическое кольцо Тихого океана: его прошлое, настоящее и будущее. Соросовский образовательный журнал. № 9. 1999. С. 59-66.

7. Емельяненко П. Ф., Яковлева Е. Б. Петрография магматических и метаморфических пород. М.: МГУ, 1985.

8. Импактиты. М.: МГУ, 1981.

9. Масайтис В. Л., Михайлов М. В., Семивановская Т. В. Попигайский метеоритный кратер. М.: Наука, 1976.

Глава 17

1. Никонов А. А. Современные движения земной коры. М.: 1979.

2. Белоусов В. В. Структурная геология. М.: Изд-во МГУ, 1986.

3. Разумов Г. А., Хасин М Ф. Тонущие города. М.: Стройиздат, 1991.

4. Хаин В. Е., Ломизе М. Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: КДУ, 2005.

5. Хаин В. Е. Основные проблемы современной геологии (геология на пороге XXI века). М.: Наука, 1994.

6. Сорохтин О. Г., Ушаков С. А. Глобальная эволюция Земли. М.: МГУ, 1991.

Глава 18

1. Природные опасности России. Сейсмические опасности / Под ред.

B. И. Осипова, С. К. Шойгу. М.: Крук, 2000.

2. Болт Б. В. В глубинах Земли: о чем рассказывают землетрясения. М.: Мир, 1984.

3. Соболев Г. А. Основы прогноза землетрясений. М.: Наука, 1993.

4. Гупта X., Растош Б. Плотины и землетрясения. М.: Мир, 1979.

5. Левин Б. В. Цунами и моретрясение в океане. Природа. № 5. 1996.

C. 48-61.

6. Болт В. В. и др. Геологические стихии. М.: Мир, 1978.

7. Гир Дж., Шах X. Зыбкая твердь. М.: Мир, 1988.

Главы 19-21

1. Скинер Б. Хватит ли человечеству земных ресурсов? М.: Мир, 1989.

2. Хаин В. Е. Основные проблемы современной геологии (геология на пороге XXI века). М.: Наука, 1994.

3. Дотто Лi Планета Земля в опасности. М.: Мир, 1988.

■

Хаин В. Е., Ломизе М. Г.

Геотектоника с основами геодинамики

Учебник

Рекомендовано Государственным комитетом Российской Федерации по высшему образованию в качестве учебника для студентов высших учебных заведений, обучающихся по направлению «Геология», специальность «Геология»

В учебнике в соответствие с вузовской программой изложены основы геотектоники — науки о движениях и деформации литосферы, ее происхождении и развитии. Книга содержит материал по современным областям высокой тектонической активности, связанной с континентальным и океаническим рифтогенезом, с перемещением и стол­кновением литосферных плит. Рассмотрены методы геотектоники. Изло­жены принципы построения тектонических карт.

Для студентов геологических специальностей вузов.

Бетехтин А. Г.

Курс минералогии

Учебник

Выдержавший три издания и переведённый на многие иностранные язы­ки учебник был и остаётся одним из наиболее востребованных руководств по минералогии. Предпринимаемое издание осуществляется с минималь­ными изменениями и дополнениями, необходимость которых диктуется раз­витием минералогии и смежных наук в течение более чем сорокалетнего пе­риода, прошедшего со времени последнего выхода в свет этого учебника. Изменения коснулись главным образом общей части, в которой изложение основных понятий минералогии, обсуждение связи конституции и свойств минералов приведены в соответствие с современным пониманием этих воп­росов. Уточнены сведения общего характера о минералах, расширены раз­делы, посвященные особенностям химизма и кристаллического строения минералов, их морфологии и методам исследований. Внесены уточнения в кристаллохимические формулы ряда минералов, приведены международ­ные символы точечных и пространственных групп симметрии. Обновлён и дополнен список рекомендуемой литературы по всем разделам.

Для студентов геологических специальностей и всех интересующихся ми­нералогией.

?>■ ГЕОТЕКТОНИКА'-^ С ОСНОВАМИ ГЕОДИНАМИКИ -я

Готовится к выходу

Гончаров М. А., Талицкий В. Г., Фролова Н. С.

Введение в тектонофизику

Отв. ред. Н. В. Короновский Учебное пособие

Допущено Министерством образования Российской Федерации в качестве учебного пособия для студентов высших учебных заведений, обучающихся по направлению 511000 «Геология» и специальности 011100 «Геология»

Первое отечественное учебное пособие по тектонофизи- ке обобщает опыт многолетнего преподавания на геологическом факультете МГУ курса «Тектонофизика». В пособии в соответствии с вузовской програм­мой изложены основы тектонофизики — науки о движениях и деформациях в литосфере, вызывающих их силах и напряжениях, а также о результате этих напряжений — структурных парагенезах. В первой части изложение ведется на основе механики сплошных (неструктурированных) сред. Во второй части привлекается новый, зарождающийся раздел механики — механика струк­турированных сред. В третьей части изложены перспективы развития пред­ставлений о геодинамических обстановках и порожденных ими структурных парагенезах: взгляд на геодинамику с позиций тектонофизики.

Книга предназначена для студентов геологических специальностей вузов, а также специалистов по структурной геологии, геотектонике, геодинамике и поиску полезных ископаемых на структурно-геологической основе.

Егоров-Тисменко Ю. К.

Кристаллография и кристаллохимия

Учебник

Допущено Министерством образования и науки РФ в качестве учебника для студентов высших учебных заведений, обучающихся по специальности «Геология»

В учебнике в краткой и доступной форме изложены современные представления основ классической крис­таллографии, кристаллохимии, кристаллофизики: симметрия, морфология и структуры кристаллов, физические свойства и связь со строением кристал­лов, основы учения о росте, особенностях реальных кристаллов, а также ме­тоды исследования кристаллов. Учебник содержит задачи и упражнения, охватывающие широкий круг вопросов кристаллографии.

ВВЕДЕНИЕ ' ВТЕКТОНОФПЖ!

Для студентов геологических специальностей университетов и других высших учебных заведений.

Учебное изданиеНиколай Владимирович Короновский

ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ

Учебник

Выпускающий редактор Игнатова Е. С.

Редактор Баранов Ю. Е. Технический редактор Федотова С. Ю. Корректоры Юрьева В. И, Матвеева В. К. Художник Новикова В. М Компьютерная верстка Луценко Ж Ю.

Директор издательства Чепыжов В. В.

Сдано в набор 01.10.04. Подписано в печать 23.06.06. Формат 70x100/16. Бумага офсетная. Гарнитура «PetersburgC». Печать офсетная. Усл. печ. л. 45,5. Тираж 3000 экз. Заказ № 984.

ООО «Издательство «КДУ», 119234, Москва, а/я 587 Тел./факс: (495) 939-40-51, 939-57-32 E-mail:kdu@kdu.ruHttp://www.kdu.ru

Отпечатано в полном соответствии с качеством предоставленных диапозитивов в ООО «Чебоксарская типография № 1» 428019, г. Чебоксары, пр. И. Яковлева, 15.

>

 

/

X

Рис. 1. Петли и протуберанцы над поверхностью Солнца. Проект SOHO

Рис. 2. Солнечная корона (диск Солнца закрыт). Видны выбросы солнечной плазмы. (Проект SOHO)

Рис. 3. Панорама Марса в месте посадки космического аппарата «Паффайндер». Типичная каменистая пустыня — гамада (NASA)

Рис. 4. Слоистые породы на Марсе — результат осаждения в водной среде. Место посадки космического аппарата « Оппортьюнити» (NASA)

 

 

Рис. 5. Поверхность геоида в метрах (по данным NASA)

Рис. 7. Выветривание песчаников альбского возраста. Горный Крым (фото В. А. Зайцева)

 

 

Рис. 8. Выветривание конкреций диаметром до 30 см в верхнемеловых песчано- глинистых отложениях. Провинция Альберта, Канада (фото Gordon С. Hurlburt)

Рис. 10. Размытая морена и материал грязекаменных потоков с валунами. Алтай. Катунские Белки

Рис. 12. Долина р. Кумбецсу, Тянь-Шань. На втором плане виден грубый русловой аллювий (фото А. А. Зарщикова)

 

Рис. 13. Дельта реки в районе Грили Фьёрд (Канада, о. Эллсмир; фото D. Devaney)

Рис. 14. Косая слоистость в песчаснниках нижнего триаса (Канада, о. Эллсмир; фото D. Evoy)

Рис. 15. Дельта р. Маккеизи, Северо-Западная Канада. Видны многочисленные термокарстовые озера и узкий канал р. Маккензи с бурой водой (фото Clint Tippett)

 

Рис. 16. Карры в известняках верхней юры, Горный Крым (фото В. А. Зайцева)

 

Рис. 17. Обвал ледника Колка в Кармадонском ущелье Северной Осетии. Конечная часть оползня-обвала, состоящая из глыб льда (фото М. Ю. Никитина)

Рис. 18. Деформированная флишевая тонкослоистая толща (турбидиты). (Канада, Галифакс; фото A. Miall)

Рис. 19. Подводный аппарат «Мир», способный автономно погружаться на глубину в несколько километров. У аппарата — профессор геологического факультета МГУ, заведующий кафедрой полезных ископаемых В. И. Старостин (фото В. И. Старостина)

 

 

 

 

 

 

Рис. 20. Черный «курильщик». Атлантический океан, район Рейнбоу, глубина 2,3 км

(фото В. И. Старостина)

Рис. 21. Дайка основных пород, смещенная разрывом в метаморфических породах докембрийского возраста, Кольский полуостров (фото В. А. Зайцева)

Рис. 22. Пиллоу (подушечные) лавы четвертичного возраста. Район Тингведлира, Исландия (фото Т. М. Гептнер)

 

 

Рис. 23. Отложения подледного четвертичного извержения, состоящие из игалокластитов и обломков подушечных лав. Район Тингведлира, Исландия (фото Т. М. Гептнер)

 

Рис. 24 Лавовый поток основных лав 8 сентября 1977 г. На заднем плане виден более древний лавовый поток. Район Краблы, Северная Исландия (фото Т. М. Гептнер)

 

 

 

Рис. 25. Окончание лавового потока при извержении 8 сентября 1977 г. Район Краблы, Северная Исландия (фото Т. М. Гептнер)

i-H

Я

Рис. 26. Столбчатая отдельность в базальтовом лавовом потоке, в кровле которого располагается глыбовая лава. В столбах хорошо выражены поперечные «следы зубила». Исландия (фото Т. М. Гептнер)

Рис. 27. Трещины на лавовом пузыре, образовавшемся при трещинном извержении в 1729 г. Район Краблы, Северная Исландия (фото Т. М. Гептнер)

 

Рис. 28. Вулкан Парикутин. Лавовый поток 1943 г., под которым была погребена большая деревня с 6 тыс. жителями, только колокольня выступает над лавами (фото Н. В. Короновского)

 

 

Рис. 29. Лавовый купол в кратере вулкана Карымскнй, Камчатка (фото А. П. Хренова)

 

Рис. 30. Стратовулкан Карымский с потоками лавы, Камчатка (фото А. П. Хренова)

 

 

Рис. 31. Эксплозивное извержение вулкана Ключевского в октябре 1994 г., Камчатка (фото Н. П. Смелова)

Рис. 32. Извержение вулкана Толбачик в 1971 г., Камчатка (фото А. П. Хренова)

Рис. 34. Большой гейзер. Центральная Исландия (фото Т. М. Гентнер)

Рис. 36. Грязевой вулкан в Северном Иране (фото В. А. Галкина)

Рис. 37. Лежачая складка во флишевых отложениях таврической серии (верхний триас — нижняя юра). Южный берег Крыма (фото В. А. Зайцева)

 

Рис. 38. Складки в раннепротерозойских карбонатных породах в провинции Сапериор, Канада (фото М. Charest)

 

 

Рис. 39. Вертикально залегающие карбонатные пласты каменноугольной и девонской систем. Канадские скалистые горы, Кананаскис (фото Peter B.Jones)

 

Рис. 40. а — мелкие сбросы, сместитель наклонен в сторону опущенного крыла (фото В. А. Зайцева); б — взброс. Сместитель наклонен в сторон)' поднятого крыла (фото В. А. Зайцева);

 

в

 

 

Рис. 40. в — система сбросов в стенке Коринфского канала, Греция (фото Н. В. Короновского); г — левый сдвиг, образовавшийся во время землетрясения в 1989 г., Мексика (фото Н. В. Короновского)

 

rv-.'W.

Рис. 4i. Хорошо выраженные мелкие сбросы и взбросы (внизу) в тонкослоистой метаморфической породе (фото В. А. Зайцева)

Рис. 42. Тектонический покров Макконелл в Канадских Скалистых горах около оз. Барриер. Известняки среднего кембрия перекрывают песчаники и сланцы верхне­го мела (фото Peter В. Jones)

 

 

Рис. 43. Классическое угловое несогласие между двумя толщами пород, верхняя из которых залегает горизонтально. Вайоминг, США (фото JKL)

Рис. 44. Трещины в известняках верхнего адовика (Канада, Онтарио; фото A. Miall)

П

(

j

№

М 1

 

Щ

U V)

Л

тштшх

ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ

В учебнике отражены современные данные и представления о Земле как планете, ее месте в Солнечной системе и во Вселенной; рассмотрены внутреннее строение Земли и методы его изучения, а также геофизические поля; понятие о стратиграфии и геохронологии, строении земной коры и ее вещественном составе. Рассмотрены все геологические процессы внешней и внутреннее динамики. В заключении подводится итог нашему современному знанию о Земл( и о процессах изменяющих ее лик, в том числе и техногенного характера. Также имеется раздел о нелинейных процессах в геологии. Использование графиков, таблиц и рисунков, помогает более легкому усвоению материала. ]

Учебник написан для студентов геологических специальностей и всех, кто интересуется геологией.

ISBN 5-98227-075-Х

/ / и У VJ i- / J I I

■ ¹ . 1 ^{1 11} ■ ^{11 1}

² Цифры в скобках - э' о показатель степени мнокнтглв 10, на фим.р 3,3 (26) — э, о 3,3 х 10²'.

Все остальные небольшие спутники Юпитера имеют неправильную, угло­ватую форму, а их размеры колеблются в поперечнике от 16 до 260 км.

Сатурн занимает второе место по размерам среди планет-гигантов, однако его плотность очень мала — 0,69 г/см³. Облачный покров Са­турна похож на таковой у Юпитера не только по составу (частицы льда воды, льда аммиака и гидросульфида аммония), но и по своей структуре, он образует разновысотные пояса и вихри. Сатурн в боль­шей степени газовая планета, чем Юпитер. Атмосфера Сатурна состо­ит в основном из Н и Не и обладает мощностью в несколько тысяч километров. Ниже, как и на Юпитере, располагается оболочка жидко­го молекулярного водорода мощностью 37 тыс. км и металлического водорода, 8 тыс. км. Силикатное (каменное) ядро Сатурна радиусом

10 тыс. км окружено слоем льда до 5 тыс. км.

Наиболее известным элементом Сатурна являются его знаменитые кольца, образующие целую систему, находящуюся в плоскости экватора планеты. Диаметр колец составляет 400 тыс. км, а мощность всего 10 м! Множество колец представляют собой мельчайшие кусочки льда воды, размером от одного сантиметра до нескольких метров. Каждое из колец имеет сложную структуру чередования темных и светлых полос, вложен­ных друг в друга. После изучения снимков с космических аппаратов, про­летевших вблизи колец Сатурна в сентябре 1979 г. и ноябре 1980 г., была выдвинута гипотеза о том, что в каждой светлой линии кольца находится один из мелких спутников Сатурна, с поверхности которого непрерывно испаряются частицы наподобие «дыма». Этот шлейф составляет темную часть колец. Таких мелких тел может насчитываться больше 1000, столько колец удалось различить на снимках. Кольца Сатурна хорошо отражают радиосигналы, что позволяет предполагать ферромагнитные частицы в «дыму» колец.

В июне 2004 г. космический аппарат «Кассини», запущенный амери­канцами семь лет назад, достиг Сатурна, пролетел сквозь кольца и иссле­довал Сатурн и самый большой его спутник Титан. На сегодняшний день это самая дорогая межпланетная миссия в истории человечества. Удалось выяснить, что некоторые кольца имеют абсолютно гладкую поверхность, а другие обладают волнистой поверхностью, облик которой постоянно ме­няется.

У Сатурна насчитывается 17 спутников, из которых Титан самый большой. Средние по размерам (от 420 до 1528 км) спутники обладают шарообразной формой, а малые спутники имеют неправильную, угло­ватую форму и размеры от 20 до 360 км.

Титан обладает радиусом в 1,5 раза больше радиуса Луны и нахо­дится от Сатурна на расстоянии, в три раза большем, чем Луна от

О »Т1 1 и и

оемли. Титан покрыт атмосферой, в составе которой есть метан, азот,

Звезды типа Солнца — желтые карлики формируются при сжатии газопылевых облаков, масса которых должна быть не меньше 10'' массы Солнца. Пробразом такого облака может служить туманность Ориона, великолепные фотографии которой сделаны космическим телескопом им. Хаббла. Почему это облако начало сжиматься? По одной из гипо­тез, на него мог повлиять взрыв близкой сверхновой звезды, ударные волны от которого и заставили облако сжиматься и вращаться. По дру­гой — газопылевое облако в силу своего участия в общем вращении ГМП начало сжиматься, однако большой момент вращения не допускает даль­нейшего сжатия, и облако распадается на отдельные сгустки — буду­щие планеты. Надо отметить, что начальный момент превращения га­зопылевого облака в протопланетный диск — наименее ясный момент в процессе формирования Солнечной системы.

Как бы то ни было, радиус газопылевого облака должен был быть больше радиуса орбиты девятой планеты — Плутона, равного 40 АЕ. Со­став облака характеризовался 99 % газа и 1 % пылевых частиц разме­ром в микроны. Когда газопылевое облако начало сжиматься и вращаться, в дисковидном облаке возникли мощные турбулентные вихри, ударные волны, гравитационные приливы, перемешивающие газ облака, кото­рое благодаря этому оставалось однородным. Время, необходимое для образования диска из облака, оценивается всего лишь в 1000 лет, газ при этом охлаждается, и образуются более крупные пылевые частицы, конденсируясь из газа, т. к. давление в облаке очень небольшое. В цен­тральной части диска благодаря быстрому коллапсу зажглось Солнце, а при удалении от него в протопланетном диске температура уменьша­лась до десятков градусов на краю диска, что подтверждается конден­сацией льда воды за поясом астероидов. Итак, частицы пыли переме­щались к центральной плоскости диска, и чем крупнее была пылинка, тем быстрее она «падала». Внешние слои диска теряли газ по причине его нагревания излучением молодого Солнца и мощного потока иони­зованной плазмы — солнечного ветра. Формирование пылевого суб­диска в центральной части первичного газонылевого диска оценивает­ся всего лишь в 10⁵ лет. Когда плотность пылевых частиц в субдиске достигла некоторого критического значения, диск стал гравитационно неустойчивым и начал распадаться на отдельные сгущения пыли, при­чем чем выше была плотность в сгущении, тем оно быстрее увеличива­лось в размерах. Плотные сгустки, размером с хороший астероид, стал­киваясь, объединялись и, увеличиваясь в размерах, превращались в рой планетезималей размером до 1 км. Слипание, объединение планетези­малей возможно только при небольшой скорости, соударении и неров­ной контактной поверхности, облегчавшей их сцепление. Не исключе­но, что в облаке Оорта на краю Солнечной системы сохранились еще

речных волн уменьшается больше. В этом слое отмечено и повышение

электропроводности по данным магнитотелиурического зондирования, что свидетельствует о состоянии вещества, отличающегося от выше- и нижележащих слоев верхней мантии. Особенности этого слоя, полу­чившего название астеносфера, объясняются возможным его плавле­нием в пределах 1-2 %, что обеспечивает понижение вязкости до 10²¹ пуаз и увеличение электропроводности. Плавление проявляется в виде очень тонкой пленки, обволакивающей кристаллы при Т около +1200 °С. Астеносферный слой расположен ближе всего к поверхности под океа­нами, от 10-20 км до 80-200 км, и там он может быть расплавлен на 5-10 %, и глубже, от 80 до 400 км под континентами, причем залегание астеносферы глубже под более древними геологическими структурами, например под докембрийскими платформами, чем под молодыми. Мощ­ность астеносферного слоя, как и его глубина, сильно изменяются в го­ризонтальном и вертикальном направлениях. В современных геотекто­нических представлениях астеносферному слою отводится роль своеобразной смазки, по которой могут перемещаться вышележащие слои мантии и коры.

обнаружено изменение магнитного склонения со временем. Так назы­ваемые вековые вариации всех остальных элементов магнитного поля сейчас установлены достоверно, и регулярно составляются специаль­ные карты изопор, т. е. линий равных годовых изменений какого-либо элемента магнитного поля.

Такие карты можно использовать только в определенный, не более

10 лет, интервал времени в связи с периодичностью вековых, особенно «быстрых» вариаций. Все магнитные материковые аномалии, например изогоны, медленно, со скоростью 22 км (0,2 % в год), смещаются в за­падном направлении. Западный дрейф обусловлен процессами, связан­ными с генерацией магнитного поля Земли. В 1999 г. вековой ход гео­магнитного поля Земли нарушился, что, возможно, связано с изменением движений в веществе внешней, жидкой части ядра.

Происхождение магнитного поля Земли и по сей день остается загад­кой для ученых, хотя существует много гипотез для объяснения этого фе­номена. То магнитное поле, которое существует, является полем, обуслов­ленным причинами внутренней динамики Земли. Этот последний источник вносит наибольший вклад в формирование геомагнитного поля, и именно его генезису посвящено большинство гипотез.

Внутреннее строение Земли, изученное с помощью различных сейсми­ческих волн, возникающих от землетрясений и искусственных взрывов, как уже говорилось выше, характеризуется наличием сферических оболочек, вещество которых имеет разный состав и разные физические свойства. С глубины 2900 км и до центра Земли (6371 км) простирается ядро Земли, внешняя оболочка которого обладает свойствами жидкости, т. к. она не про­пускает поперечные сейсмические волны. Внугреннее ядро железоникелево- го состава, как и силикатная мантия, состоит из твердого вещества. Нали­чие жидкой сферической оболочки внешнего ядра и вращение Земли составляют основу гипотез возникновения магнитного поля, основанных на принципе магнитного гидродинамо.

Что может происходить в жидком проводящем ядре Земли? Поскольку нижняя граница внешнего ядра имеет более высокую температуру, чем верхняя, может возникнуть конвекция. Более легкая нагретая жидкость будет подниматься вверх, а более холодная и плотная жидкость — опус­каться вниз. Конвекция обусловлена действием архимедовой силы.

Условие возникновения конвекции определяется числом Рэлея Ra:

Ra = (№pg6T)/(va),

где Н — толщина слоя жидкости (толщина внешнего ядра Н = 1000 км), Р — температурный коэффициент объемного расширения, g — ускорение силы тяжести, 5Т — разность температур на верхней и нижней границах, v — кинематическая вязкость v = ц/р, т — вязкость, р — плотность, а — темпе­ратуропроводность жидкости. Если это безразмерное число меньше единицы

5) на основании количественных данных о положении древних маг­нитных полюсов построены реконструкции положений блоков земной коры в прошлом;

6) остаточная намагниченность лунных пород с возрастом 4,6 млрд лет приобреталась в магнитном поле, сравнимом с полем Земли, тогда как сейчас магнитное поле Луны в тысячи раз слабее земного;

7) открыты магнитные поля планет: слабые — у Меркурия и Мар­са, сильные — у Юпитера, Сатурна, Урана и Нептуна.

Перечисленные результаты имеют огромное значение не только для понимания происхождения магнитного поля Земли и его изменений во времени, но и для изучения стратиграфии и тектоники, для навигации, разведки полезных ископаемых, построения моделей эволюции Земли и планет изучения их внутреннего строения и т. д.

Палеомагнитология тесно связана с другими областями наук — с физикой (физика твердого тела, физика магнитных явлений, крис­таллофизика, магнитная гидродинамика и т. д.), химией (химия ферри­тов, изучение процессов окисления), геофизикой (внутреннее строение Земли и планет) и, конечно, с другими разделами геологии (кристалло­графия, петрография, литология, стратиграфия, тектоника).

ТЕПЛОВОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ

Среднепланетарное значение кондуктивного теплопотока, т. е. по­тока тепла, возникающего за счет соударения молекул вещества, поступающего из недр… Глубинные источники тепла. Наиболее важными процессами, ге­нерирующими тепло в… Распадаясь, каждый радиоактивный изотоп образует длинный ряд про­межуточных продуктов распада и конечный стабильный…