Основы геологии - Панюков П.Н., Перфильева З.Г.

Author: Панюков П.Н. Перфильева З.Г.

Tags: общая геология метеорология климатология историческая геология стратиграфия палеогеография кристаллография описательная минералогия специальное минераловедение петрография геология минералогия издательство недра

Year: 1968

Similar

Основы кристаллографии и минералогии

Структурная геология и тектоника плит Т.2

Гидрогеология СССР. Том IV. Воронежская, Курская, Белгородская, Брянская, Орловская, Липецкая, Тамбовская области

Природа окраски самоцветов

Text

П. Н. ПАНЮК08 а Г. ПЕРФИЛЬЕВА
ОСНОВЫ
ГЕОЛОГИИ

П. Н. ПАНЮКОВ, 3. Г. ПЕРФИЛЬЕВА
ОСНОВЫ
ГЕОЛОГИИ
(ОБЩАЯ ГЕОЛОГИЯ С ЭЛЕМЕНТАМИ
КРИСТАЛЛОГРАФИИ, МИНЕРАЛОГИИ
И ПЕТРОГРАФИИ)
Допущено Министерством высшего и среднего специального
образования СССР в качестве учебника для студентов
горных специальностей вузов
ИЗДАТЕЛЬСТВО «НЕДР А»
МОСКВА J S 6 Я
УДК [550+551+548+549+552] (075)
Основы геологии (общая геология с элементами кри-
сталлографии, минералогии и петрографии).
П а н ю к о в П. Н., Перфильева 3. Г., «Недра»,
1968 г., стр. 349.
В книге рассмотрены основные стадии развития
геологии, методы геологических исследований и их на-
роднохозяйственное значение.
Приведены основные сведения о положении Земли в
Солнечной системе, о ее внутренних и внешних оболоч-
ках, о физике и химии планеты. Описаны минеральный и
петрографический составы земной коры; рассмотрены
экзогенные (выветривание, геологическая работа ветра,
морей, ледников, вод подземного и поверхностного сто-
ков) и эндогенные процессы (магматизм, метаморфизм и
тектогенез). Изложена геологическая история Земли и
приведены краткие сведения о геологической съемке.
Книга предназначена в качестве учебника для сту-
дентов горных вузов и факультетов.
Таблиц 15, рисунков 137, библиогр. 33.
Рецензенты: кафедра геологии и гидрогеологии
Всесоюзного заочного политехнического института и
проф. Ленинградского государственного университета,
им. А. А. Жданова докт. геол.-минерал. наук В. Л1. Си-
ницын.
3—7—2
124—68
ПРЕДИСЛОВИЕ
Успешное выполнение грандиозных планов создания мате-
риально-технической базы коммунизма невозможно без освоения
богатств недр новых районов страны и все более и более глубоких
зон земной коры уже в освоенных районах со своеобразныйи и,
как правило, сложными горногеологическими условиями вскрытия
и разработки месторождений полезных ископаемых. Дальнейший
технический прогресс в горнодобывающей промышленности невоз-
можен без всестороннего знания и учета горногеологических усло-
вий. Этим определяется значение геологических наук в подготов-
ке горных инженеров.
К числу геологических наук, изучаемых студентами негеологи-
ческих специальностей горных вузов и факультетов, относятся:
общая геология с элементами кристаллографии, минералогии и
петрографии; геология и разведка месторождений полезных иско-
паемых; общая и горнорудничная гидрогеология; инженерная гео-
логия; петрофизика (для специальностей горного физико-техниче-
ского факультета).
Настоящий учебник по общей геологии написан в соответствии
с программой для студентов горных специальностей и 'включает
элементы кристаллографии, минералогии и петрографии.
В учебнике большое внимание уделено изложению не только
необходимых сведений о минералах, горных породах, геологиче-
ских структурах и т. д., но также и характеристике процессов об-
разования и последующих изменений, в конечном счете опреде-
ливших их современное состояние и свойства. Без такого историко-
генетического подхода к геологическим объектам нельзя понять
особенности и свойства той среды, в которой заключены полезные
ископаемые и проводятся горные работы.
Главы IX, XI, XII и XIII написаны старшим преподавателем
кафедры геологии Московского горного института 3. Г. Перфилье-
вой, остальные разделы и главы .написаны профессором той же
кафедры П. Н. Панюковым.
4
Предисловие
РАЗДЕЛ ПЕРВЫЙ
ВВЕДЕНИЕ
Авторы выражают глубокую благодарность рецензентам:
проф. В. М. Синицыну, проф. М. В. Сыроватко, проф. А. А. Беу-
су и доц. С. С. Виноградову за ценные замечания и советы, ко-
торые они сделали при подготовке рукописи к печати.
Отзывы и замечания по содержанию учебника просим направ-
лять по адресу: Москва, М-49, Ленинский проспект, дом 6. Мо-
сковский горный институт, кафедра геологии.
Глава I
ГЕОЛОГИЯ КАК НАУКА
§ 1. ПРЕДМЕТ ГЕОЛОГИИ
Геология в переводе с греческого означает наука о Земле
(гео — Земля, логос—слово, наука). Однако исследованием Зем-
ли занимаются также астрономия, геофизика, геохимия, геодезия
и некоторые другие науки. Астрономия интересуется Землей как
космическим телом и исследует ее как планету Солнечной систе-
мы. Геофизика и геохимия занимаются исследованием физиче-
ских свойств и химического состава Земли. Эти науки непосредст-
венно примыкают к астрофизике и астрохимии и одновременно
органически связаны с геологией. Геодезия изучает форму и раз-
меры Земли, ’пользуясь методами геофизики и математики.
Особенностью геологии как науки о Земле является то, что она
занимается исследованием недр Земли. Основная задача геологии
состоит в изучении наружной, каменной ее оболочки, называемой
земной корой или литосферой (литое по гречески — ка-
мень, сфера-—шар).
Земная кора построена из разнообразных горных пород, таких
как граниты, гнейсы, песчаники, известняки и т. д., и имеет тол-
щину (мощность) до нескольких десятков километров. В свою
очередь, горные породы состоят из минералов (кварца, слюды,
полевых шпатов и многих других). Земная кора и слагающие ее
горные породы и минералы являются важнейшими объектами изу-
чения геологии.
Снаружи земная кора облекается водной оболочкой — гидро-
сферой и воздушной оболочкой — атмосферой.
Гидросфера включает воды океанов и морей, озер и рек, в
общей сложности покрывающих свыше 70% всей поверхности зем-
ной коры. Составной частью гидросферы следует считать также
подземные воды, образующие так называемую подземную
гидросферу.
Атмосфера —газовая оболочка Земли представляет собой смесь
газов — азота (78,08%), кислорода (20,95%), аргона (0,93%), уг-
6 Введение
Геология как наука 7
лекислого газа (0,03%) и ничтожного количества водорода, нео-
на, гелия, криптона, ксенона, озона и других газов. Кроме того,
в атмосфере присутствуют водяной пар и пылевые частицы. Верх-
няя граница атмосферы проходит на высоте 3000 км от поверх-
ности Земли.
Гидросфера и атмосфера являются внешними (по отношению
к земной коре) оболочками Земли. Под земной корой расположе-
ны внутренние оболочки ее: мантия и ядро (см. гл. IV).
Оболочку Земли, в пределах которой развита органическая
жизнь, называют биосферой. Она охватывает верхнюю часть
литосферы, гидросферу и атмосферу.
Внешние .и внутренние оболочки Земли находятся в непрерыв-
ном взаимодействии друг с другом. Особенно активны процессы
взаимодействия в наружной, каменной оболочке Земли — земной
коре. В результате этих процессов изменяются строение и состав
земной коры и рельеф земной поверхности.
Процессы, изменяющие состав и строение земной коры и рель-
еф земной поверхности, называются геологическими.
На поверхности земной коры под воздействием внешних обо-
лочек (атмосферы и гидросферы) происходят процессы разруше-
ния (выветривания) горных пород и минералов, перемещения
продуктов выветривания воздушными и водными массами, омыва-
ющими поверхность Земли и, наконец, осаждения (седиментации)
продуктов выветривания. Все перечисленные процессы образуют
группу экзогенных (иначе — извне рожденных) геологических
процессов. Экзогенные геологические процессы .постоянно видоиз-
меняют рельеф земной поверхности и вызывают накопление толщ
минеральных масс, в дальнейшем превращающихся в осадочные
горные породы (пески, песчаники, глины, известняки и т. п.),
слагающие наружные слои Земли.
Под воздействием внутренних оболочек Земли совершаются
эндогенные (иначе — внутри, рожденные) геологические про-
цессы. К ним относятся: изменения горных пород под воздействи-
ем высоких давлений и температур на больших глубинах, сопро-
вождающиеся перекристаллизацией в твердом состоянии, т. е.
процессы метаморфизма горных пород; переплавления
горных пород и вещества подкоровых областей, приводящие к об-
разованию огненно-жидких силикатных расплавов (магмы), т. е.
процессы м а гм ооб р а зо в а н и я; перемещения магматических
расплавов в толще земной коры и превращения их в магматиче-
ские горные породы (магматическое п о р о дообр а з о в а-
н и е); медленные (вековые) поднятия и опускания земной коры —
колебательные движения ее и нарушения первоначально-
го залегания горных пород, известные как дислокационные
движения. Колебательные и дислокационные движения земной
коры называются тектоническими движениями.
В результате эндогенных процессов образуются метаморфиче-
ские (кристаллические сланцы, гнейсы, мраморы и др.) и магма-
тические горные породы (граниты, диориты, базальты и т. п.), из-
меняются высотные отметки местности и первоначальное залега-
ние горных пород (смятие их в складки, нарушения с разрывом
сплошности и т. д.).
Геологические процессы всегда оставляют глубокий след в
строении земной коры и устройстве земной поверхности. Геология
призвана по этим следам, как памятникам геологической истории
Земли, восстанавливать последовательное образование и развитие
земной коры.
Таким образом, геология — наука, всесторонне изу-
чающая строение, состав и сложную историю об-
разования и развития земной коры. Геология относит-
ся к числу естественноисторических наук и является важнейшей
областью неорганического естествознания.
§ 2. НАУКИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ЦИКЛА
Геология—-разветвленная область неорганического естество-
знания. Она объединяет общую геологию, минералогию, петрогра-
фию, историческую геологию, геотектонику, геоморфологию и не-
которые другие науки геологического цикла.
Специфическим предметом исследований общей геологии явля-
ются геологические процессы — современные и минувших геоло-
гических эпох. Соответственно ее главное содержание заключает-
ся в учении об экзогенных и эндогенных геологических процес-
сах, т. е. геодинамика.
Так как возникновение геологических процессов обусловлено
взаимодействием внешних и внутренних оболочек Земли, то, оче-
видно, для понимания геологических процессов необходимы пред-
варительные знания об этих оболочках и тех процессах, которые
протекают в них. Эти сведения могут быть получены из геофизи-
ки, геохимии и астрономии и составляют основное содержание
глав первого раздела данного курса.
Минералогия — наука о минералах, о их химическом составе
и внутреннем строении, условиях образования и закономерностях
распространения. Минералы являются твердыми составными ча-
стями горных пород, как бы их клеточками *. Они представляют
собой однородные тела обычно кристаллического, реже аморфного
строения. Минералы возникают в результате разнообразных хи-
* Существует представление, согласно которому природные воды и газовые
составные части атмосферы также относятся к минералам. В действительности
они, как составные компоненты внешних оболочек Земли, являются объектами ис-
следований наук геофизического цикла (гидрологии, климатологии и др.) и гео-
химии.
8 Введение
мических и биохимических реакций, сопровождающих процессы
породооб>разования. Очевидно, что процессы ,минералообразования
занимают промежуточное положение между собственно геохими-
ческими и геологическими процессами. Иными словами, они как
бы связывают химию Земли с геологией нашей планеты.
Петрография — наука о горных породах. Название данной
науки происходит от греческих слов петрос - скала, камень, гор-
ная порода и графо —пишу, описываю. Но петрография занима-
ется не только описанием горных пород, она изучает также их
происхождение, изменения и закономерности распространения в
земной коре *.
Горные породы представляют собой устойчивые (т. е. по-
стоянно повторяющиеся в разных районах земного шара и в раз-
личное геологическое время) ассоциации минералов. Горные
породы являются вполне самостоятельными теологическими тела-
ми. Это видно из того, что они: образуют обособленные друг от
друга тела (пласты, жилы, линзы и т. д.), играющие вполне са-
мостоятельную роль в геологическом строении того или другого
участка земной коры, и возникают при процессах, имеющих пер-
востепенное значение в геологической жизни и геологической
истории нашей планеты. Таковы процессы породообразования, или
петрогенеза. Главнейшие из них — магматизм, метаморфизм и се-
диментация (осадконакопление). Им соответствуют три главней-
шие генетические ** группы горных пород: магматических (грани-
ты, диориты, базальты и т. д.), метаморфических (гнейсы, кристал-
лические сланцы, мраморы и др.) и осадочных (известняки, пес-
ки и песчаники, глины и др.).
Историческая геология изучает историческую последователь-
ность образования (стратиграфию) горных пород и их естествен-
но-исторических комплексов (толщ) и на этой основе восстанав-
ливает историю постепенного образования и развития земной ко-
ры. Следовательно, историческая геология — наука об истории
земной коры, геологической истории нашей планеты.
Геотектоника — наука о строении земной коры. Геологически-
ми исследованиями установлено, что отдельные области земной
коры часто очень своеобразны по своему геологическому строе-
* Термин «петрография» нередко употребляется для обозначения только того
раздела науки о горных породах, который занимается описанием строения и со-
става горных пород. Тогда раздел науки о горных породах, занимающийся в ос-
новном изучением происхождения и закономерностей изменения и распростране-
ния горных пород, обычно именуют петрологией. Выделяют также петро-
графию осадочных горных пород в особую науку, называемую литологией.
В дальнейшем мы пользуемся только тремином «петрография», понимая под ним
науку о горных породах вообще.
** Слово «генетические» происходит от греческого слова «генезис», что значит
происхождение. Отсюда «генетические группы» — означает группы горных пород,
объединяемых по признаку общности происхождения.
Геология как наука
9
нию. Своеобразие состоит в специфическом сочетании горных по-
род и естественных комплексов (толщ) пород, а также в харак-
терных взаимоотношениях пород и их комплексов в плане и гео-
логическом разрезе.
Различия в геологическом строении отдельных частей земной
коры обусловлены тектоническими движениями ее, в результате
которых происходит смена условий образования горных пород,
изменяются первоначальные формы и условия залегания ранее
образовавшихся горных пород и т. д.
Геотектоника занимается изучением тектонических движений
земной коры, а также тех новых форм и условий залегания гор-
ных пород, которые возникают в результате этих движений.
В особую задачу геотектоники входит тектоническое районирова-
ние земной коры — т. е. выделение отдельных ее частей по при-
знакам тектонического строения и тектонических движений земной
коры. Раздел геологии, занимающийся вопросами геологического
строения и развития отдельных районов, называется регио-
нальной геологией.
Геоморфология — наука, занимающаяся изучением строения и
форм земной поверхности с точки зрения их происхождения, раз-
вития и закономерностей распространения.
Особое положение среди геологических наук занимают так на-
зываемые прикладные геологические науки: инженерная гео-
логия— паука о геологических условиях возведения и эксплуа-
тации различных сооружений; гидрогеология — наука о под-
земных водах, условиях использования их и борьбы с ними; уче-
ние о месторождениях полезных ископаемых, их
разведке и промышленной оценке.
В задачу данного курса входит ознакомление студентов негео-
логических специальностей горных вузов и факультетов с основа-
ми геологических знаний, необходимыми для последующего изу-
чения ими прикладных геологических наук.
§ 3. МЕТОДЫ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ
Геологическое строение и геологическая история района могут
исследоваться прежде всего и главным образом путем непосред-
ственных полевых наблюдений и исследований. Соответственно
основным методом геологических исследований является метод
геологической съемки (см. гл. XXX). С помощью данного
метода изучаются минералы и их ассоциации, горные породы и
образованные ими толщи, геологические формации и геологиче-
ские структуры в реальной природной обстановке. Это имеет ог-
ромное значение потому, что только таким путем можно выяснить
действительные взаимоотношения геологических образований (ми-
нералов и их ассоциаций, горных пород и их толщ) и установить
10
Введение
действительную последовательность возникновения последних.
Иными словами, геологическая съемка позволяет установить гео-
логическое строение и геологическую историю района.
Огромное преимущество геологической съемки заключается в
том, что она предполагает использование других научно-техниче-
ских средств, имеющихся в распоряжении современной науки, в
том числе средств геофизической и буровой разведки, играющих
огромную роль при проведении геологических исследований.
Геологическая съемка может производиться с любой детально-
стью в зависимости от требований практики и геологической изу-
ченности местности.
По данным геологосъемочных работ составляется геологи-
ческая карта, отображающая геологическое строение местно-
сти. Геологические карты служат научной базой для постановки
поисков и разведки месторождений полезных ископаемых, инже-
нерно-геологической оценки и установления гидрогеологических
условий района.
Для восстановления геологической истории района геологосъе-
мочные исследования дают наиболее достоверный материал, кото-
рый получают путем изучения многочисленных следов геологиче-
ских процессов минувших эпох, запечатленных в горных породах
и минералах, в геологическом строении местности.
Метод геологической съемки широко используется также для
изучения современных экзогенных и эндогенных геологических
процессов. В тех случаях, когда некоторые из этих процессов не
могут быть непосредственно наблюдаемы, применяют методы
экспериментальных исследований, выполняемых в лабораторных ус-
ловиях. Возможности экспериментальных исследований геологиче-
ских процессов и явлений в настоящее время значительно расши-
рились благодаря успехам технической физики. Особенно перспек-
тивны экспериментальные работы по искусственному получению
.минералов, моделированию явлений метаморфизма горных пород
и некоторых тектонических процессов.
Успехи экспериментальной минералогии позволяют не только
воспроизвести физические условия образования минералов в зем-
ной коре, но и помогают разработать технологию получения весь-
ма ценных для промышленности минералов, таких как корунд,
алмаз и др.
§ 4. НАРОДНОХОЗЯЙСТВЕННЫЕ ЗАДАЧИ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
ИССЛЕДОВАНИЙ
Геологические исследования являются теоретической базой для
решения следующих народнохозяйственных задач:
1) поисков, разведки и промышленной оценки месторождений
полезных ископаемых — цветных и черных металлов, ископаемых
Геология как наука
11
углей, нефти и горючих газов, редких и рассеянных химических
элементов, строительных материалов, сырья для химической про-
мышленности и т. д.;
2) изучения и оценки геологических условий вскрытия и раз-
работки месторождений полезных ископаемых;
3) выяснения и оценки геологических условий возведения и эк-
сплуатации различного рода инженерных сооружений — граждан-
ских и промышленных, гидротехнических, дорожных и т. д.
Построение материально-технической базы коммунизма в на-
шей стране обеспечено нужными резервами минерального сырья
и наши геологические исследования уже вышли .на передовые ру-
бежи мировой науки и практики. Однако еще очень многое пред-
стоит выполнить: необходимо не только увеличить разведанные
запасы, но и улучшить качество минерального сырья, вести ком-
плексное освоение всех полезных компонентов, вовлекаемых в
разработку, повысить эффективность геологоразведочных работ.
Эти основные направления геологических исследований требуют
прежде всего существенного улучшения дела научного прогноза
месторождений, всемерного расширения глубинности поисков и
улучшения качества технологических исследований, которые позво-
лили бы вовлекать в промышленное освоение новые виды мине-
рального сырья и обеспечивали бы полноту его использования.
Глава II
К ИСТОРИИ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ НАУК
§ 5. ОСНОВНЫЕ СТАДИИ РАЗВИТИЯ ГЕОЛОГИИ
Современная геология возникла во второй половине XVIII сто-
летия — в период зарождения и бурного развития горнодобываю-
щих предприятий капиталистического типа. До этого она «еще не
вышла из зародышевой стадии минералогии» *. Накопление зна-
ний на этой начальной стадии происходило главным образом по
минералам—самым простым, элементарным геологическим телам.
Первые научные труды о минералах появились примерно в сере-
дине XVI в. Среди них особое место занимает «Металлургия»
Г. Агриколы (1490—1555 гг.), в которой описаны диагностические
признаки (цвет, прозрачность, блеск, вкус, запах, вес, твердость
и т. д.) всех известных к тому времени минералов и дана их клас-
сификация. В дальнейшем благодаря успехам металлургии и хи-
мии появилась возможность исследовать химический состав мине-
ралов и разработать классификации минералов с учетом их
химического состава (М. В. Ломоносов, А. Кропштедт и др.).
Высшим достижением начальной стадии развития геологии
является открытие минеральных тел — пластов, жил, штоков и т. д.
В 1798 г. В. М. Севергиным — учеником М. В. Ломоносова впер-
вые было открыто явление совместного нахождения (параге-
незиса) минералов, которое было названо им «смежностью
минералов».
Успех изучения минеральных тел и парагенетических ассоциа-
ций минералов в них привели к открытию горных пород как с а-
мостоятельных геологических тел (середина XVIIIв.).
С этого момента минералы стали рассматриваться как составные
части.горных пород и изучаться главным образом как кристалли-
ческие индивиды.
Открытие горных пород как самостоятельных геологических
тел означало вступление геологии в новую стадию разви-
Ф. Энгельс. Диалектика ппироцы. Госполитиздат, 1950, стр. 6.
истории геологических наук
13
тня — в стадию петрографической геологии и, или ге-
огнозии. Главным объектом исследований становятся горные по-
роды, а основным методом их изучения геогностическая съемка.
По результатам этих съемок составлялись геогностические карты
вначале для небольших рудников, а в дальнейшем для целых гор-
норудных районов и областей. Они явились предшественниками
современных геологических карт.
Примером высокого уровня геологокартировочных работ в на-
шей стране может служить съемка Восточного Забайкалья, выпол-
ненная в 1789—1799 гг. М. Ивановым и Д. Лебедевым.
Геогностическое картирование послужило основой не только
для установления форм залегания, состава и географического рас-
пространения горных пород и их толщ, но также для выяснения
взаимного их расположения в вертикальном геологическом раз-
резе.
Постепенно устанавливалась последовательность залегания
горных пород и их толщ в земной коре, т. е. стратиграфия
геологических напластований. Основным стратиграфическим под-
разделением толщи горных пород геогносты считали горные
формации—толщи горных пород, занимающие не только оп-
ределенное стратиграфическое, т. е. возрастное, положение в гео-
логическом разрезе земной коры, но также характеризующиеся
вполне определенным вещественным, петрографическим составом.
Лишь позднее было установлено, что одинаковые по петрографи-
ческому составу толщи горных пород различных участков земного
шара могут занимать различное стратиграфическое положение и,
следовательно, быть разновременными образованиями.
Учение о горных формациях, заложенное геогностами еще во
второй половине XVIII столетия, явилось величайшим достиже-
нием геологической науки. Из этого учения в дальнейшем разви-
лась и ст о р и ч е с к а я геология — наука, изучающая последо-
. вательное образование и развитие земной коры.
В успехах этой новой области геологических знаний решаю-
щая роль принадлежала:
1) открытию значения палеонтологических остатков (отпечат-
ков и окаменелостей органических форм) для определения стра-
тиграфического положения (относительного геологического возра-
ста) горных пород и их толщ (В. Смит, 1799 г.);
2) внедрению в практику геологических исследований метода
фациального анализа осадков, т. е. анализа физико-географиче-
ских условий образования осадочных горных пород (А Греем.
1838 г.);
3) использованию палеогеографических реконструкций для
установления общей картины последовательных изменений физи-
ко-географических условий в минувшие геологические эпохи
(А. П. Карпинский, М. Неймайер, Э. Зюсс).
14
Введение
Геологические карты начали составлять на биостратиграфиче-
ской основе, т. е. показываемые на картах площади выходов толщ
горных пород выделяли не по петрографическому признаку (как
это делали геогносты), а по составу окаменелостей и отпечатков
органических форм, определяющих возрастное, стратиграфическое
положение горных пород.
Вторая половина XIX столетия в истории геологии замечатель-
на полным утверждением эволюционных идей. Они пришли на
смену идеям неизменности, постоянства всего земного. Однако
основные принципы эволюционной геологии были сформулированы
значительно раньше М. В. Ломоносовым в его работе «О слоях
земных» (1757—1759 гг.), а затем в классическом труде Ч. Ляйеля
«Основные начала геологии» (1830—1833 гг.). Принципы эволю-
ционной геологии по М. В. Ломоносову заключались в следующем:
1) как устройство поверхности Земли, так и ее недр не перво-
зданное, а возникло в результате перемен, происходивших несчет-
ное множество раз и ныне происходящих и едва ли когда-либо
прекращающихся (принцип постоянных изменений, эволюции);
2) великие и малые перемены происходили в прошлом под дей-
ствием внешних сил (сильные ветры, дождщ течения рек, морские
волны, лесные пожары, потопы) и внутренних движений Земли —
землетрясений и нечувствительных долговременных поднятий и
опусканий земной поверхности (принцип единства внешней и внут-
ренней динамики в геологической истории земной коры);
3) перемены в прошлой истории Земли происходили подобно
тому, как они совершаются в настоящее время. В дальнейшем от-
сюда был сделан вывод о том, что ключ к пониманию геологиче-
ских перемен прошлого лежит в изучении современных геологиче-
ских явлений (принцип актуализма) *.
Изложенные принципы эволюционной геологии стали достоя-
нием широких кругов геологов-исследователей только в результате
упорной борьбы теологов-эволюционистов- с катастрофистами
(Ж. Кювье, Л. Бух, Эли де Бомон), которые отрицали постепен-
ное, эволюционное развитие Земли и объясняли наблюдающиеся
изменения якобы периодически происходившими «революциями»,
катастрофами мирового масштаба. Взгляды катастрофистов ужи-
вались с религией и поэтому настойчиво поддерживались попов-
щиной.
Оценивая взгляды катастрофистов, Ф. Энгельс писал: «...теория
Кювье о претерпеваемых Землей революциях была революционна
на словах и реакционна на деле. На месте одного акта божествен-
* Термин «актуализм» происходит от французского слова «актюэль» — сов-
ременный. Согласно данному принципу, впервые сформулированному Ч. Ляйелем,
изучение современных геологических процессов позволяет восстановить характер
геологических процессов минувших геологических эпох.
К истории геологических, наук
15
лого творения она ставила целый ряд повторных актов творений
я сделала из чуда существенный рычаг природы».
В борьбе с катастрофистами геологи-эволюционисты XIX столе-
тня находили серьезную поддержку в гениальных космогонических
идеях Э. Канта и П. Лапласа.
После появления «Основных начал геологии» Ч. Ляйеля, а за-
тем «Происхождения видов» Ч. Дарвина эволюционные идеи в
геологии утвердились окончательно.
В 1875 г. была создана 'международная организация геоло-
гов — Международный геологический конгресс, периодически про-
водивший сессии, на которых обсуждались важнейшие результаты
геологических исследований отдельных стран и принимались реше-
ния по вопросам, имеющим общее значение. Таковы, например,
решения сессий конгресса по унификации содержания и способов
графического оформления геологических карт, номенклатуре гор-
ных пород и стратиграфических подразделений, геологической
терминологии и т. д.
Национальные геологические комитеты начали появляться еще
в первой половине XIX в. В России геологический комитет был
организован в 1882 г.*. Он развернул значительные по тому вре-
мени работы по геологической съемке. Наиболее крупными резуль-
татами работ геологического комитета явились 60-верстная геоло-
гическая карта европейской части России, 30-верстная карта
Туркестана и западного склона Урала, детальная одноверстная
геологическая карта Донецкого бассейна и некоторые другие.
Успехи геологического картирования второй половины XIX и
начала XX в. создали предпосылки для геологических обобще-
ний—-в начале по отдельным областям и странам, а затем плане-
тарного масштаба. При этом были выявлены качественно различ-
ные области земной коры — мобильные (так называемые
геосинклинальные) и стабильные «жесткие» (платформенные).
Учение о геосинклинальных и платформенных областях явилось
основой для возникновения на рубеже XIX и XX столетий новой
геологической науки — геотектоники (Дж. Холл, Дж. Дена,
Э. Ог, А. П. Карпинский, А. А. Борисяк, А. П. Павлов и другие).
Геотектонические исследования и обобщения оказали большое
влияние на все области геологических знаний. Их влияние, в част-
ности, выразилось в разработке и широком применении в геоло-
гических исследованиях так называемого регионального ме-
тода. Сущность метода заключается в изучении процессов обра-
зования минералов, горных пород, руд и т. д. на основе всесторон-
него изучения и с учетом особенностей геологического строения и
* До этого геологическими работами в России руководили Приказ рудокопных
дел (с 1700 г.), затем Берг-коллегия и Ученый комитет военного корпуса горных
инженеров
16
Введение
геологической истории областей их распространения. С помощью
данного метода все более и более отчетливо стали выявляться
региональные закономерности в размещении месторождений полез-
ных ископаемых, в дальнейшем послужившие основой для широ-
ких научных прогнозов и приведшие к возникновению современ-
ного учения о месторождениях полезных ископаемых.
Старые представления о «первичной» земной коре * вытесни-
лись учением о постепенном ее образовании в ходе очень длитель-
ной и сложной геологической истории планеты. Еще Ю. Ф. Левин-
сон — Лессинг в своей работе «Исследования по теоретической
петрографии» (1898 г.) установил, что начиная с архейской эры,
магматические породы возникали преимущественно в результате
переплавления тех или иных частей твердой, кристаллической зем-
ной коры.
Из краткого исторического обзора 'видно, что развитие геологи-
ческих знаний шло ют исследований самых простых геологических
образований — минералов к изучению все более и более сложных
геологических тел — горных пород, геологических формаций и ос-
новных геологически (структурно) обособленных частей (регио-
нов) земной коры.
§ 6. РАЗВИТИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИИ В СССР
Коммунистическая партия и Советское правительство всегда
уделяли и уделяют огромное внимание развитию геологической
науки.
За истекшие 50 лет в СССР неизмеримо выросли кадры квали-
фицированных геологов-производственников и ученых. Научные
исследования приобрели невиданный размах. Только в системе
Министерства геологии СССР имеется более 50 научно-исследова-
тельских институтов, их отделений и филиалов, самостоятельных
лабораторий и конструкторских бюро.
Успехи советской геологии наиболее полно проявились в откры-
тии и изучении ряда крупных месторождений угля, нефти, природ-
ных газов, железа, цветных металлов, а также месторождений
алмазов, редких металлов и радиоактивных руд. По разведанным
запасам важнейших видов полезных ископаемых Советский Союз
занимает ведущее положение в мире.
В результате геологического изучения страны были разработа-
ны научные основы прогноза месторождений полезных ископае-
мых. Последние сыграли огромную роль в открытиях минерально
сырьевых богатств Хибин и Монче-Тундры (А. Е. Ферсман), нефти
и газа в Приуралье и Западно-Сибирской низменности (И. М. Губ-
* Согласно этим представлениям земная кора в своей основе является первич-
ной, образовавшейся при остывании первоначальной огненно-жидкой массы Земли.
К истории геологических наук
17
кин), новых угленосных бассейнов (П. И. Степанов), рудных ме-
сторождений Забайкалья, Дальнего Востока и Заполярья
(С. С. Смирнов, Ю. А. Билибин и др.) и многих других видов по-
лезных ископаемых. Учение о месторождениях полезных ископае-
мых постепенно становится важнейшей прикладной геологической
наукой и теоретической основой поисков, разведки и промышлен-
ной оценки месторождений полезных ископаемых.
Новые крупные шаги были сделаны в развитии всех областей
геологических знаний: геотектоники (А. Д. Архангельский,
М. М. Тетяев, Н. А. Шатский); петрографии магматических
(Ф. Ю. Левинсон-Лессинг, А. Н. Заварипкий), осадочных
(В. П. Батурин, Н. ДА. Страхов, Л. В. Пустовалов) и метаморфиче-
ских горных пород (А. А. Полканов, И. А. Елисеев, Д. С. Коржин-
ский, Г. Н. Судовиков) и в других. Возникли новые геологические
науки: региональная геология СССР (А. Д. Архангельский,
В. А. Обручев), инженерная геология (Ф. П. Саварский), гидроге-
ология (В. С. Ильин, Г. Н. Каменский). Наша страна явилась ро-
диной таких областей знаний о Земле, как геохимия
(В. И. Вернадский, А. Е. Ферсман) и геофизика (П. П. Лазарев).
С 1960 г. по предложению советских геологов вступил в дейст-
вие так называемый «проект верхней мантии», предусматриваю-
щий проведение геологических, геофизических, геохимических и
других исследований, а также сверхглубокое бурение с целью изу-
чения глубинных зон земной коры и подкоровой области (верхней
мантии).
В результате планомерного картирования огромной территории
СССР были поставлены и изданы Государственная геологическая
карта Советского Союза в масштабе 1 : 2 500 000 и серия специа-
лизированных карт — тектонических, металлогенических и др.
Широко внедряя в практику геологоразведочных работ новей-
шие достижения науки и техники, геологи усиливают темпы раз-
ведки. В последние годы в горных районах Кавказа, Памира.
Тянь-Шаня обнаружены новые месторождения полиметаллов, ме-
ди, олова, ртути, золота. Можно говорить теперь о рудном Азер-
байджане, олове и золоте Средней Азии, ртути в зонах альпий-
ской складчатости на территории нашей страны.
Совершенствуя прогнозные карты и методы поисков и развед-
ки недр, геологи, бесспорно, обнаружат еще не одно крупное
месторождение, а поиск таких месторождений по-прежнему ос-
тается важнейшей задачей советской геологии.
РАЗДЕЛ ВТОРОН
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЗЕМЛИ
Глава III
ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ
ДАННЫЕ О ЗЕМЛЕ
§ 7. ЗЕМЛЯ В СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЕ
Земля — космическое тело, член Солнечной системы.
Солнце — центральное светило этой системы. Оно представляет
гигантский раскаленный шар, очень плотный (117 г/с.и3) в цен-
тральных областях и сильно разреженный в наружных. Средняя
плотность Солнца 1,41 г! см?.
В Солнце заключено 99,87% массы всей системы. Масса Солн-
ца в 332 тысячи раз больше массы Земли, а его диаметр в 109 раз
-больше диаметра Земли.
Солнце состоит из тех же химических элементов, которые изве-
стны на Земле. Однако количественные соотношения их совершен-
но иные. Главными составными элементами Солнца являются
водород и гелий, т. е. легкие газы.
Раскаленное тело Солнца является постоянным, практически
неистощимым источником тепла и света Солнечной системы. Этот
источник поддерживается ядерными реакциями, в результате кото-
рых выделяется огромное количество тепла и света. При этих ре-
акциях водород — главный химический элемент Солнца превра-
щается в гелий *.
* Такое превращение происходит или через протонную реакцию или через уг-
леродно-азотный цикл. Протонная реакция начинается с прямого взаимодействия
двух протонов Н{ с образованием ядра тяжелого водорода—дейтерия Hj. Ядро
дейтерия, захватывая протон, далее преобразуется в ядро легкого изотопа гелия
Не3. Дальнейшее преобразование ядра Не? в ядро обычного гелия происходит
различными путями в зависимости от физических условий в недрах Солнца. Угле-
родно-азотный цикл протекает в присутствии ядра углерода Cg, выполняющего
роль катализатора. В результате ряда последовательных ядерных реакций проис-
ходит объединение четырех протонов в одно ядро гелия, сопровождающееся выде-
лением энергии 26 млн. электрон вольт (.«за): 4Н| —+25 мэв (262х
Х1017 эрг).
Предварительные данные о Земле
19
Подсчитано, что на Солнце ежесекундно «сгорает» около
5 млн. т вещества. Если пересчитать солнечную энергию, получае-
мую в секунду всей Землей, на массу, то получается очень скром-
ная цифра — 2 кг в секунду. Солн-
це потеряло за последние 2 млрд,
лет (т. е. почти за всю геологиче-
скую историю Земли) всего лишь
1
-----часть своей массы.
7500
В огненно-бушующей жизни
Солнца наблюдается периодич-
ность, своего рода пульсация. Она
сказывается в том, что периоды ин-
тенсивной солнечной активности
сменяются периодами относитель-
ного покоя, когда число и масштабы
протуберанцев, солнечных пятен
и т. д. заметно снижаются. Продол-
жительность таких циклов 11 лет.
Мощные магнитные поля, возни-
кающие в солнечных пятнах, под-
чиняются 22-летней цикличности.
По-видимому, имеются циклично-
сти и более крупного масштаба.
В Солнечную систему входят де-
вять планет, обращающихся вокруг
Солнца вместе с 32 спутниками, а
также астероиды (планетоиды), ме-
теориты и кометы. Орбиты планет
располагаются в одной плоскости,
совпадающей с экваториальной
плоскостью Солнца (компланар-
ность орбит) и имеют почти круг-
лое очертание. Направление обра-
щения планет вокруг Солнца совпа-
дает с направлением вращения са-
мого Солнца вокруг оси (рис. 1).
Планеты Солнечной системы
подразделяются на две группы:
внутренние (ближние к Солнцу)
и внешние (дальние) планеты.
Внутренние планеты иначе назы-
ваются земноподобными. Основные
сведения о планетах солнечной си-
стемы приведены в табл. 1.
Время
~^78^
>/
сз
6
Са

тУрм яр

7
^]Марс \ L'
ft 16р. обр . ^/С'
SI 1 \
Д Земля
ъ\оремя обр. \ у
„ 'Венера
Время обр
Ш,70сут
] Меркурий
Время Рбр.
87,97сугп.
Солнце
Комета Энке бремя
обр. 3,3 года ,
Рис. I. Солнечная система
20
Общая характеристика Земли
Таблица 1
Планеты Расстоя- ние от Солнца, млн. км Радиус R, км Масса по отноше- нию к массе Земли Средняя плотность, г/елг3 Число спугни - ков
Внут- Меркурий 58,0 2500 1/20 3,80 —
Венера 108,0 6200 4/5 4,86 —
рбн- Земля 149,5 6370 1 5.52 1
НИ9 Марс 228,0 3335 1/2 3,96 2
Астероиды 404,0 — — — —
Г Юпитер 777,9 В 11 раз больше 318 1,1 12
радиуса Земли
Внеш- Сатурн 1426,0 В 9,5 раза больше радиуса Земли 95 0,9 9
ние Уран 2869,0 В 4 раза больше 15 — 5
Нептун 4495,0 радиуса Земли 17 —, 9
Плутон 5917,0 6370 — —- —_
Внутренние планеты отличаются от внешних тем, что при отно-
сительно малых размерах они обладают высокой плотностью, при-
чем плотность их возрастает пропорционально радиусам. Внешние
планеты, напротив, обладают громадными объемами, но малыми
плотностями. Скорости вращения внутренних планет вокруг оси
невелики, а внешних — большие. У внутренних планет ничтожно
малые массы атмосфер, у внешних планет — очень плотные, мас-
сивные, частично конденсированные атмосферы с преобладанием в
их составе легких газов (Н и Не).
Астероиды (планетоиды) располагаются между орбитами
Марса и Юпитера, их насчитывается несколько тысяч, диаметр
самого большого из них — Цереры равен 770 км. Диаметр боль-
шинства известных астероидов измеряется несколькими километ-
рами.
Летероиды, начиная даже с довольно крупных, представляют
тела неправильной, обломочной формы. Они в этом отношении не
отличаются от метеоритов. Предполагают, что те и другие явля-
ются осколками когда-то существовавшей планеты, вращавшейся
вокруг Солнца между орбитами Марса и Юпитера. По расчетам
проф. С. В. Орлова, диаметр этой гипотетической планеты Фаэтон
составлял 2500 км.
Метеориты — минеральные агрегаты космического происхож-
дения, залетающие в атмосферу Земли из Мирового пространства.
Метеориты обычно сгорают, не достигнув земной поверхности, и
лишь небольшая часть их падает на Землю.
Предварительные данные о Земле
21
Массы метеоритов — от нескольких граммов до миллионов
тонн. К числу крупнейших метеоритов относится Сихотэ-Алинь-
ский, упавший в 1947 г. Начальная масса этого метеорита 200 т,
но до земной поверхности достигла масса весом примерно в
100 т. Отдельные куски, на которые распался данный метеорит
Рис. 2. Структуры:
а — метеорного железа; 6 — хондрита
при падении, достигали 1750 кг. Подсчитано, что Земля получает
ежегодно около 16 тыс. т метеорного вещества в виде метеоритов
и метеорной пыли.
Различают три типа метеоритов: эвкриты, хондриты (рис. 2,6)
и сидериты. Эвкриты очень похожи на горные породы, слагающие
земную кору. В их составе имеются полевые шпаты, пироксены,
тридимит и рудные мгтнералы. В хондритах встречены хлорит и
карбонаты, ню основную массу их составляет стекловатое (не рас-
кристаллизовавшееся) вещество силикатного состава. Из такого
вещества в основном состоят хондры — капельки диаметром в
несколько миллиметров. Железные метеориты (иначе сидериты)
на 95% состоят из самородного железа. В них содержится также
никель, кобальт, сера и углерод (в виде алмаза или графита).
В отличие от самородного .железа земного происхождения метеор-
ное железо имеет крупнокристаллическое узорчатое (наподобие
снежинок) строение. 1акое строение легко обнаруживается при
травлении отполированной поверхности метеорита кислотой
(рис. 2, а).
22
Общая характеристика Земли
Акад. А. Н. Заварицкнй полагал, что эвкриты образовались
путем распада твердой кристаллической коры гипотетической пла-
неты Фаэтон. Толщина этой коры была примерно 40—50 км. Ни-
жележащая оболочка планеты имела состав, близкий к составу
известной на Земле горной породы — перидотита. Поэтому она
названа перидотитовой оболочкой. Вещество этой оболочки,,
по-видимому, было в стекловатом, потенциально-жидком состоя-
нии. Оно поддерживалось в твердом состоянии высоким давлени-
ем от веса вышележащей кристаллической оболочки. При распаде
планеты перидотитовая оболочка превратилась в туман летучих
капель. Путем быстрого охлаждения и слипания затвердевших ка-
пель образовались хондриты. Из газово-капельной атмосферы, об-
разовавшейся при распаде центральных частей планеты, возникли
железные и железно-каменные метеориты. Последние состоят из
самородного железа и силикатов *.
Гипотетическая планета Фаэтон относилась к группе земнопо-
добных. Поэтому приведенные данные и предположения о внутрен-
нем строении гипотетической планеты имеют прямое отношение к
расшифровке внутреннего строения Земли.
Кометы — самые большие тела в Солнечной системе: голова
комет больше Солнца, а хвост превышает диаметр земной орбиты.
Кометы обладают ничтожной массой — в миллионы раз меньше
массы Земли.
Голова комет представляет рой мелких обломков, по-видимому,
типа метеоритов, а быть может глыб льда. В ней заключена
практически 'вся масса кометы. Хвост комет появляется при при-
ближении к Солнцу. Он состоит из сильно разреженных газов,
испаряющихся с головы кометы под действием солнечных лучей.
Хвост комет отклоняется обычно в противоположную сторону от
Солнца давлением световых лучей.
Кометы Солнечной системы движутся по очень вытянутым,
эллиптическим орбитам, в одном из фокусов которых находится
Солнце.
Знаменитый Тунгусский метеорит, упавший 30 июля 1908 г. в
Центральной Сибири, по-видимому, был кометой, так как при его
падении не возникли крупные метеорные осколки, метеорные кра-
теры и воронки. Акад. Ф. Т. Фесенков указывает, что комета при
больших размерах ядра, представляющего скопление метеорных
частиц, способна только вызвать мощную ударную волну вследст-
* Причина распада гипотетической планеты не совсем ясна. Можно предпола-
гать, что под воздействием приливного притяжения орбита Фаэтона постепенно
приближалась к орбите Юпитера. На некотором расстоянии между планетами при-
ливное притяжение Юпитера оказалось выше силы тяжести на поверхности
Фаэтона. Вследствие этого планета Фаэтон начала распадаться, обломки ее рас-
сеялись в пространстве между орбитами Юпитера и Марса, образовав рой асте-
роидов.
Предварительные данные о Земле
23
вне огромного сопротивления атмосферы, но не может достичь
земной поверхности или нарушить рельеф местности. Этой ударной
волной и был вызван вывал деревьев на площади более 6000 км2.
Земля — типичная внутренняя планета Солнечной системы.
Она является самой большой и самой плотной из всех внутренних
планет. Весьма важной отличительной чертой Земли является на-
личие водной оболочки (гидросферы) и довольно мощной атмос-
феры. Масса земной атмосферы составляет 0,03% всей массы пла-
неты. В ее составе азот и кислород с небольшой примесью угле-
кислого газа, водяного пара и благородных газов.
Спутница Земли — Луна так велика, что Землю и Луну можно
было бы называть двойной планетой. Луна лишена воды, а также,
по-видимому, и атмосферы. Поэтому на лунной поверхности нет
признаков осадочных горных пород, которые могут образовываться
только на планетах, обладающих атмосферой и гидросферой.
Сложный рельеф лунной поверхности также в значительной мере
связан с вулканической деятельностью и с крупными глыбовыми
перемещениями отдельных участков (блоков) по глубоким тре-
щинам.
Уникальные изображения поверхности Луны, впервые получен-
ные с помощью советских телевизионных систем автоматических
станций «Луна-9» и «Луна-13», показывают, что район обзора
этих станций — территория «Океана Бурь» с поверхности сложен
излияниями лавы, по-видимому, базальтового состава и эта по-
верхность усеяна продуктами вулканических взрывов. Вид лунного
ландшафта данного района напоминает холмистую каменную пу-
стыню с отдельными кратерами вулканического или метеорного
происхождения диаметром от одного до нескольких метров.
Период вращения Луны вокруг своей оси совпадает с периодом
ее обращения вокруг Земли, поэтому Луна обращена к Земле
всегда одной и той же стороной. До самого последнего времени
было известно строение только одной стороны Луны, обращенной
к Земле. В настоящее время составлены карты, на которые нане-
сены десятки тысяч кольцевых гор-кратеров, многочисленные
горные цепи, причудливой формы трещины, темные области лун-
ной аппаратуры передала на Землю 14 новых снимков областей
лунной поверхности. 4 октября 1959 г. в Советском Союзе был
впервые произведен успешный запуск третьей космической ракеты.
Главной задачей ее запуска было получение фотографии обратной,
невидимой стороны Луны.
В июне 1965 г. советская автоматическая станция «Зонд-З»,
предназначенная для исследований физики межпланетного про-
странства, проходила вблизи Луны и с помощью фототелевизион-
ной аппаратуры передала на Землю 14 новых снимков областей
.поверхности Луны. Полученные фотографии показали, что на
невидимой части лунной поверхности преобладают горные районы,
24
Общая характеристика Земли
морей очень мало. Резко выделяются кратерные моря, располо-
женные в южной и приэкваториальной области. Исключительный
интерес представляют цепочки кратеров, протянувшиеся на 1500 км
и более.
Луна оказывает заметное воздействие на Землю. Приливно-
отливные явления в гидросфере, а также подобные им явления
в подкоровых оболочках Земли обусловлены действием лунного
притяжения.
Несомненно, большое влияние на Землю оказывает Солнце.
В частности, обнаруживается синхронность периодов активизации
атмосферных явлений с периодами повышенной солнечной актив-
ности. Так, например, число гроз на всей Земле, а также полярных
сияний, магнитных бурь и т. п. резко возрастает с наступлением
максимума солнечной деятельности. Земля ежесекундно получает
огромное количество лучистой энергии, значительную часть которой
она перерабатывает в энергию земных процессов.
«Вся энергия, в настоящее время действующая на земле, есть
превращенная солнечная теплота» *.
§ 8. ФОРМА И РАЗМЕРЫ, МАССА И ПЛОТНОСТЬ ЗЕМЛИ
Под формой Земли понимают форму физической поверхности,
т. е. поверхности материков и дна Мирового океана. В силу боль-
шой сложности этой поверхности (горы и низменности, плоско-
горья и морские впадины и т. д.) выделяют более простую, сгла-
женную, в качестве которой в первом приближении принимают
поверхность эллипсоида вращения. Малая, полярная ось
этого эллипсоида является осью вращения. Размеры земного эл-
липсоида следующие: полярный радиус /?р=6 356863 м, эквато-
риальный радиус /?е=6 378 245 м. Разница между полярным и эк-
ваториальным радиусами /?е — /?р=21 382 м. или ~21,4 км.
Многочисленные определения величины радиуса Земли в раз-
личных географических пунктах показали, что истинная фигура
Земли отличается от геометрически правильной фигуры эллипсои-
да вращения. В частности, было установлено, что земной экватор
несколько уклоняется от очертания окружности. Разница между
длинами полуосей на экваторе составляет около 212 м. Эти полу-
оси выходят: наибольшая — на долготе 15°, а наименьшая — на
долготе 105°. Действительная фигура Земли ближе подходит не
двухосному, а трехосному эллипсоиду.
Истинная сглаженная фигура Земли практически не может
быть представлена в виде математически правильной фигуры.
Особая форма Земли, присущая только ей, получила название
геоида. Фигура геоида соответствует водной поверхности, полу-
Ф. Энгельс. Диалектика природы. Госполитиздат. 1950, стр. 197.
П редварительные данные о Земле
25
чающейся путем мысленного продолжения поверхности Мирового
океана под континенты и не возмущенную приливами, ветрами
и т. д. Главным свойством фигуры геоида является то, что в лю-
бой точке на ее поверхности вектор силы тяжести перпендикуля-
рен этой поверхности. Иными словами, поверхность геоида яв-
ляется поверхностью равновесия жидкости или, иначе, уровен-
ной поверхностью. От этой поверхности «уровня моря»
ведется отсчет высотных отметок местности.
Ишш-
, Южная лежй\
\Амеош«глкеан\
tgg^HOO
\Африна\ Индийский и Тихий океаны
tiOO сс tS6
д gif//20 150 180 2l0\f0/^3l)0 330 350
-75
-140 Долгота по зкбатору, град.
Рис. 3. Профиль геоида иад эллипсоидом вращения по земном}
экватору
Соотношение поверхностей геоида, физической поверхности
Земли и эллипсоида вращения не постоянно (рис. 3). Так, по
экватору поверхность геоида уклоняется от эллипсоида в преде-
лах от 125 м (Атлантический океан) до 140 м (Индийский океан).
Выполнение различного рода геофизических и геодезических
расчетов чрезвычайно усложняется, когда исходят из сложной
фигуры геоида. В то же время отклонения геоида от эллипсоида
вращения сравнительно невелики. Поэтому в качестве расчетной
фигуры часто принимают фигуру эллипсоида вращения. Величина
приплюснутости (сжатия) земного эллипсоида
Re-RP _ 1
а~~ Re ~ 298,3 ’
Если известны фигура и размеры Земли, а также определено
ускорение силы тяжести, нетрудно рассчитать массу Земли
М = = 5,976-1021 т,
k
где k = 6,67- 10 8 дин;
R — средний радиус Земли.
Объем Земли 1=1080 000 млн. км3. Отсюда средняя плот-
ность Земли
п СПО *3
Р = — - — 5,52 г см .
V
26
Обшая характеристика
Земли
Горные породы, слагающие земную кору, имеют плотность зна-
чительно меньшую средней плотности Земли, а именно 2,5—
2,9 г/см3. Отсюда следует, что глубокие недра Земли построены
из вещества более плотного, чем горные породы.
§ 9. СТРОЕНИЕ ПОВЕРХНОСТИ ЗЕМЛИ
Основными частями земной поверхности являются континенты
и океанические впадины. Истинная граница между ними проходит
не по береговой линии, а в зоне, где морское дно резко пони-
жается до средних океанических глубин (3000—4000 м ниже уров-
ня моря). Эта зона, характеризующаяся значительными уклонами
дна (4—5°, а иногда до десятков градусов), называется мате-
риковым склоном. Между береговой линией и материковым
склоном располагается область эпиконтинентальных морей, или
материковой отмели (шельфа). По образному выраже-
нию акад. А. П. Павлова, на воды этих морей можно смотреть,
как на воды, не уместившиеся в океанических впадинах и залив-
шие более низкие, эпиконтинентальные части материков. Следо-
вательно, область материковой отмели (шельфа) является под-
водным продолжением континентов. Глубины здесь составляют
200 м и более.
В пределах материков выделяются низменности, плоскогорья
и горные хребты. Низменности — равнинные части суши, высота
которых над уровнем моря обычно не превышает 200 м. Плоско-
горья— обширные, обычно холмистые участки суши, нередко при-
поднятые до 1000 лЕ и более. Горные хребты — линейно вытянутые
высоко приподнятые сооружения с резко пересеченным рельефом.
Наиболее крупные горные сооружения образуют три пояса,
один из которых широтный (Альпийско-Гималайский) и два ме-
ридионального направления (Тихоокеанские). В широтный пояс
входят: Пиренеи, Атласские горы, Альпы, Аппенины, Балканы,
Карпаты, Крымские горы, Кавказ, Копет-Даг, Памир, Гималаи,
горные цепи Индокитая и Малайского архипелага. Один из мери-
диональных поясов проходит по тихоокеанскому побережью Аме-
рики (Кордильеры и Анды), другой охватывает горные соору-
жения тихоокеанского побережья Азии и Австралии (горные си-
стемы Чукотки, Камчатки, Сахалина, Японии, восточного побе-
режья Австралии).
Тихоокеанские пояса образуют единое тихоокеанское кольцо-
сооружений, обрамляющее самый крупный и глубоководный оке-
анический бассейн мира.
Преобладающая часть поверхности суши (73%) расположена
на высоте менее 1000 м. Средняя высота континентов 850 м. Не-
большие участки суши находятся ниже уровня моря (побережье
Каспийского и Мертвого морей, некоторые участки Кара-Кумов
П редварительные данные о Земле
27
и др-)- Максимальная высота отмечается в Гималаях — это гора
Джомолунгма, высота которой 8884 м. В пределах Советского
Союза максимальные высоты отмечены на Памире (7495 м) и в
Тянь-Шане (7439 л/).
Все континенты окаймлены полосой мелководья, то сравни-
тельно узкой, то достигающей ширины многих сотен километров.
Эта полоса материковой отмели (шельфа) занимает до 5,5% всей
поверхности Земли. Вместе с континентами она составляет 34,7%
всей поверхности Земли. На долю океанических впадин приходится
53,3% поверхности Земли.
Характерной особенностью строения поверхности материков
является то, что цепи высочайших горных сооружений и плоско-
горья обычно располагаются не в центре, а по окраинам конти-
нентов. Таково расположение тихоокеанского кольца горных соо-
ружений. Перед краевыми горными сооружениями материков в
непосредственной близости от них располагаются ложбинообраз-
ные участки дна океана глубиной до 7000 м и более.
Переход от континентов в океанические впадины в этом случае
очень резок и осуществляется через узкую полосу материковой
отмели (шельфа), отделяющую краевые горные сооружения от
глубоководной океанической впадины. Такой тип сочленения ма-
териков с океанами называется тихоокеанским (рис. 4,а).
Другой тип сочленения материков с океанами наиболее ха-
рактерен для атлантического побережья и поэтому называется
атлантическим (рис. 4,6). Прибрежные части материков в
этом случае представляют обширные низменности. Их поверхность
постепенно или несколькими широкими ступенями вздымается к
подножью горных сооружений, обрамляющих противоположный
край материка. Пологая поверхность прибрежной низины посте-
пенно погружается под уровень океана, образуя широкое шель-
фовое обрамление материка.
Некоторые участки побережья атлантического типа заняты не-
высокими горами. Таковы, например, Аппалачские горы Северной
Америки, Бразильское нагорье Южной Америки и некоторые дру-
гие. Сопряжение материков с океанами на таких участках носит
промежуточный характер, а центральные области материков за-
няты низинами, не имеющими стока.
Площадь бессточных областей составляет 22% всей поверхно-
сти суши. Они занимают в Евразии 18, в Африке 9, в Южной Аме-
рике 0,36 и в Австралии 18 млн. км2.
Таким образом, поверхность материков отличается резко вы-
раженной асимметричностью: в одной части они представляют
собой низменности или невысокие плоскогорья, полого спускаю-
щиеся к мелкоморью, а в другой — краевые горные сооружения,
обрывающиеся в глубочайшие океанические впадины.
Особенности строения поверхности континентов обусловили не-
28
Общая характеристика
Земли
симметричность мирового водораздела. Основная часть поверх-
ностных вод стекает в бассейны Атлантического и Северного Ле-
довитого океанов и лишь незначительная часть в бассейны Тихого
и Индийского океанов. Наряду с этим обширные области конти-
нентов не имеют поверхностного стока в океан. Эти бессточные
области обычно заняты пустынями и полупустынями.
Рис. 4. Два типа сочленения материков с океанами:
а — тихоокеанский; б — атлантический; / — гранитная
оболочка; 2—базальтовая оболочка; М — материк; Ш —
шельфовая полоса: ОВ— океаническая впадина (желоб);
МС -- материковый склон; ДО—дно океана
В противоположность континентам дно океана отличается сим-
метричным строением. Внутренние части океанов по отношению
к краевым океаническим впадинам несколько приподняты. Так,
центральная часть Атлантического океана представляет собой вал,
возвышающийся над ложем океана на 2000 м и более. S-образное
(в плане) очертание этого вала в общем повторяет конфигурацию
берегов самого океана. Примерно по оси этой возвышенности рас-
положены Азорские острова, а также св. Павла, Вознесенья и не-
которые другие (рис. 5).
Атлантический вал разделяет океан на два более или менее
симметричных бассейна: западный и восточный с глубинами от
5000 до 6000 м.
Подводная возвышенность характерна также для Индийского
океана. Здесь она проходит к востоку от Мадагаскара. На этой
П редваритемные данные о Земле
29
возвышенности расположены острова Амирантские, Сейшельские
и Маскарентские (рис. 6).
В центральной области Тихого океана вздымается подводная
возвышенность, служащая основанием для вулканического архи-
пелага Сандвичевых остро-
вов. В южной части этого
океана прослеживается дру-
гая возвышенность, вытяну-
тая от островов Галапагос
до острова Пасхи (рис. 7).
В последнее время с по-
мощью звуковых и ультра-
звуковых волн методом эхо-
лотирования установлена
значительная неоднород-
ность и сложность строения
дна Мирового океана. Вы-
явлены гигантские подвод-
ные среднеокеанские
горные цепи, прости-
рающиеся на многие де-
сятки тысяч километров (см.
рис. 128). Почти на всем
протяжении эти цепи проре-
заны глубокими каньона-
ми — рифтами (ущельями),
с которыми связаны очаги
современного вулканизма и
землетрясений. Таков, на-
пример, Средне-Атлантиче-
ский хребет, в центре кото-
рого проходит глубокий и
очень узкий ров — рифтовая
долина. Большинство очагов
землетрясений данной обла-
Рис. 5. Схематическая карта рельефа дна Атлан-
тического океана:
/ — материковая отмель; 2—материковый склон;
3 — подводные хребты, пороги, плато; 4 — равни-
ны океанических котловин; 5 — глубокие желобо-
образные вчадины
сти сопряжено с этой до-
линой.
Подобные пояса очагов
землетрясений и подводных
горных сооружений прослеживаются по дну Индийского, южной
части Тихого и Северного Ледовитого океанов, с ответвлениями
в западную часть Тихого океана.
Своеобразными элементами океанического дна являются так
называемые островные дуги, окаймляющие восточный край Азиат-
ского континента. Сюда относятся дуги Алеутских, Курильских,
Японских, Рю-Кю, Филиппинских и Индонезийских островов. Эти
во
Общая характеристика Земли
гирлянды островов представляют собой отдельные вершины ги-
гантских горных цепей, в большей своей части находящихся ниже
уровня океана.
Рис. 6. Схематическая карта рельефа диа Индийского океана (обозначения те же,
что и иа рис. 5).
Островные дуги вдоль внешнего края (со стороны океана) со-
провождаются глубочайшими океаническими впадинами желобо-
образного типа. Наиболее изученной из них является впадина Ку-
рило-Камчатская (Тускарора). По данным советской научной экс-
педиции на судне «Витязь», центральная часть этой впадины пред-
ставляет собой узкий желоб длиной 550 км и шириной не более
5 км с совершенно плоским дном, оконтуренным изобатой 9000 м.
Самая глубоководная часть впадины имеет отметку минус
10 382 м.
Таково же примерно строение других впадин, в том числе Ма-
рианской (рис. 8), в пределах которой отмечена наибольшая глу-
бина Мирового океана —11 034 м (1957 г.).
Предварительные данные о Земле
31:
Образования, подобные островным дугам Азиатского побе-
режья, известны также в Вест-Индии и районе Южно-Антильских
островов, где они образуют прерывистую гирлянду островов меж-
ду Южной Америкой и Антарктидой. Исследованиями последних
лет установлено также сложное строение областей материковых
Рис. 7. Схематическая карта рельефа дна Тихого океана: (обозначения 1—5 те же, что
и на рис. 5); 6 — впадины
100 300 500 700 ООО 1100,1300км
Рис. 8. Профиль дна Тихого океана в районе Марианской
впадины
32
Общая характеристика Земли
Таблица 2
Континенты Пло- щадь, млн. км* Высота, км Пло- щадь, млн. Глубина, км
сред- няя макси- маль- ная Океаны сред- няя макси- маль- ная
Европа .... 11,609 0,30 5,633 1 Тихий с прилегаю-
Азия . . 41.839 0,95 8,884 щими морями 179,679 4.28 11,034
Африка .... 29,841 0,65 6,010
Северная Америка 24,259 0,70 6,187 Атлантический с
Южная Америка Австралия и Океа- 18,280 0,60 7,040 прилегающими морями .... 93,363 3,33 9,219
НИЯ 8.963 0.40 5,030
Антарктида 14,000 2,00 6,000 Индийский . . . Северный Ледов и- 74,917 3,99 7,450
тый 13,100 1,20 5,220
Рис. 9. Гипсографическая кривая
склонов и шельфов. В табл. 2 приведены цифровые характеристи-
ки континентов и океанов.
Наглядное представление о распределении высот и глубин по
всей поверхности Земли дает гипсографическая кривая (рис. 9}.
По оси ординат отложены высоты и глубины, а по оси абсцисс —
площади распространения высот и глубин в процентах от общей
площади Земли.
Глава IV
ВНУТРЕННЕЕ СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ
§ 10. ВНУТРЕННИЕ ОБОЛОЧКИ И ЯДРО ЗЕМЛИ
Выше отмечалось, что средняя плотность Земли (5,52 г/см3)
значительно превышает плотность горных пород земной коры
(2,5—2,9 г/см3). Объясняется это тем, что плотность вещества недр
Земли значительно выше плотности горных пород и она, по-види-
мому, возрастает с увеличением глубины.
Наблюдения за прохождением сейсмических волн * показы-
вают, что скорость распространения их изменяется в одних интер-
валах глубин более или менее равномерно, в других — скачкооб-
разно.
Скорости распространения сейсмических волн возрастают с по-
вышением значений упругих характеристик — модуля всесторон-
него сжатия и модуля сдвига. В свою очередь, сами упругие свой-
ства зависят от плотности вещества: они быстро возрастают с уве-
личением плотности. Очевидно, скачкообразные изменения скоро-
сти распространения сейсмических волн свидетельствуют также о
скачкообразных изменениях плотности вещества**.
В свете современных данных Земля представляет собой слож-
ное космическое тело, состоящее из нескольких концентрически
* Сейсмическими называются волны, возникающие от толчков землетрясений
или же искусственных взрывов. Различают сейсмические волны продольные и попе-
речные, первые распространяются с наибольшей скоростью, вторые — с меньшей.
Подробнее об этом см. гл. XXI.
* * Скорости продольных vp и поперечных vs сейсмических волн находятся в
следующей зависимости от модуля всестороннего сжатия Е, модуля сдвига р. и
плотности вещества Р:
Следовательно, скорости упругих волн находятся в обратной зависимости от
плотности вещества. Но упругие характеристики при повышении плотности ве-
щества возрастают в такой степени, что их влияние перекрывает влияние изме-
нений плотности.
2 п. Н. Павдоков, 3. Г. Перфильева
34
Общая характеристика Земли
расположенных оболочек — геосфер: земной коры, или литосфе-
ры, мантии и ядра (рис. 10). На границах этих оболочек наблю-
даются резкие скачкообразные изменения скоростей распростране
ния сейсмических волн, вызванные скачкообразными изменениями
упругих характеристик и плотности вещества.
Таким образом, наблюдения за распространением сейсмических
волн позволили установить границы между оболочками Земли и
общий характер изменения физических
характеристик вещества.
Первая поверхность раздела, соот-
ветствующая границе земной коры и
мантии, называется поверхностью
Мохоровичича*, она проходит
под континентами на глубинах от 25
до 50—70 км, а под океанами — от 4
до 13 км. На указанных глубинах от-
мечается значительный скачок скоро-
стей сейсмических волн: продольных
от 6,3 до 7,8 км/сек, поперечных от 3,2
до 4,3 км)сек.
Вторая поверхность раздела, про-
ходящая на глубине 2900 км и соот-
ветствующая границе мантии и ядра
Земли, характеризуется внезапным
падением скорости продольных волн с 13,64 до 8,10 км!сек. Попе-
речные волны отражаются от этой поверхности и не проходят че-
рез ядро. Следовательно, ядро Земли непроницаемо для попереч-
ных волн.
Кроме указанных поверхностей раздела первого порядка обна-
ружены поверхности раздела второго порядка. Одна из них про-
ходит на глубине 5100 км и разделяет ядро Земли на внутреннее
ядро и внешнее ядро. Здесь скорость распространения продоль-
ных волн скачкообразно возрастает с 8,1 до 11 км/сек. Полагают,
что существуют поверхности раздела второго порядка также и в
мантии Земли. Выделяется, в частности, зона пониженных скоро-
стей распространения сейсмических волн в интервале глубин
60—250 км.
Основной причиной изменения физических характеристик веще-
ства Земли с глубиной является повышение давления и, отчасти,
температуры, т. е. изменения термодинамических условий. Давле-
ние в почве земной коры на глубине 50 км составляет 13 тыс. атм,
а в основании мантии Земли оно достигает до 1,4 млн. атм.
В центре Земли давление превышает 3 млн. атм.
* По имени югославского геофизика А. Мохоровичича, впервые открывшего
эту поверхность.
Внутреннее строение Земли
35
С увеличением давления происходит уплотнение вещества —
плавное, когда оно происходит в результате только сжатия, и скач-
кообразное, когда оно вызывается или перестройкой тонкой вну-
тренней структуры вещества или же переходом его из одного фа-
зофизического состояния в другое.
Вещество земной коры является кристаллическим. В подкоро-
вых областях обычное кристаллическое состояние вещества
невозможно. Здесь происходят изменения физических свойств веще-
ства, которые могут быть объяснены или приближением темпера-
туры на этих глубинах к точке плавления, или изменениями вну-
тренней структуры вещества (так называемыми полиморфными
превращениями) *, или, наконец, переходом вещества из кристал-
лического состояния в новое, например стекловидное (аморфное),
состояние. Последнее происходит в результате полного разруше-
ния кристаллических решеток под действием высоких давлений и
значительных температур.
Не исключено, что отдельные области верхней мантии отлича-
ются друг от друга по физической природе вещества. Вещество
мантии Земли, по-видимому, в основной своей массе находится в
стекловидном потенциально жидком состоянии. Такое состояние
поддерживается высоким давлением. Поэтому при понижении дав-
ления ниже некоторой критической точки происходит выплавление
вещества мантии. Такое явление наблюдается, например, в тех
зонах, где земная кора нарушена глубокими расколами (риф-
тами) .
Стекловидное состояние мантии имеет еще другую особен-
ность: вещество в этом состоянии имеет более высокую плотность,
чем соответствующее ему вещество кристаллического строения.
Разрушение кристаллического вещества и образование аморфных,
стекловидных тел в обычных условиях всегда сопровождается
уменьшением плотности. Поэтому аморфные тела (например, вул-
канические стекла) обладают меньшим объемным весом, чем со-
ответствующие им кристаллические тела. Переход кристаллическо-
го вещества в стекловидное состояние в подкоровых областях
сопровождается скачкообразным повышением плотности. Очевид-
но, стекловидное состояние подкорового субстрата (верхней ман-
тии) является особым состоянием вещества, принципиально отлич-
ным от состояния вулканического стекла и других некристалличе-
ских тел земной коры. Таково, по-видимому, состояние вещества
в верхней мантии (в интервале глубин 60—250 км), в пределах
которого скорости распространения сейсмических волн имеют по-
ниженные значения.
О состоянии вещества ядра Земли можно высказать лишь не-
* Примером полиморфных превращений является переход графита в алмаз.
Подробнее об этом см. гл. XXIV.
2»
36
Общая характеристика Земли
которые предположения. Известно, что поперечные упругие волны
не проходят через жидкие тела, а скорость распространения про-
дольных волн в них значительно ниже, чем в твердых телах. На
этом основании предполагают, что ядро, точнее внешнее ядро
Земли находится в состоянии, напоминающем состояние жидких
тел. Вместе с тем наблюдения за прохождением приливных волн
под воздействием Солнца и Луны показывают, что Земля в целом,
Рис. 11. Интенсивное смятие железистых кварцитов
КМА — результат пластического деформирования
за исключением только верхней каменной ее оболочки (земной
коры), тверже стали. Средний модуль упругости (модуль Юнга)
ее примерно вдвое больше модуля упругости стали. Очевидно, что
вещество ядра Земли находится в особом состоянии, неизвестном
в условиях обычных давлений и температур. Увеличение скорости
распространения продольных волн при переходе из внешнего во
внутреннее ядро, по-видимому, свидетельствует о переходе веще-
ства в новое, твердо-жидкообразное состояние.
Изменения упругих характеристик вещества на границе мантии
и ядра в настоящее время связывают с так называемым явлением
«металлизации вещества». Дело в том, что любое вещество при
достижении некоторых критических давлений (водород, например,
при 700 000 атм) переходит в металлическую фазу. При этом имеет
место частичный или полный распад электронных оболочек ато-
мов. В результате появляются свободные электроны, а вещество
приобретает высокую электропроводность, более высокую плот-
ность и некоторые другие свойства, присущие металлам.
Следует, наконец, отметить, что изменения плотности вещества
Земли с глубиной могут быть вызваны также переменами химиче-
ского состава. Предполагают, что Земля находилась в состоянии,
близком к состоянию гидростатического равновесия. Известно, что
в системах, находящихся в состоянии гидростатического давления,
возможно разделение вещества по удельному весу: тяжелые эле-
Внутреннее строение Земли
37
менты должны погружаться вниз, а легкие всплывать наверх. Та-
кое явление называется гравитационной дифференциа-
цией.
Выше отмечалось, что недра Земли отличаются весьма высо-
кими показателями прочности. Действительно, среднее сопротив-
ление разрыву вещества в них определяется величиной порядка
4. Ю9 дн,'см2. Эти геофизические данные находятся в видимом про-
тиворечии с данными геологических наблюдений: геологические
процессы свидетельствуют о явлениях пластического течения и
крупных пластических перемещений огромны?; масс вещества. Но
данное противоречие кажущееся, и оно находит свое естественное
объяснение в явлении длительной прочности. Известно, что проч-
ность твердых тел зависит от длительности действия деформирую-
щей силы (напряжения) и уменьшается с увеличением продолжи-
тельности действия этой силы. При геологических масштабах вре-
мени сравнительно незначительные силы, действующие в толще
земной коры, способны вызвать интенсивные пластические дефор-
мации таких высокопрочных пород, как кварцитов (рис. 11).
§ 11. ЗЕМНАЯ КОРА
Непосредственный объект геологических исследований—зем-
ная кора является наружной каменной оболочкой Земли. Она по-
строена из магматических, метаморфических и осадочных горных
пород.
Первые представления о земной коре появились еще на рубеже
XVII и XVIII столетий, когда полагали, что Земля вначале была
огненно-жидким телом, на поверхности которого, по мере остыва-
ния, образовалась твердая кора. При последующем изучении уста-
новили, что земная кора является продуктом несравненно более
сложной и длительной геологической эволюции нашей планеты.
Поэтому старые примитивные представления о происхождении зем-
ной коры были отвергнуты.
Выше уже отмечалось, что мощность земной коры непостоянна.
Максимальная ее мощность отмечена в области Гиндукуша (Ги-
малаи) под самым высоким горным сооружением Мира. Она ока-
залась здесь равной 76,2±10 км. С уменьшением высотного поло-
жения местности мощность земной коры обычно уменьшается.
Так, по направлению от Тянь-Шаня и Памира к невысоким равни-
нам Казахстана и Туркмении мощность земной коры снижается
с 60—70 до 40 км.
Зависимость мощности земной коры от высоты местности на-
вела на мысль, что земная кора под горными сооружениями вдав-
лена в более тяжелый подкоровый субстрат на большую глубину,
чем в равнинных областях. Иными словами, земная кора как бы
плавает на вязком и более тяжелом субстрате подобно айсбергам
38
Общая характеристика Земли
в океане и, таким образом, наблюдается общая гидростатическая
компенсация масс. Такое предположение, впервые высказанное
астрономом Дж. Эри (1885 г.), называется гипотезой гидроста-
тического равновесия или изостазии земной
коры *.
Исследования последних десятилетий показали, что гипотеза
изостазии оправдывается далеко не всегда, так как имеются об-
ширные области земной коры, в пределах которых гидростатиче-
ская компенсация масс в той или иной мере нарушена.
Области Мирового океана, ограниченные изобарой 4000 л/, ха-
рактеризуются минимальными мощностями земной коры —от 4
до 13 км. С приближением к подводным возвышениям и хребтам
мощность земной коры возрастает при одновременном уменьше-
нии глубин океана. Однако, как и на континентах, здесь нет про-
стой связи между мощностью земной коры и высотным положе-
нием ее поверхности.
С помощью сейсмического зондирования и некоторых других
геофизических методов установлены важные различия в строении
земной коры на материках и под дном океанов. Эти данные позво-
лили выделить земную кору материкового и океанического типов.
Земная кора материкового типа отличается не только большей
мощностью, но и более сложным, многоэтажным строением. Верх-
няя ее часть сложена главным образом осадочными малоизменен-
ными породами, образующими слоистую оболочку, или
стратисферу («стратум» — слой). Скорость распространения
продольных сейсмических волн пр в этом «слое» менее 5 км/сек,
а средняя плотность 2,7 г/см?. Мощность слоистой оболочки колеб-
лется от 0 до 10—15 км.
Нижележащая, так называемая гранитная оболочка сложена
в основном гранитами, гнейсами и другими кристаллическими гор-
ными породами. Гранитная оболочка составляет кристалличе-
ский фундамент слоистой оболочки Земли. Скорость
продольных волн в нем ср = 5,5—6 км/сек. Средняя плотность гра-
нитной оболочки 2,8 г/см?, а мощность 10—40 км. Гранитная обо-
лочка образует высоко приподнятый остов континентов.
Нижняя граница гранитной оболочки проходит по так назы-
ваемой поверхности Конрада. Последняя отделяет ее от
нижележащей промежуточной, или базальтовой, оболочки. Мощ-
ность базальтовой оболочки 20—30 км. Скорость распространения
продольных волн г'р=6,3—6,8 км/сек, средняя плотность 2,9 г/елг'1.
* Термин «изостазия» означает стремление масс земной коры распределиться
таким образом, чтобы во всех вертикальных колоннах в любом районе вес масс,
расположенных выше уровня изостатической компенсации, отнесенный на еди-
ницу поперечного сечения всегда был постоянным. Этот уровень располагается
примерно на глубине 50 км.
Внутреннее строение Земли
39
Базальтовая оболочка земной коры покоится на подкоровом
субстрате — верхней мантии Земли *.
На рис. 12 в качестве примера приведен разрез земной коры
в районе Средней Азии.
Земная кора океанического типа наблюдается в наиболее глу-
боководных частях океанического дна до 4 км и более. Гранитная
Рис. 12. Строение земной коры в районе Средней Азии
(по данным Е. А. Розовой)
оболочка здесь полностью отсутствует. Маломощна и базальтовая
оболочка.
Приподнятые области дна Мирового океана обычно имеют
строение промежуточного типа. Мощность земной коры в них до-
стигает 15—20 км. Здесь хорошо выражена базальтовая оболочка,
а местами обнаруживается и гранитная оболочка. Промежуточный
тип строения земной коры характерен также для областей сочле-
нения материков и океанов Атлантического типа.
Иной характер строения земной коры имеют более узкие зоны
(пояса) сочленения материков и океанов тихоокеанского типа.
Так, по исследованиям японских геофизиков (Кисимото и др.)
мощность земной коры в центральной и наиболее возвышенной
части острова Хонсю достигает 43 км, а в остальных частях со-
ставляет 24—35 км и меньше. В абиссальных областях океана,
непосредственно примыкающих к гряде японских островов, мощ-
ность земной коры снижается до 6—10 км. Границы между обо-
лочками земной коры (поверхности Конрада и Мохоровичича)
* В настоящее время установлено, что в гранитной и базальтовой оболочках
чередуются слои то с большей, то с меньшей скоростью распространения сейсми-
ческих волн.
40
Общая характеристика Земли
представляют наклонные и даже крутопадающие поверхности. Ме-
стами они прерываются, по-видимому, крупными разрывными на-
рушениями земной коры, очень характерными для этих областей.
В геологии высказывались предположения о существовании в
пределах некоторых океанов обширных затопленных материков.
Примером такого гипотетического материка считалась Гондвана,
пли Атлантида. Она рассматривалась как естественное продолже-
ние континентальных массивов Африки и Западной Европы. В на-
стоящее время можно считать установленным отсутствие в океа-
нах массивов земной коры материкового типа. Скорости распро-
странения сейсмических волн в гипотетическом материке Гондвана
оказались такими же, как в Тихом океане и в других глубоковод-
ных впадинах (Бергхмер).
Выше отмечалось, что гранитная оболочка, образующая остов
континентов, местами выходит непосредственно на земную поверх-
ность. Такие области принято называть щитами. Таковы Бал-
тийский щит. Канадский щит и др. (см. рис. 132).
Области континентов, в пределах которых гранитная оболочка
перекрыта толщей осадочных, обычно горизонтально залегающих
или слегка наклоненных слоистых пород, называются плитами.
К ним относятся обширные пространства Русской или Восточно-
Европейской равнин, Сибирское плоскогорье и др. Плиты и щиты
образуют платформенные области земной коры.
Кроме платформ и щитов выделяются горноскладчатые соору-
жения. Они образуют линейно вытянутые цепи горных сооруже-
ний, сложенных разнообразными и сильно нарушенными (дисло-
цированными) горными породами. Примером могут служить Аль-
пийско-Гималайский и Тихоокеанский пояса горных сооружений,
Урал и др.
Таким образом, в вертикальном разрезе земной коры матери-
кового типа выделяются слоистая оболочка (стратисфера), гра-
нитная оболочка и промежуточная, или базальтовая, оболочка *.
В плане земная кора расчленяется на области платформ (щитов
и плит) и горноскладчатых сооружений.
§ 12. О ПРОЕКТАХ СВЕРХГЛУБОКОГО БУРЕНИЯ
Изложенные выше представления о внутреннем строении зем-
ной коры основаны на -данных геофизических исследований, от-
части на материалах собственно геологических исследований —
геологической съемки, изучения вещества вулканических изверже-
* Гранитную и базальтовую оболочки иногда объединяют под названием
«сиаль» — от слов silicium (кремний) и aluminium (алюминий). Глубже залегает
оболочка (верхняя мантия), богатая железом и магнием, которую иногда называют
«сима» (siticium-magnesium).
Внутреннее строение Земли
4]
ний и некоторых других. Эти сведения уточняются по материалам
глубокого бурения.
В настоящее время скважины бурят на глубину до нескольких
тысяч метров. Самая глубокая скважина доведена до 7724 м
(США, Техас), что составляет только */1270 часть земного радиуса.
На глобусе диаметром 2 м вскрытая бурением толща горных по-
род земной коры будет меньше 1 мм.
В США и СССР в последнее время предприняты исследования,
проектно-конструкторские изыскания и работы по опытному бу-
рению сверхглубоких скважин. С помощью таких скважин пред-
полагают изучить глубинное строение земной коры и вскрыть суб-
страт земной коры — верхнюю мантию.
Советские геологи предполагают заложить сверхглубокие сква-
жины в ряде районов СССР, отличающихся друг от друга по
строению и мощности земной коры: в Прикаспийской низменно-
сти, где мощность только осадочных горных пород составляет
12—14 км, на Кольском полуострове, полностью лишенном чехла
осадочных горных пород, на Урале, отличающемся сложным горно-
складчатым строением, и на Курильских островах, в пределах
которых отмечается минимальная для территории СССР мощ-
ность земной коры.
Сверхглубокое бурение позволит не только установить геоло-
гическое строение глубинных зон Земли *. Не исключено, что
с помощью сверхглубоких скважин будут выявлены минеральные
и энергетические ресурсы недр Земли.
* Первая попытка в этом направлении сделана американскими инженерами у
берегов Южной Калифорнии в районе острова Гваделупа. Опытное бурение про-
изводилось с судов в пункте, где глубина океана равна 3600 лг, а предположитель-
ная мощность земной коры невелика. Пробная скважина углубилась на 180 м в
твердые горные породы дна океана и вскрыла переслаивание осадочных пород с
застывшими потоками базальтового состава..
Глава V
ВНЕШНИЕ ОБОЛОЧКИ ЗЕМЛИ
Земная кора снаружи граничит с воздушной оболочкой — атмо-
сферой и прерывистой водной оболочкой — гидросферой. В отли-
чие от внутренних оболочек, лежащих под земной корой, они на-
зываются внешними оболочками.
§ 13. АТМОСФЕРА
Общая масса земной атмосферы не превышает одной миллион-
ной доли массы Земли и составляет 5,13-1015 т. Тем не менее зна-
чение атмосферы очень велико. Она защищает органический мир
Земли от смертоносного ультрафиолетового излучения-Солнца и от
холода мирового пространства. Посредством атмосферы соверша-
ются тепло- и влагообмен между океанами и континентами и
общая циркуляция воды в природе. Воздушные массы, движущиеся
у поверхности Земли, служат важным механизмом разрушения
(ветровой корразии) горных пород, транспортировки и последую-
щего осаждения продуктов разрушения. За счет трансформации
энергии движущихся масс воздуха (ветра) совершается огромная
геологическая работа морского прибоя и ветровых течений.
Изучением атмосферы и происходящих в ней процессов зани-
мается метеорология — одна из наук геофизического цикла.
Нижней границей атмосферы является поверхность суши и
Мирового океана. Положение верхней границы атмосферы неопре-
деленно вследствие того, что переход верхней атмосферы в меж-
планетное пространство очень постепенный. По последним данным
атмосфера простирается на несколько тысяч километров от по-
верхности Земли.
Основная масса атмосферы 79,-5% сосредоточена в нижних
ее слоях — в тропосфере, 20% всей массы атмосферы приходится
на стратосферу и лишь 0,5% массы атмосферы заключено в са-
мой верхней ее оболочке — ионосфере.
Тропосфера распространяется в полярных областях до высо-
ты 8—10 км, в умеренных широтах до 10—12 км, в тропиках
Внешние оболочки Земли
43
и районах экватора до 16—18 км от поверхности Земли. На уров-
не моря атмосфера на 99,04% состоит из двух газов: азота
(78,08%) и кислорода (20,95%). Па долю остальных постоянных
компонентов приходится менее 1%, в том числе на долю аргона
0,93%, углекислого газа 0,03%, неона 0,0018%, криптона 0,0001%,
водорода 0,00005%, ксенона 0.000008%, озона 0,000007%.
В тропосфере заключен почти весь водяной пар атмосферы. Со-
держание его непостоянно и колеблется от 0,05 до 4,0%.
Состав нижних слоев тропосферы всегда загрязнен дымом, от-
работанными промышленными газами, продуктами вулканической
деятельности, пылью, сдуваемой ветрами с поверхности Земли, и
т. д. Воздух также засоряется минеральными солями, заносимыми
ветрами с брызгами морской соленой воды или сдуваемыми с
поверхности засоленных почв. Насыщенность атмосферы мине-
ральными солями морского происхождения, естественно, повы-
шается по мере приближения к берегу моря. Однако и в пунктах,
значительно удаленных от моря, выпадает из воздуха большое
количество минеральных солей. Так, например, подсчитано, что
в Киеве, расположенном в 450 км от Черного моря, за год выпа-
дает из воздуха минеральных солей до 55 кг на гектар.
Неравномерное нагревание атмосферного воздуха солнечными
лучами в тропических и полярных областях, а также в пределах
океанов и материков порождает различие в атмосферном дав-
лении. Последнее вызывает перемещение воздушных масс из об-
ластей повышенного давления в области пониженного давления,
т. е. ветры.
Благодаря существованию постоянной разности в давлениях
между областями субтропиков (субтропический барометрический
максимум) и экваториальным поясом происходит постепенное пе-
ремещение воздушных масс в сторону экватора. Это так назы-
ваемые пассаты. Под действием отклоняющей силы вращения
Земли (силы Кориолиса) в северном полушарии они дуют не с
севера на юг, а с северо-востока на юго-запад, а в южном не с юга
на север, а с юго-востока на северо-запад. У самого экватора при
встрече эти потоки оказывают сопротивление один другому и воз-
душные массы вынуждены подниматься вверх, а оттуда расте-
каться в обратном пассатам направлении. Так возникают анти-
пассаты, сосредоточенные на высоте 2,5—3,0 км и более.
Между барометрическим максимумом субтропиков и у полю-
сов располагаются области относительно малых атмосферных дав-
лений. Устремляющиеся сюда с обеих сторон воздушные массы
образуют под влиянием вращения Земли системы двух вихревых
встречных потоков. В зоне их встречи появляются циклоны и
антициклоны. Для первых характерно перемещение воздушных
масс против часовой стрелки вокруг области пониженного давле-
ния, для вторых, наоборот, свойственно перемещение воздушных
44 Общая характеристика Земли
масс по направлению часовой стрелки вокруг области максималь-
ного давления.
Неравномерное распределение суши и моря и различный теп-
ловой режим их значительно осложняют общую планетарную цир-
куляцию воздушных масс тропосферы. Особенно это сказывается
в северном полушарии, в пределах которого сосредоточены основ-
ные площади суши. Летом, когда суша нагревается быстрее и
больше, чем океан, возникают ветры, дующие с океана, зимой они
сменяются ветрами, дующими со стороны суши. Такие сезонные
ветры называются муссонам и.
Имеются ветры, связанные не только с сезонными, но также
с суточными различиями в условиях теплообмена суши и моря.
Они называются бризами. В дневное время они дуют с вод-
ного бассейна (морские бризы), ночью — в обратном направлении.
Скорость движения воздушных масс тропосферы в областях
циклонов достигает силы урагана —200—260 км/ч.
С перемещениями воздушных масс связано изменение состоя-
ния погоды. Изменения погоды могут быть периодическими (су-
точными и сезонными) или непериодическими. Последние очень
характерны для умеренных широт, где циркуляция воздушных
масс носит менее упорядоченный характер. Погодные условия ме-
стности характеризуются температурой, влажностью, давлением,
направлением и силой ветра и некоторыми другими показателями
состояния атмосферы.
Состояние атмосферы меняется в годовом цикле не как угодно,
а определенным, характерным для данной местности образом.
Характерная для данной местности последовательность изменения
состояния погоды в многолетнем разрезе называется климатом.
Различают климатические области или пояса (экваториальный,
тропический, умеренный, арктический) и ряд климатических типов
(океанический, континентальный и т. д.).
Климатические условия оказывают огромное влияние на экзо-
генные геологические процессы, на характер осадочных пород и
типы полезных ископаемых, заключенных в их толщах. Поэтому
изучение климатических условий имеет прямое отношение к позна-
нию закономерностей распространения осадочных пород и полез-
ных ископаемых осадочного происхождения.
Стратосфера располагается выше тропосферы и распростра-
няется примерно до 80—100 км от поверхности Земли. Под дейст-
вием ультрафиолетовых лучей и корпускулярного излучения Солн-
ца молекулы кислорода здесь превращены в молекулы озона.
Особенно богат озоном слой стратосферы от 25 до 50 км (о з о н о-
сф е р а).
Содержание водяных паров в стратосфере ничтожно мало. По-
этому образование облаков в стратосфере — явление очень редкое.
Внешние оболочки Земли
45
Самые высокие из них — серебристые облака образуются на вы-
соте до 80 км.
В нижних слоях стратосферы температура воздуха более или
менее постоянна и равна минус 45—55° С у полюсов и минус 70—
80° С у экватора. Значительная разница температур служит при-
чиной возникновения постоянных воздушных течений от полюсов
к экватору. В отличие от циркуляции воздушных масс в тропо-
сфере, перемещение их в стратосфере носит более упорядоченный
характер, приближающийся к параллельноструйчатому типу.
В озоносфере температура достигает плюс 25° С. Понижение тем-
пературы начинается с высоты 55 км\ на границе с ионосферой
температура атмосферы снижается до минус 80—90° С.
Ионосфера отличается ничтожно малой плотностью атмосферы
и тем, что газовые компоненты ее ионизированы, т. е. превращены
в ионы. Во внешней области ионосферы плотность газов становится
настолько ничтожной, что исключается возможность столкновений
(соударений) их частиц. Эту область, начинающуюся с высоты
500—600 км, обычно называют экзосферой или областью дис-
сипации (рассеивания) частиц атмосферы в мировое простран-
ство.
В составе ионосферы отмечается некоторое увеличение содер-
жания легких газов — гелия и водорода, уменьшение углекислого
газа и аргона. Водяной пар в ионосфере отсутствует. Начиная при-
мерно с высоты 200 км происходит диффузное разделение газов
ио молекулярному весу при одновременном повышении содержа-
ния водорода. На высоте 1000 км водород становится преобладаю-
щим газом.
Путем вертикального зондирования радиоволнами были уста-
новлены несколько слоев ионосферы: слой D на высоте около
30 км, возникает в возмущенные солнечной радиацией периоды;
слой Е располагается в среднем на высоте ПО км и наблюдается
в основном днем; слой Уд на высоте 200 км и Е2 на высоте 250—
400 км. В ночные часы слои F} и F2 сливаются в один общий слой.
f.i наблюдается в дневные часы и главным образом летом.
Ветры в ионосфере — это перемещения облаков заряженных
частиц. Размеры облаков меняются от нескольких десятков до
многих сотен метров. Над территорией СССР и Западной Европы
эти ветры имеют преимущественно северо-восточное направление,
а скорости их достигают 150—200 км/ч.
Изучение состава частиц на различных уровнях показало, что
на высоте 230—950 км встречаются главным образом ионы ато-
марного кислорода. Ионы атомарного азота составляют всего
лишь 3—7% ионов атомарного кислорода. В полярных районах
на высоте ниже 200 км существенную роль в составе ионосферы
играет окись азота.
46 Общая характеристика Земли
В ионосфере наблюдаются мощные электрические токи, вызы-
вающие вариации магнитного поля Земли.
Успехи ракетной техники последних лет позволили исследо-
вать верхние оболочки земной атмосферы и околоземное косми-
е ческое пространство. Оказалось, что между верхней атмосферой!
и межпланетным пространством находится переходная область —
геокорона, состоящая из нейтральных и ионизированных атомов
водорода. Околоземное космическое пространство заполнено иони-
зированным газом очень малой плотности, так называемой меж-
планетной плазмой. В ее составе различают «стационарный газ»,,
состоящий из заряженных частиц, хаотически движущихся со
сравнительно небольшими скоростями и так называемые «солнеч-
ные корпускулярные потоки», движущиеся от Солнца с большими
скоростями (в несколько сотен и даже тысяч км/сек). Крупнейшим
результатом исследований космической окрестности Земли являет-
ся открытие радиационных поясов с повышенной концен-
трацией движущихся заряженных частиц (в основном протонов
и электронов) и представляющих в некоторых областях биологи-
ческую опасность для астронавтов. Внутренний радиационный
пояс сплошным кольцом опоясывает Землю, простираясь от 35°
с. ш. до 35° ю. ш. Наибольшая плотность частиц в этом поясе
наблюдается на высоте 3600 км. Внешний радиационный пояс
удален от поверхности Земли на 25—60 тыс. км и более. Поло-
жение внешнего пояса, его плотность, объем и распределение ча-
стиц внутри пояса чрезвычайно изменчивы. В среднем центральная
часть пояса расположена примерно на высоте 25—30 тыс. км от
земной поверхности.
Радиационные пояса обязаны своим появлением магнитному
полю Земли, играющему роль «ловушек» для электрически заря-
женных частиц. Над районами так называемых магнитных ано-
малий (см. гл. VI) внутренний радиационный пояс дает своеобраз-
ные «отроги», спускающиеся до высоты 200—300 км над поверх-
ностью Земли.
§ 14. ГИДРОСФЕРА
Гидросфера представляет собой совокупность водных масс, об-
разующих океаны, моря, континентальные водоемы (озера) и во-
дотоки (реки). На долю водных пространств, называемых Миро-
вым океаном, приходится 70,8% поверхности планеты, или
361 млн. км2. Но водные пространства распределены по поверх-
ности Земли неравномерно. Особенно богато водными простран-
ствами южное полушарие, где 81% поверхности приходится на
океаны и моря и лишь 19% остается на долю суши.
Объем воды в Мировом океане составляет примерно
1,4 млрд, км3, или около 7% всей массы Земли. Если бы эта
Внешние оболочки Земли
47
масса воды была распределена равномерно по всей поверхности
Земли, она могла бы образовать непрерывную водную оболочку
мощностью примерно в 2400 м. Благодаря неровностям физиче-
ской поверхности Земли мощность гидросферы колеблется от 0
(cvma) до 11,034 м (Марианская впадина). Средняя глубина Ми-
рового океана 3750 л«.
Значительные массы воды заключены в земной коре — это под-
земные воды, объем их составляет 400 млн. км3.
Природные воды, т. е. воды Мирового океана и суши, а также
подземные воды и воды, заключенные в атмосфере, участвуют в
вечном круговороте: испарение с поверхности Мирового океана,
перемещение водяных паров вместе с воздушными массами, вы-
падение в виде осадков, сток по поверхности суши в виде рек,
печек и ручьев (поверхностный сток) и через толщу горных пород
(подземный сток) обратно в Мировой океан. Подсчитано, что
масса воды, испаряющаяся только за один год, может заполнить
водоем, равновеликий по объему Черному морю (~338 тыс. км3).
Ежегодный материковый сток с суши составляет 37 тыс. км3.
Огромные массы воды, омывающие поверхность материков и
недра земной коры, производят громадную работу по химическому
растворению (выщелачиванию) и механическому разрушению гор-
ных пород. Растворенный и обломочный материал, поступающий
с водными массами суши в Мировой океан *, осаждается и попол-
няет запасы растворенных минеральных солей, заключенных в
его водах. Подсчитано, что ежегодно переходит в осадок пример-
но 7-108 т вещества — это различные соли Са, Mg, Si, Fe, Мп, Р
и других элементов.
В осаждении минеральных веществ огромную роль играют
живые организмы, населяющие воды Мирового океана. Особенно
велика роль организмов в осаждении углекислого кальция, крем-
ния, железа, марганца, фосфора и некоторых других веществ. За
счет накопления известковистых раковин одноклеточных живот-
ных — фораминифер образуются известковистые илы, впоследствии
превращающиеся в толщи известняков. Некоторые известняки и
мощные толщи мела образуются за счет скопления остатков одно-
клеточных водорослей — кокколитофоров, при жизни в своих клет-
ках накапливающих углекислый кальций. Огромную роль в обра-
зовании известняков играют также многоклеточные организмы —
донные водоросли, кораллы, мшанки, моллюски и др.
Кремнистые осадки формируются на дне морей и океанов пу-
тем скопления иголочек, составляющих скелет кремнистых губок,
водорослей (диатомей), радиолярий и некоторых других орга-
низмов.
* С материковым стоком в океан сносится ежегодно 2,34 т растворенных со-
лей. Кроме того, все реки мира сносят около 10 км3 обломочного материала в год.
48
Общая характеристика Земли
Железо и марганец выделяются из морской воды главным
образом в результате жизнедеятельности особых бактерий. Так]
возникли крупные месторождения железных руд Керченского
полуострова и Эльзас-Лотарингии и многие другие. /
Экспедиции советских кораблей «Витязь» и «Обь» установили
большие скопления железо-марганцевых образований (зерен, ко-
рок, конкреций) на обширных пространствах дна Тихого и Ин-
дийского океанов (см. ниже).
Мировой океан непрерывно получает с поверхности суши зна-
чительные массы обломочного и растворенного минерального
вещества. Одновременно происходит осаждение минеральных масс
путем выпадания частиц из механических и коллоидных взвесей
и с помощью живых организмов, населяющих воды Мирового
океана. Последние способны усваивать (ассимилировать) мине-
ральные вещества океанической воды при малых концентрациях и
накапливать их в своих скелетных частях и клетках. Подчиненное
значение имеет непосредственное осаждение минеральных солей
морской воды, происходящее главным образом в морских заливах
засушливых климатических зон. В результате химический состав
вод Мирового океана представляет явление динамическое: он
меняется с изменением географического положения и во времени.
Наибольшая соленость, достигающая до 37 % о *, наблюдается
в засушливой зоне Земли, расположенной в области действия
планетарных пассатных ветров. Обильные тропические ливни в
экваториальных областях снижают соленость океанической воды
до 34 % о. Снижение солености океанической воды до 33 и даже
31 °/00 в приполярных областях связано с таянием льдов. Картина
распределения солености воды в морях еще более пестрая. Повы-
шенную соленость имеют моря в зоне деятельности пассатов. Соле-
ность западной части Средиземного моря составляет 39%с. Самая
соленая вода в Суэцком заливе Красного моря: в 1 л воды здесь
содержится несколько более 43 % о- В Черном море соленость
незначительная—1,7%0, а в Балтийском море при впадении-
p. Невы — 0,2 %0.
Средняя соленость вод Мирового океана равна 35 %о- Если бы
удалось выпарить всю массу воды Мирового океана и осевшую
соль распределить равномерно по поверхности земного шара, то
она покрыла бы его сплошным слоем мощностью около 45 м.
Главными компонентами солевого состава воды Мирового
океана являются хлориды (NaCl, MgCl2, отчасти СаС12) и суль-
фаты (MgSO4, CaSO4 и KsSO4). Содержание бикарбонатов каль-
ция и магния не превышает 0,1 %0. В рассеянном состоянии в
* Содержание растворенных в воде солей выражают в весовых процентах или
промиле. Промиле обозначается %о. 37%о означает, что в 1 л морской воды со-
держится 37 г солей.
Внешние оболочки Земли
49
морской воде находятся практически все химические элементы
земной коры, в том числе бром, йод, золото, серебро, рубидий,,
цезий, цинк, алюминий, мышьяк, марганец, фосфор и т. д.
В противоположность водам Мирового океана, поверхностные-
воды материков преимущественно пресные, бикарбонатного со-
става.
Воды морей, как и материков, содержат растворенные газы.
Часть из них (азот, кислород, углекислый газ) поступает из
атмосферы, с которой они непосредственно соприкасаются. Неко-
торые газовые компоненты природных вод накапливаются из вос-
ходящих струй, поступающих с больших глубин земной коры.
Большое значение имеют газы биогенного происхождения. К ним,
в частности, относится сероводород H2S, выделяющийся при вос-
становлении сульфатов до сульфидов в результате жизнедеятель-
ности анаэробных бактерий, а также при разложении органических,
остатков в восстановительной среде. Воды некоторых замкнутых
морских бассейнов насыщены сероводородом уже с небольших
глубин. Примером является Черное море, зараженное сероводоро-
дом с глубины 200 м.
Обычное для Мирового океана состояние движения, постоян-
ного перемещения и циркуляции является следствием различных
причин. Ветровые течения и волнения возникают вследствие тре-
ния между движущимися воздушными массами и поверхностью,
воды.
Весьма мощные течения порождаются вблизи экватора под
действием пассатов. Таковы течения Куро-Сиво на просторах
Тихого океана и Гольфстрим в Северной Атлантике. Последнее-
подобно великой океанской «реке» пересекает Атлантический
океан и, не растекаясь полностью, следует в пределы Полярного
бассейна (рис. 13). Расход этой гиганской «реки» еще вначале,
до присоединения к ней Флоридского течения составляет 9-1013 г
воды в час. Это примерно в 3000 раз больше расхода р. Волги
в ее устьевой части.
Волнения, в отличие от течений, характеризуются отсутствием
поступательного движения водных масс в горизонтальном направ-
лении. Частицы воды при волнениях испытывают вращательные
движения по замкнутым круговым орбитам. У берегов и в обла-
стях мелководья происходит торможение движения частиц вслед-
ствие трения о дно. В результате этого колебательные движения
постепенно трансформируются в поступательные, волна опроки-
дывается и с силой ударяется о скалистый берег или же заливает
низинное побережье (волноприбой и заплеск). В волнениях уча-
ствует слой воды до 200 Л4, а при штормовых ветрах и более.
Кроме ветровых течений известны горизонтальные или верти-
кально направленные перемещения водных масс, вызванные раз-
личной плотностью воды (конвекционные перемещения), наруше-
50
Общая характеристика Земли
Рис. 13, Схематическая карта морских течений:
/ — теплые течения; 2 — холодные течения
Внешние оболочки Земли
51
ниями уровня ее (нагоном воды), например в морских заливах
(компенсационные или стоковые течения), резкими изменениями
атмосферного давления (сейши).
Все перечисленные виды течений существуют и действуют на
базе солнечной энергии, получаемой Землей. Кроме них имеются
перемещения водных масс Мирового океана, не связанные с теп-
ловой энергией Солнца. К ним
Рис. 14. Конкреции окиси марганца на дне
Атлантического океана (глубина 5400 л/) —
к юго-востоку от Бермудских островов
относятся приливно-отливные
движения, возникающие под
действием сил притяжения
Луны, отчасти Солнца, а так-
же волны, вызванные резкими
смещениями морского дна при
землетрясениях (см. гл. XXVI).
Приливно-отливные движе-
ния проявляются в форме те-
чений и волн очень большой
длины. Приливная волна сле-
дует за движением Луны, не-
сколько отставая от нее *.
Максимальная величина при-
лива (16,2 лг) наблюдается у
Атлантического побережья Се-
верной Америки. В морях
средиземноморского типа при-
ливы незначительны, а в Черном и Каспийском морях они прак-
тически отсутствуют. У Кольского побережья’ величина прилива
достигает 5 м, в Охотском море 11 м.
Приливно-отливные движения таят в себе огромные энергети-
ческие ресурсы и представляют несомненный интерес как вполне
реальный энергетический источник. В 1959 г. во Франции (побе-
режье Ла-Манша) вступил в эксплуатацию первый в мире опыт-
ный агрегат приливной электростанции с годовой выработкой
энергии до 320 тыс. квт-ч. Вторая станция строится в устье р. Ране,
впадающей в Ла-Манш. В нашей стране первая приливная элек-
тростанция строится в губе Кислая (Мурманская область). Проек-
тируются приливные станции в Англии, США и других странах.
Мировой океан не менее интересен как практически неисчер-
паемый источник минерального сырья. Уже в настоящее время
третья часть пищевой поваренной соли получается из морской
воды. Мировая добыча металлического магния достигла 300 тыс. т
в год. Бром извлекается из морской воды в количестве около
100 тыс. т в год. Разрешена проблема извлечения из морской воды
* Прилив и отлив повторяются обычно ровно два раза в лунные сутки, т. е.
в промежуток времени, необходимый для обхода Луны вокруг Земли.
Общая характеристика Земли
калия, сульфата натрия. Перспективно извлечение ряда редких,
радиоактивных и рассеянных элементов.
Исследования Мирового океана по программе Международного
геофизического года выявили огромные запасы железо-марганце-
вых руд, почти сплошным покровом застилающих дно Тихого,
Индийского и Атлантического океанов (рис. 14). Запасы этих руд
в настоящее время оцениваются в 300—350 млрд. т. США, очень
нуждающиеся в марганцевых рудах, уже приступили к добыче
этих руд со дна Тихого океана. В этих рудах кроме железа и
марганца содержатся кобальт, никель, медь, радиоактивные, рас-
сеянные и редкие элементы. Содержание железа и марганца в
данных рудах достигает 60%.
Наконец, на базе атомной энергетики перспективно одновре-
менное получение из морской воды не только минеральных ве-
ществ, но и пресной воды, что имеет огромное значение для стран,
находящихся в аридных (засушливых и пустынных) зонах земного
дпара.
Глава VI
ФИЗИКА ЗЕМЛИ
§ 15. СИЛА ТЯЖЕСТИ И ЕЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ НА ПОВЕРХНОСТИ ЗЕМЛИ
R— радиус параллели)
Рис. 15. Сила тяжести — равнодействую-
щая силы притяжения Земли /"и цент-
робежной силы Р (22 — ось вращения
Земли; ”
Огромная масса Земли является причиной существования
мощного поля силы тяжести или, как иначе говорят, гравитацион-
ного поля Земли («гравис» по гречески — тяжесть). Напряжения
в этом поле измеряются силой тяжести.
Сила тяжести численно равна равнодействующей силы притя-
жения F и центробежкой силы Р, действующих на единицу мас-
сы вещества (рис. 15). В систе-
ме CGS величина силы тяжести вы-
ражается в галах (см/сек2). В прак-
тике часто пользуются одной тысяч-
ной долей гала — миллигалом.
Сила тяжести зависит от высот-
ного положения местности, так как
при этом изменяется расстояние до
центра Земли. Поэтому измерения
силы тяжести принято приводить к
одному уровню, например уровню
геоида или земного эллипсоида вра-
щения. Значения силы тяжести на
поверхности Земли закономерно
возрастают от экватора к полюсам
с 978,049 до 983,235 гал *.
значение силы тяжести на
ности геоида примерно
981 гал (точнее 980,629).
Причина закономерного
ров к полюейм заключается
Среднее
поверх-
равно
тяжести от эквато-
направлении сокра-
возрастания силы
в том, что в этом
* В зависимости от широты местности <р сила тяжести g меняется следующим
образом: £=978,049 (1 -1-0,005929 sin гр—0,0000059 sin 2 гр), где 978049,— сила тя-
жести на экваторе.
54
Общая характеристика Земли
щается расстояние до центра Земли примерно на 21,4 км и умень-
шается центробежное ускорение до нуля.
Величина силы тяжести зависит не только от высотного поло-
жения и географической широты местности. На нее оказывает
влияние также неравномерное распределение масс в недрах Зем-
ли. По этой причине возникают местные отклонения в значениях
силы тяжести от теоретически вычисленных ее значений. Такие
отклонения называются гравитационными аномалиями.
Различают гравитационные аномалии положительные и отрица-
тельные. Положительные гравитационные аномалии наблюдаются
в том случае, когда в недрах земной коры залегают плотные мас-
сы (например, железные руды); отрицательные гравитационные
аномалии вызываются залеганием легких масс (например, зале-
жей гипса, калийной соли и т. д.).
Гравитационные аномалии (выявляются с помощью специаль-
ных высокочувствительных приборов — гравиметров и гравита-
ционных вариометров. По данным измерений силы тяжести
составляются гравиметрические карты, на которых в виде изоли-
ний показываются аномалии силы тяжести в миллигалах
(рис. 16). -
Гравиметрические карты оказывают большую по-
мощь в поисках месторождений полезных ископаемых.
В приведенных выше примерах гравитационные аномалии свя-
заны с различной плотностью горных пород, залегающих на отно-
сительно небольших глубинах. Но гравитационные аномалии
могут быть обусловлены неравномерным распределением масс на
более значительных глубинах, измеряемых десятками и даже сот-
нями километров. Таковы, например, аномалии силы тяжести, на-
блюдаемые при переходе из областей материков в области океа-
нических просторов, а также аномалии силы тяжести под горными
сооружениями.
Установлено, что по мере приближения к береговой полосе
океанов положительная гравитационная аномалия возрастает,
достигая максимума примерно на расстоянии немногих километ-
ров от берета. Затем аномалия приобретает отрицательное значе-
ние с минимумом в открытом океане на расстоянии около 200 км
от берега. При большем удалении в открытый океан силы тяже-
сти снова возрастают и аномалии принимают значение, близкой
нулю (рис. 17).
Известно также, что в горных странах сила тяжести несколько
уменьшается по сравнению с нормой, т. е. наблюдаются отрица-
тельные гравитационные аномалии *. Это соответствует глубокому
* Здесь и во всех остальных случаях речь идет об аномалиях, численные зна-
чения которых получены путем введения соответствующих поправок на разницу
высотных отметок местности.
Физика Земли
55
залеганию более плотных масс подкорового субстрата и, следова-
тельно, большей мощности земной коры в высокогорных районах.
Величины этих аномалий уменьшаются с приближением к невы-
соким предгорным равнинам и затем становятся равными нулю.
Однако имеются значительные отклонения от этого правила.
Было установлено, что эти отклонения появляются в областях и
Рис. 16. Карта гравитационных аномалий
/— оси магнитных аномалий: 2— изоаномалии
56
Общая характеристика Земли
поясах земной коры, испытавших недавно тектоническое движе- I
ние крупного масштаба. Так, например, спокойная картина грави- I
тационного поля в пределах Индостана нарушена в южной части
полуострова — в области недавних значительных тектонических I
поднятий. Такого же рода нарушения гравитационного поля на- I
блюдаются и зоне Восточно-Африканских озер - - Альберта, Вик-
Рис. 17. Аномалии силы тяжести по профилю с конти-
нента на океан
тория, Киву, Танганьика, Ньясса, где они вызваны молодыми
тектоническими опусканиями.
В том и другом случае гравитационные аномалии выражены
отчетливо с резким минимумом силы тяжести. Но особенно зна-
чительны гравитационные аномалии в поясе островных дуг Ти-
хого океана. Большие отрицательные гравитационные аномалии
здесь приурочены к ложбинообразным глубоководным впадинам,
вытянутым вдоль внешнего края островных дуг. На самих остров-
ных дугах и в пределах внутренних морей, расположенных между
ними и Евразиатским континентом, сосредоточены положительные
аномалии.
Пояс гравитационных аномалий островных дуг вместе с тем
является поясом самого активного современного вулканизма,
землетрясений и тектонических движений.
Таким образом, распределение силы тяжести постоянно нару-
шается активными геологическими процессами. С последними свя-
заны наиболее значительные гравитационные аномалии.
Современное распределение силы тяжести отражает современ-
ное распределение масс в недрах Земли. В геологическом прош-
лом, когда недра Земли имели иное строение и, следовательно,
иное распределение масс, очевидно, распределение силы тяжести
отличалось от современного. Изменения силы тяжести могут быть
вызваны также некоторыми явлениями, известными из астроно-
Физика Земли
57
мии, например замедлением или, (наоборот, ускорением вращения
Земли вокруг своей оси, измерениями фигуры и плотности
Земли.
Словом, распределение силы тяжести в масштабах геологиче-
ского времени — явление динамическое, оно изменяется во вре-
мени.
Сила тяжести уменьшается с увеличением глубины и в центре
Земли снижается до нуля. На изменение силы тяжести с глуби-
ной влияют распределение плотности и эллиптичность Земли.
В табл. 3 приведены цифры, характеризующие возможное рас-
пределение плотности, давления и силы тяжести в недрах Земли.
Таблица 3
Расстояние от цент- ра Земли, в долях единицы Плотность. г{см& Давление Р, бар* Сила тяжести, гал
Центр 0,0 11,2 3,2-10» 0
0,1 11,0 3,1-106 197
0,2 10,7 2,9-106 3S7
0,3 10.1 2.6-106 563
0.4 9,4 2,18-10° 717
0,5 8,6 1,83-106 845
0,6 7,4 1,26-106 941
0,7 6,2 0,86-106 1004
0,8 5,0 0,49-106 1032
0,9 3,8 0,20-106 1026
Поверхность Зем-
ЛИ — — —
1,0 2,6 — 982
* 1 bap = 10 а«И;С.и2= 1,01972 кГ'смг = 0,986924 атм.
§ 16. ЗЕМНОЙ МАГНЕТИЗМ
Вокруг Земли существует постоянное магнитное поле (рис. 18),
которое легко обнаруживается по его действию на намагничен-
ную стрелку компаса. Сила магнитного поля Земли невелика: она
в сотни раз .меньше, чем то магнитное моле, которое существует
в обычных подковообразных магнитах. Несмотря на это, магнит-
ное поле охватывает огромные пространства вокруг Земли. По
последним данным, полученным в 1960 г., граница земного магне-
тизма располагается на высоте 80—93 тыс. км.
Величина магнитного поля Земли убывает примерно до высо-
ты 43 тыс. км пропорционально кубу расстояния. В интервале от
44 до 80 тыс. км наблюдаются резкие изменения и колебания
58
Общая характеристика Земли
магнитного поля с периодами от 1 до 300 сек (область неустой
чивого магнитного поля).
В околоземном пространстве, за пределами поля земного маг
нетизма, существует устойчивое магнитное поле
межпланетного
пространства.
Природа магнитного поля
тельно не выяснена. Известно,
Рис, 18. Схема распространения магнитных
силовых линий вокруг Земли
время оконча
него процессов
высоких слоях
Земли в настоящее
что воздействие на
происходящих в
атмосферы (в ионосфере), неве
лико и вряд ли оно превышает
6%. На этом основании пола
гают, что магнитное поле связано
с процессами, протекающими е
глубоких недрах планеты. Есп
основание предполагать, что зем
ной магнетизм представляет со
бой результат суммарного дей
ствия электрических токов, воз
пикающих в металлизированном
ядре и каким-то образом связан
ных с вращением Земли вокруг
своей оси. В этой связи большое
значение имеют данные об от
сутствии или очень слабой силе магнитного поля Луны, получен
ные во время облета Луны третьей советской космической ракетой
Эти данные хорошо
согласуются с тем,
что Луна
вращается вокруг
своей оси с очень малыми скоростями. Как известно, продолжи
цельность лунных суток составляет почти 30 земных*.
Полюса магнитного поля Земли не совпадают с географиче
скими полюсами. Южный геомагнитный полюс расположен ш
меридиане Новой
Земли Виктория
Зеландии — на
(Антарктида,
северо-восточной
район советской
оконечности
Антар
ктическои
станции Восток), его географические координаты 68° ю. ш.
143° в. д. Северный геомагнитный полюс находится в Северн
Гренландии на острове Беотил (вблизи обсерватории Туле), еп
координаты 74° с. ш. и 100° в.д. Линия, соединяющая геомагнит
ные полюса, называется магнитной осью Земли. Она образует i
осью вращения Земли угол, примерло равный 11,5°.
Несовпадение геомагнитных и географических полюсов визы
вает несовпадение направления оси магнитной стрелки с геогра
фическим меридианом. Угол между осью магнитной стрелки и гео
* Вывод о связи магнитных свойств
планет с
вращением их
оси, по-видимому,
космического корабля
нее Земли (примерно
подтверждается данными,
полученными с борта
вокруг
своей
значительного магнитного поля.
«Маринер-2». Венера вращается вокруг
один оборот в месяц) и, по-видимому,
американского
своей оси медлен
поэтому
не
имеет
Физика Земли
59
графическим меридианом называется магнитным склоне-
н и е м. Линии, соединяющие точки с одинаковыми магнитными
склонениями, называются изогонами (рис. 19). Изогона с
нулевым магнитным склонением называется агонической
линией. Она разделяет всю земную поверхность на две обла-
сти, в одной из которых магнитное склонение западное, а в дру-
гой— восточное. В пределах Атлантического и Индийского океа-
нов. Африки и значительной части Европы склонение западное, в
остальной части земной поверхности — восточное. Москва имеет
восточное склонение, равное 7°.
Склонение определяется с помощью магнитного теодолита.
Ось магнитной стрелки обычно наклонена к линии горизонта
на тот или другой угол. Угол наклона магнитной стрелки к гори-
зонту называется магнитным наклонением. В северном
полушарии магнитная стрелка наклонена своим северным концом,
а в южном — южным концом. В соответствии с этим различают
северное и южное магнитные наклонения. Магнитное наклонение
возрастает к магнитным полюсам, где оно составляет 90° (магнит-
ная стрелка становится вертикально).
Линии, соединяющие точки равного магнитного наклонения,
называются изоклинами. Нулевая изоклина называется
магнитным экватором. На ней магнитная стрелка стро-
го параллельна к горизонту. Магнитное наклонение 'Определяется
с помощью инклинатора—прибора, который состоит из магнит-
ной стрелки, свободно вращающейся в вертикальной плоскости.
Магнитные склонения и магнитные наклонения выражаются в
градусах.
Третьим элементом магнитного поля Земли является магнит-
ное напряжение Земли. Практической единицей для из-
мерения магнитной напряженности Земли является одна стоты-
сячная доля эрстеда, называемая гамма (у). Как и всякая сила,
магнитное напряжение является величиной векториальной, т. е.
характеризуется не только числом, но и направлением. Линии,
соединяющие точки с одинаковым магнитным напряжением, на-
зываются и з о д и н а .м а м и (рис. 20).
Магнитная напряженность, как правило, возрастает в направ-
лении от экватора к магнитным полюсам. Поэтому изодинамы,
подобно изоклинам, имеют тенденцию вытягиваться в широтном
направлении. Около географического экватора проходит линия
минимальной магнитной напряженности. Она называется дина-
мическим или магнитным экватором.
Элементы магнитного поля Земли — магнитное наклонение,
склонение и напряжение в каждой точке наблюдения изменяются
во времени. Возможно, что эти изменения связаны с 'перемеще-
нием магнитных полюсов, а также некоторыми другими явле-
ниями.
60
Общая характеристика Земли
Рис. 19. Карта изогон земного шара (ng 1950 г.)
Физика Земли
6Е
В последнее время открыт многообещающий новый метод изу-
чения направления магнитной напряженности в геологическом
прошлом. Метод основан на том, что обжиг сообщает обжигае-
мым предметам намагничивание, совпадающее с направлением
напряженности земного магнитного поля того места, где произо-
Рис. 20. Карта изодииам (иа 1956 г.)
шел обжиг. Такое намагничивание очень устойчиво. Поэтому, изу-
чая глины, обожженные лавами, изливающимися при изверже-
ниях вулканов, можно определить направление магнитной напря-
женности во время излияния лавы. Сравнивания направления-
намагничивания обожженных таким образом глин в различные
геологические эпохи с современным положением земного магне-
тизма, можно получить картину изменений магнитного поля
Земли.
Весьма ценные данные дают многолетние исследования зем-
ного магнетизма специальными магнитометрическими станциями.
В настоящее время установлены общий характер и величины
изменений магнитных элементов Земли во времени. Различают'
магнитные изменения или, как говорят, магнитные вариации: пе-
риодические (вековые, многолетние, годовые .и суточные) и вре-
менные (магнитные бури). Для того чтобы проследить и изучить
62
Общая характеристика Земли
вековой ход магнитного поля Земли, составляют карты изопор
(рис. 21). Изопора—это линия, соединяющая точки с равным
по величине и знаку вековым ходом магнитного поля за опреде-
ленный промежуток времени.
Рис. 21. Карта изопор (по Н. Н. Трубсчевскому).
Периодические вариации земного магнетизма объясняются
движением Земли в мировом пространстве — вращением вокруг
Солнца и своей оси (годовые и суточные вариации), а также пе-
риодичностью процессов, происходящих внутри Земли. По-види-
мому, 'периодически повторяющиеся поднятия и опускания поверх-
ности Земли представляют проявления периодичности (ритмично-
сти) процессов, лежащих также в основе вековых магнитных
вариаций.
Временные магнитные вариации (магнитные бури) наиболее
часто связаны с моментами повышенной солнечной активности.
Б эти моменты магнитная стрелка скачкообразно изменяет свое
положение, резко меняется также магнитная напряженность
Земли.
Магнитные бури часто предшествуют и сопровождают земле-
трясения и извержения вулканов. Поэтому магнитометрические
исследования могут помочь .предсказать эти столь грозные явле-
ния природы.
Физика Земли
63
В магнитном поле Земли обнаруживаются местные ненормаль-
ности. Они выражаются в том, что элементы магнитного поля
Земли — магнитное склонение, наклонение и напряжение резко
отклоняются от значений, характерных для данной местности.
Рис. 22. Карта магнитных аномалий КМА:
1 —положительные значения 2—отрицательные значения zg; 3— ин-
тенсивность аномалий
Изогоны, изоклины и изодинамы на таких участках нарушают
плавность, образуют извилины, замкнутые эллипсы и т. д. Такого
рода отклонения элементов магнитного поля Земли от нормаль-
ных значений для данной местности называются магнитными
аномалиями.
Магнитные аномалии обусловлены или залеганием больших
магнитных масс (например, магнитных железных руд), или же
нарушениями однородности геологического строения. В первом
случае имеет место остаточный магнетизм. Во втором случае маг-
64
Общая характеристика Земли
нетизм является индуцированным. Он объясняется неодинаковой
•способностью горных пород намагничиваться в земном магнитном
лоле.
Самой крупной магнитной аномалией в мире, вызванной зале-
ганием больших магнитных масс (т. е. остаточным магнетиз-
мом), является Курская магнитная аномалия (рис. 22). Аномалия
здесь вызвана сравнительно неглубоким залеганием железистых
кварцитов, содержащих большие запасы магнитного железняка.
Примером крупнейшей магнитной аномалии второго типа мо-
жет служить аномалия в области Большого рва в Японии. Здесь
произошло крупное блокообразное опускание участка земной
коры, резко нарушившее условия намагничивания горных пород
в магнитном поле Земли.
Изучение магнитного поля Земли (магнитометрическая съем-
ка) широко используется в настоящее время для поисков место-
рождений полезных ископаемых, в том числе не только железо-
рудных, но также нефтяных, газовых и т. д.
§ 17. ТЕПЛОТА ЗЕМЛИ
Земля имеет два источника теплоты: внешний — солнечное из-
лучение и внутренний — теплота, поступающая из недр Земли.
Внешняя теплота Земли. Поток солнечного излучения, пере-
хватываемый Землей за год, равен Q=l,26-1021 кал или
5,3-1031 эрг. Часть этой энергии (37%) рассеивается обратно в
мировое пространство. Примерно 3,3-1031 эрг перерабатывается
нашей планетой в другие формы энергии и тем самым становится
ее достоянием. Это количество энергии в 300 раз больше энергии,
которую можно получить, если сжечь все мировые запасы иско-
паемых утлей. Иными словами, Земля только за один день полу-
чает почти столько же тепловой энергии солнечных лучей, сколько
можно получить, если сжечь все запасы угля на Земле.
Тепловая энергия солнечной радиации приводит в действие
огромные массы атмосферного воздуха, а вместе с ними — гро-
мадные массы воды, содержащиеся в нем в виде водяных паров.
Основными причинами, вызывающими и постоянно поддержи-
вающими общую циркуляцию воздуха и влаги на земной поверх-
ности, являются:
1) контраст температур между областью экватора и полюсами
вследствие неравномерного облучения Солнцем поверхности
Земли;
2) контраст температур между материками и океанами вслед-
ствие различия физических условий теплопоглощения и теплоиз-
лучения на их поверхности.
В результате устанавливается бесконечный круговорот воз-
Физика Земли
65
духа и влаги (воды) в природе, называемый ат м от ид р о о бо-
рот о м.
Геологические последствия атмогидрооборота исключительно
велики. Воздушные и водные массы, участвующие в нем, произ-
водят .выветривание горных пород, транспортируют и осаждают
продукты выветривания горных пород. Иными словами, атмо-
гидрооборот является рабочим механизмом эк-
зогенных геологических процессов. Данный меха-
низм работает на базе солнечной энергии. Геологическая работа
этого механизма, затраченная на образование осадков, составляет
потенциальную энергию осадочных горных пород, которая заклю-
чена в них в следующих основных формах:
а) в виде поверхностной энергии частиц, образующихся при
разрушении (выветривании) горных пород и минералов;
б) в виде кристаллохимической энергии, затраченной на обра-
зование минералов осадочного происхождения;
в) в виде фотосинтетической энергии, заключенной в ископае-
мых углях и в других видах горючих полезных ископаемых.
Следовательно, энергия солнечного излучения с помощью
механизма атмогидрооборота частично превращается (трансфор-
мируется) в потенциальную энергию осадочных горных пород,
т. е. становится внутренней энергией Земли. При известных усло-
виях, а именно, при превращении осадочных торных пород в ме-
таморфические эта энергия проявляется в кинетической форме*,
являющейся важнейшим источником внутренней энергии (тепло-
ты) Земли.
Внутренняя теплота Земли. Получаемое солнечное тепло спо-
собно непосредственно нагревать горные породы и проникать
лишь на небольшую глубину. Так как количество солнечного
тепла колеблется в течение суток, сезона и года, то температура
поверхностных слоев также изменяется в течение суток, сезона и
года. С глубиной амплитуды колебаний температуры убывают:
сначала исчезает влияние суточных колебаний температуры воз-
духа, затем сезонных и, 'наконец, годовых. На некоторой глубине
температура горных пород остается постоянной многие годы
(рис. 23).
Пояс, в пределах которого температура сохраняется на по-
стоянном уровне, называется поясом постоянной температуры.
Выше него располагаются слои многолетних, сезонных и суточных
колебаний температуры.
Глубина залегания пояса постоянной температуры меняется с
широтой местности и с изменением теплофизических свойств гор-
* Явления метаморфизма осадочных горных пород в этом случае совершаются
с выделением тепла, т. е. по экзотермической схеме, причем экзотермический эф-
фект связан с освобождением аккумулированной в этих породах солнечной энер-
гии.
3 П. А. Панюкрв, 3. Г. Перфильева
66
Общая характеристика Земли
Рис. 23. Схема геометрических поясов и
зон:
I — пояс колебаний температур:
1 — суточных; 2 — сезонных; 3 — многолет-
них; II — пояс постоянных во времени
температур, повышающихся с глубиной
А — амплитуда годовых колебаний темпе-
ратуры в приземном слое воздуха; а —
точка, в которой амплитуда колебаний
температуры равна нулю; температура в
точке а примерно равна среднегодовой
температуре приземного слоя на данной
местности
превращаются в лед. Таково
«вечной» (многолетней)
ных пород — их теплопроводности, температуропроводности и
теплоемкости. С увеличением амплитуды годовых и сезонных ко-
лебаний температуры воздуха, т. е. с повышением континенталь-
ности климата, эта глубина возрастает и достигает максимума
(40 лг). В приэкваториальных об-
ластях, характеризующихся не-
значительными колебаниями тем-
пературы, пояс постоянной тем-
пературы залегает на глубине
1—2 м, в средних географических
широтах — на глубине 20—30 м.
В Москве он залегает на глубине
20 м, в Париже — на глубине
28 м.
Постоянная температура это-
го пояса с точностью в пределах
нескольких градусов равна сред-
ней годовой температуре при-
земного слоя воздуха данной
местности. В Москве она равна
+4,2° С, в Париже +18° С. Если
среднегодовая температура мест-
ности ниже 0° С, тогда и тем-
пература пояса постоянной тем-
пературы будет отрицательной.
В этом случае атмосферные осад-
ки, просачивающиеся в толщи
горных пород, и подземные воды
основное условие образования
мерзлоты.
Многолетней мерзлотой охвачено около 45% территории
СССР (рис. 24). Южная граница вечной мерзлоты протягивается
от устья р. Мезени через Печорскую низменность и Северный
Урал к устью р. Оби, а отсюда распространяется по всей Восточ-
ной Сибири. Температура многолетней мерзлоты в наиболее север-
ных областях ее распространения достигает —11° С, а мощность
слоя 600 м.
Начиная с пояса постоянной температуры отмечается система-
тическое повышение температуры горных пород с глубиной.
Возрастание температуры горных пород с глубиной характери-
зуется геотермической ступенью и геотермическим градиентом.
Геотермическая ступень численно равна количеству мет-
ров, на которые нужно углубиться для того, чтобы температура
горных пород поднялась на 1°С, и имеет размерность м!град.
Обратная геотермической ступени величина называется геотерми-
ческим градиентом. Геотермический градиент численно
Физика Земли
Рис. 24. Распространение многолетней мерзлоты на территории СССР:
1 — южная граница области распространения многолетней мерзлоты в СССР (изотерма 0° на глубине 10 м); 2— изотерма- 1° на
глубине 10 м- 3 — изотерма—3° на глубине 10 м: 4 — изотерма — 5° на глубине 10 м; 5 — изотерма — 10° иа глубине 10 л; 6 — от-
ельные пунк’тыобнаруженной вечной мерзлоты; 7 — зона отдельных островов вечномерзлой толщи мощностью до 15 Л; 8 — зона
островной мерзлоты мощностью от 60 М-. зоны вечномерзлых толщ мощностью: S —от 60 до 120 л; 10 — от 120 до 250 Л; II—от 250
до 500 м- /2—более 500 м
05
68
Общая характеристика Земли
равен числу градусов, на которые повышается температура гор-
ных пород при углублении на 100 м (м/град).
Допуская, что геотермическая ступень для данного пункта яв-
ляется величиной постоянной, можно рассчитать температуру гор-
ных пород на любой глубине Л:
Д — До п .
а
где До—температура слоя у верхней границы пояса постоянной
температуры, численно равная (в первом приближении)
среднегодовой температуре данной местности;
h0— глубина залегания слоя постоянной температуры;
а —- геотермическая ступень.
Геотермическая ступень в среднем принимается равной
33 м/град, но ее значения в различных пунктах земного шара
колеблются в очень широких пределах: от 2 до 250 м/град. Мини-
мальные значения геотермической ступени характерны для райо-
нов современного вулканизма, активных тектонических и других
эндогенных геологических процессов. В пределах геологически
спокойных областей геотермическая ступень превышает 30 м/град,
а на древних щитах достигает 100 м/град и более.
Геотермические ступени нередко довольно значительно откло-
няются от средних характерных для данного района значений.
Так, в пределах Донецко-Макеевского района Донбасса геотерми-
ческая ступень колеблется от 26,6 до 62,5 м/град.
Величина геотермической ступени различна не только в раз-
личных пунктах района, но и на различных глубинах одного и
того же пункта. Иными словами, темп повышения температуры
пород является величиной переменной.
Отклонения значений геотермической ступени вызываются
местными условиями, а именно:
1) различной теплопроводностью горных пород—с повыше-
нием теплопроводности горных пород геотермическая ступень по-
нижается и наоборот;
2) условиями залегания горных пород—геотермическая сту-
пень имеет наибольшие значения при горизонтальном залегании
слоев и наименьшие—при вертикальном залегании. Здесь сказы-
вается влияние одной очень важной особенности горных пород —
различной их теплопроводности: максимальной — вдоль и мини-
мальной— поперек слоистости;
3) подземными водами — холодные подземные воды увеличи-
вают геотермическую ступень, горячие (термы) уменьшают;
4) удаленностью от океанов и морей—при одинаковом соста-
ве и условиях залегания горных пород геотермическая ступень
достигает максимального значения на побережье морей и океанов.
Здесь сказывается охлаждающее влияние воды вдоль морей и
океанов;
Физика Земли
69
5) рельефом местности — с повышением 'пересеченности мест-
ности геотермическая ступень возрастает;
6) геохимическими условиями — геотермическая ступень часто
имеет пониженные значения в районах нефтяных, газовых и
угольных месторождений, в пределах которых преобладают хими-
ческие реакции экзотермического типа (окисление органического
вещества, а также сульфидов, содержащихся в горных породах и
угольных пластах).
По исследованиям Я. Н. Кашпура и А. Ф. Захарьина, темпера-
тура горных пород в шахтах Донбасса на глубине 800—1000 м
превышает 30° С, а на глубине 1545 м достигает 56,3° С (Донецко-
Макеевский район). Замечено, что с глубиной возрастает диапа-
зон изменений температуры от 3,3°С на горизонте ±0 до 23° С на
горизонте— 1000 м.
Наибольшая температура горных пород в подземных горных
выработках, равная 60° С, наблюдалась в медных рудниках Маг-
ны (штат Аризона, США) на глубине 1200 м. В шахте «Робинзон
Дик» на глубине 2700 м температура оказалась равной 43° С.
В нефтегазоносных скважинах на глубине 6000 м была зафикси-
рована температура 226° С. Самые низкие температуры горных
пород в горных выработках отмечаются в районах многолетней
мерзлоты. В Печорском угольном бассейне они колеблются от
—1,2 до —1,7° С, на рудниках Охотско-Колымского края от —3
до -7° С.
Для освоения залежей полезных ископаемых, залегающих на
больших глубинах и в районах многолетней мерзлоты, необходи-
мо регулирование теплового режима глубоких рудников и шахт.
Поэтому для проектирования, строительства и эксплуатации глу-
боких рудников и шахт необходимы данные о температуре, тепло-
физических свойствах и других характеристиках горных пород.
Существование геотермических градиентов свидетельствует о
постоянном тепловом потоке, исходящем из недр Земли. Подсчи-
тано, что из глубинных областей Земли поступает в год около
1028 эргов. Однако интенсивность (плотность) теплового потока,
исходящего из недр Земли, различна в разных пунктах земного
шара: максимальна, где геотермическая ступень имеет минималь-
ное значение, и, наоборот, минимальна в местах, где геотермиче-
ская ступень достигает максимума.
Установлена зависимость плотности теплового потока Земли от
интенсивности современных геологических процессов. Наибольшая
плотность теплового потока характерна для районов активных в
геологическом отношении, и наоборот, в районах, где геологические
процессы протекают замедленно, плотность теплового потока мини-
мальна. Поэтому геотермическая ступень является объективным
показателем не только плотности внутреннего теплоизлучения
Земли, но также интенсивности геологических процессов. Районы
70
Общая характеристика Земли
с минимальными значениями геотермической ступени являются
вместе с тем районами наибольшей интенсивности современных
эндогенных геологических процессов, и наоборот.
О температурных условиях в глубоких недрах Земли пока
можно высказывать лишь более или менее достоверные предполо-
жения.
По некоторым данным полагают, что на границе земной коры
с мантией Земли температура достигает примерно 1200—1400° С,
температура в мантии возрастает замедленно и на границе с яд-
ром Земли вряд ли превышает 2000—2500° С. Ядро Земли харак-
теризуется изотермической обстановкой: во всех точках здесь
одна и та же температура. Изотермические условия ядра Земли
объясняются тем, что при давлениях более 1,5 млн. атм вещества
приобретают новые свойства, в частности сверхтеплопроводность
(А. Ф. Капустинский). Благодаря этому свойству даже самое не-
значительное повышение температуры в какой-либо точке почти
моментально выравнивается.
Б заключение следует сказать об источниках внутренней теп-
лоты Земли. Связь между плотностью теплового потока Земли с
интенсивностью геологических процессов, отмеченная выше, гово-
рит о том, что внутренняя теплота Земли регенерируется (воспро-
изводится) при геологических процессах, происходящих на глу-
бине. Основным источником внутреннего тепла Земли, очевидно,
следует считать эндогенные геологические процессы, точнее —
экзотермический эффект этих процессов.
Теоретически можно допустить еще другие источники внутрен-
ней теплоты Земли. К ним относятся гравитационная
энергия и радиогенная энергия.
Гравитационная энергия выделяется в двух случаях:
при сжатии Земли и при перераспределении вещества Земли
по плотности (удельному весу) в порядке возрастания плотности
к центру. Такое явление называется гравитационной дифферен-
циацией. Но процессы сжатия, контракции, и гравитационной диф-
ференциации вещества были в основном завершены еще в раннюю,
догеологическую стадию развития Земли. На геологической ста-
дии эти процессы имеют подчиненное значение (если вообще про-
являются). Поэтому их влияние на тепловой режим Земли не
может быть значительным.
Однако явления контракции и гравитационной дифференциа-
ции вещества были характерны для ранних, догеологических
стадий развития Земли, и они, видимо, играли большую роль в
генерации внугренней теплоты Земли.
Радиоактивные элементы отличаются равномерным распреде-
лением в толще земной коры. Соответственно термический эффект
радиоактивных процессов должен быть распределен равномерно
по поверхности Земли. В действительности, как мы видели выше,
Физика Земли 71
плотность теплового потока Земли крайне неравномерна: тепло-
вое поле Земли имеет сложное мозаическое строение, отражаю-
щее состояние геологических процессов и геологическое строение
земной коры. Поэтому оказываются несостоятельными представ-
ления, согласно которым внутренний тепловой поток Земли имеет
только радиогенную природу.
Естественное объяснение особенностей теплового поля Земли
мы находим в геологических процессах, происходящих с различ-
ной интенсивностью в различных районах. Однако это не значит,
что радиогенное тепло может быть исключено из теплового ба-
ланса Земли. Радиогенное тепло, по-видимому, определяет тепло-
вой режим глубоких, подкоровых областей Земли.
Глава VII
ХИМИЯ ЗЕМЛИ
§ 18. химический СОСТАВ ЗЕМНОЙ КОРЫ j
В настоящее время хорошо изучен средний химический состав
земной коры на глубину до 16 км. О химическом составе более
глубоких зон земной коры можно говорить только в первом при-
ближении.
В земной коре химические элементы распределены крайне
неравномерно. Содержание наиболее распространенных элементов
(О, Si, Al, Fe, Са, Na, К, Mg и Н) в миллионы и миллиарды раз
выше содержания таких редких элементов, как радий и 'протак-
тиний.
По предложению акад. А. Е. Ферсмана средние цифры содер-
жания отдельных химических элементов в земной коре называют
кларками — в честь известного американского геохимика
Ф. Кларка. Они чаще всего выражаются в весовых (иногда объ-
емных или атомных) процентах.
Чтобы подчеркнуть значимость отдельных элементов в сос-
таве земной коры, они были разбиты акад. В. И. Вернадским на
тринадцать декад. В табл. 4 приведены весовые кларки главней-
ших химических элементов первых семи декад (1934 г.).
Из данных табл. 4 видно, что первые три элемента (О, Si, Al)
составляют 82,58%, первые десять элементов — 98,13% и первые
пятнадцать элементов — 99,61 % всей общей массы земной коры.
На долю остальных элементов приходится лишь 0,39%.
По объему земная кора на 94,24% состоит из атомов кисло-
рода. Объясняется это тем, что атомный радиус кислорода
(1,4 А*) в два-три раза больше атомного радиуса таких наибо-
лее распространенных химических элементов, как кремний
(0,36 А) и алюминий (0,5 А).
* Здесь А означает «ангстрем», равный одной десятимиллионной доле милли-
метра.
Химия Земли
73
Таблица 4
Дека- да Химичес- кие эле- менты Весовой кларк, % Дека- да Химичес- кий эле- мент Весовой кларк, % Дека- да Химичес- кий эле- мент Весовой кларк, %
1 о Si 49,13 26,0 IV F Ва N Sr Сг Zr V Ni Zn В Си 0,03 0,03 0,4 0,035 0,03 0,025 0,02 0,02 0,02 0,01 0,01 У1 сь As и Аг Hg I Ge *— •— ►£> 4^ Ol СЛ О OO ОО О О I 1 1 1 1 1 1 1 А rf* Л |
II Al Fe Са Na К Mg н 7,45 4,20 3,25 2,40 2,35 2,35 1,00
VII Se Sb Nb Ta Pt Bi Ag In 8-10-s 5-10-5 3,2-10-s 2,4-10-5 2-10-5 1-10-5 МО-3 1-10-5
III Ti с Cl р s Мп 0,61 0,35 0,20 0,12 0,10 0,10
V Sn W Si Be Co Pb Mo Gs Br Th 0,003 0,007 0,005 0,003 0,002 0,0016 0,001 0,001 0,001 0,001
Еще Д. И. Менделеев обратил внимание на то, что наиболее
распространенные элементы расположены в начале периодической
системы, а последующие элементы становятся все более и более
редкими, за некоторым небольшим исключением. Действительно,
кларки первых 30 элементов периодической системы (от водо-
рода до цинка) редко спускаются ниже сотых долей процента и
чаще выражаются в десятых долях и даже в целых процентах.
У последующих элементов кларки лишь в редких случаях подни-
маются до тысячных долей процента.
На рис. 25 приведены полулогарифмические кривые распро-
страненности химических элементов земной коры. По оси абсцисс
здесь нанесены порядковые номера элементов,а по оси ординат —
логарифмы атомных (или весовых) кларков. Как видно из этой
кривой, логарифмы атомных кларков большинства элементов рас-
полагаются около некоторой средней линии. Это — элементы нор-
мальной распространен но с т и. Выше средней кривей
располагаются избыточные элементы. К ним относятся О, Mg,
Si, Са, Fe, Ba, Al, К и некоторые другие. Наконец, ниже средней
кривой размещаются элементы недостаточной распространенно-
сти, или дефицитные. Таковы все благородные газы, Be, Ge,
74
Общая характеристика Земли
Se, платиноиды, Li, В и некоторые другие. В грубой схеме кларки
химических элементов изменяются обратно пропорционально не-
которой 'степени их порядкового номера в периодической таблице.
Исключение из этого правила составляют элементы дефицитные
и избыточные.
Рис. 25.
Логарифмы кларков
химических элементов
земной коры
Дефицитность некоторых химических элементов обусловли-
вается недостаточной устойчивостью их атомов '(сравнительно
легкой разрушаемостью их ядер при бомбардировке быстро дви-
жущимися частицами или же радиоактивностью этих элементов).
Соответственно наиболее распространенные (избыточные) эле-
менты должны обладать и наиболее устойчивыми ядрами атомов.
Этот вывод подтверждается правилом Оддо—Гиркинса: из двух
соседних элементов периодической таблицы, как 'правило, кларк
четного элемента выше кларка нечетного. Так, среди первых 28
элементов четные составляют по весу 86,36%, а нечетные лишь
13,64%. Следует подчеркнуть, что особенно высоким кларком
обладают те элементы, разности порядковых номеров которых
равны или кратны 6:
Абсолютное большинство химических элементов является
смесью атомов с различным массовым числом, но с одинаковым
зарядом, т. е. смесью изотопов. Это так называемые слож-
ные химические элементы. В земной коре известно свыше 360 изо-
Химия Земли
75
топов. Некоторые химические элементы имеют по нескольку изо-
топов. Наибольшее число изотопов — десять имеет олово; ксе-
нон — девять, кадмий и теллур имеют по восемь изотопов. Дру-
гие сложные элементы имеют меньшее число изотопов. Лишь
22 элемента, в том числе F, Na, Р, V, Мп, Ан и другие, не имеют
изотопов и называются простыми.
Изотопный состав сложных химических элементов может быть
различным в зависимости от происхождения элементов. Так, для
свинца, состоящего из четырех изотопов РЬ204, РЬ206, РЬ207, РЬ208,
преобладает то урановый (РЬ206), то ториевый (РЬ204) свинец в за-
висимости от того, является ли элемент продуктом распада урана
или тория.
Изотопный состав атмосферного гелия и гелия, полученного
из буровых скважин, также несколько различен: отношение между
Не2 и Нг оказалось в первом случае 9-Ю5, во втором 7-10®.
Несколько отличен изотопный состав кислорода и водорода в во-
дах различного происхождения. В частности, отмечается повы-
шенное содержание дейтерия в кристаллизационной воде мине-
ралов хлоритов по сравнению с обычной водой.
Вместе с тем известно, что изотопный состав хлора из морской
воды и магматических минералов (например, апатита) одинаков.
Также одинаков изотопный состав железа земного происхождения
и железа метеоритов.
Следует отметить, что для промышленности не всегда важно
кларковое содержание данного элемента. Большое значение имеет
способность элемента образовать значительные концентрации —
т. е. месторождения. Например, металлы галий, цезий, бериллий
и многие другие не могут быть получены в больших количествах,
хотя их кларки относительно высоки, а гораздо более редкие эле-
менты — висмут, ртуть, золото, серебро добываются в больших
объемах, так как они образуют промышленные концентрации —
месторождения.
Если кларковое содержание химических элементов связано со
строением атомного ядра, то их способность образовать промыш-
ленные концентрации зависит от химических свойств атомов и,
следовательно, от прочности связей внешних электронов. Это вы-
ражается в способности атомов отдавать или присоединять элек-
троны (т. е. ионизироваться), вступать в соединения, в окисли-
тельных и восстановительных средах и т. д.
§ 19. ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ВНУТРЕННИХ ОБОЛОЧЕК И ЯДРА ЗЕМЛИ
В настоящее время известно, что химический состав вещества
недр Земли изменяется с глубиной, при этом возрастает роль бо-
лее тяжелых химических элементов, таких как железо, магний,
хром, никель, кобальт.
76
Общая характеристика Земли
Как уже отмечалось выше (см. гл. IV), под действием сверх-
высоких давлений, достигающих на границе мантии и ядра
1,4 млн. атм, электронные оболочки атомов разрушаются и веще-
ства переходят в металлизованное состояние. Такая перестройка
атомов ’сопровождается значительным уменьшением объема и уп-
лотнением вещества.
С разрушением внешних электронных оболочек связаны и дру-
гие очень важные изменения свойств атомов. В земной коре хими-
ческие элементы могут иметь весьма сложное кристаллическое
строение (например, алюмосиликаты). Начиная с глубины 40—
60 км вещество из кристаллического состояния переходит в
аморфное, стекловидное состояние (А. А. Сауков). Одновременно
упрощается строение химических соединений, а затем сложные
молекулярные соединения замещаются простыми бинарными
(окислами, сульфидами и т. п.) и, наконец, атомами («самород-
ные» элементы). Для ядра Земли характерно полное вырождение
химических свойств вещества и «обезличивание» элементов.
Поэтому граница между мантией ц ядром является также грани-
цей проявления химии вещества.
§ 20. ЭВОЛЮЦИЯ ХИМИЧЕСКОГО СОСТАВА ЗЕМЛИ
Химический состав Земли в целом не остается постоянным,
а изменяется со временем. Изменения химического состава обус-
ловлены: поступлением метеорного вещества — метеоритов, косми-
ческой пыли и т. д., диссипацией (рассеиванием) легких газов
(водорода, гелия, возможно неона) из верхних слоев атмосферы
в мировое пространство, радиоактивными процессами, при кото-
рых неустойчивые, самораспадающиеся элементы превращаются
в более устойчивые и долговечные. В результате радиоактивного
распада уменьшается кларковое содержание урана, тория, калия,
рубидия и, очевидно, соответственно возрастает содержание про-
дуктов их распада — свинца, кальция, стронция, аргона, гелия.
Некоторые атомы разрушаются под действием, например,
альфа- частиц, нейтронов, протонов и других быстро движущихся
элементарных частиц и при этом переходят в более устойчивые
атомы. Под влиянием космического облучения атмосферы, по-ви-
димому, возникают изотопы Нег, Т3 (тритий) и некоторые другие.
С течением времени меняется изотопный состав таких сложных
элементов, как уран. Дело в том, что отдельные изотопы урана
обладают различной продолжительностью жизни: U238 имеет
период 'полураспада 4,5 • 109 лет, U235 7,1 • 108 лет. Поэтому
700 млн. лет тому назад атомов U235 было вдвое больше,
а 2 млрд, лет назад в шесть раз больше, чем теперь.
Особенно значительны изменения химического состава, проис-
ходящие вследствие перемещения (миграции) химических элемен-
Химия Земли
77
тов из одной оболочки в другую. Ныне действующие вулканы
в течение только одного года выносят в атмосферу миллионы тонн
HF и НС1, а также паров воды, борной кислоты, СО2, SO2, SO3,
\О2 и отчасти НВг и HJ. При этом некоторая довольно значитель-
ная часть этих вулканических выделений не достигает атмосферы,
а оседает в горных породах земной коры. Таким образом часто
возникают очень крупные и ценные месторождения полезных иско-
паемых.
В настоящее время можно считать установленным, что един-
ственным источником паров воды, при конденсации которых
могли образоваться огромные массы Мирового океана, было ве-
щество мантии Земли. Подсчитано, что до сих пор количество
воды на поверхности Земли, по-видимому, не превышает и 1%
общих запасов Н2О, заключенных в веществе мантии (акад.
А. П. Виноградов). Вместе с парами воды выносились углекислый
газ, азот, метан, аммиак, возможно водород и некоторые другие
газы, являвшиеся основными составными частями первичной
атмосферы Земли, свободного кислорода в атмосфере не было.
Интенсивность дегазации вещества мантии Земли, очевидно,
была различной на разных этапах развития Земли. Она повыша-
лась по мере разогрева планеты в результате гравитационного уп-
лотнения метеорного вещества, из которого, по-видимому, обра-
зовалась Земля, и накопления радиогенного тепла. Выделение
летучих веществ было максимальным на тех участках, где проис-
ходило выплавление вещества мантии. При этом, очевидно, вы-
плавлялись наиболее легкоплавкие составные части вещества
мантии, которые в дальнейшем выдавливались в периферические
области в виде магматических внедрений и излияний.
Таким образом, за счет продуктов дегазации вещества мантии
происходило формирование 'первичной атмосферы и гидросферы,
а за счет магматических внедрений и излияний легкоплавких
фракций вещества мантии — первобытной земной коры.
В составе первичной атмосферы важную роль играли угле-
водороды, аммиак, углекислый газ и некоторые другие газы, со-
держание которых в современной атмосфере очень мало. Свобод-
ный кислород вначале мог образоваться в результате фотодиссо-
циации НгО и СО2 в верхних слоях атмосферы. Но этот кислород
полностью расходовался на окисление NH4CI, углеводородов и
других легкоокисляющихся веществ. Поэтому данный процесс не
мог привести к накоплению свободного кислорода в атмосфере.
Кислород появился в атмосфере в значительных количествах
с возникновением растений, способных выделять свободный кис-
лород в процессе фотосинтеза, т. е. примерно 2,0 -2,5 млрд, лет
назад. Азот, занимающий первое место в современном составе
атмосферы, мог образоваться в процессе окисления NH3 или NH4
78
Общая характеристика Земли
свободным кислородом, образовавшимся в результате фотосин-
теза. Инертные газы (Не, Аг, Кг, Хе), также входящие в состав
атмосферы, являются продуктами радиоактивных процессов
(А. П. Виноградов).
Следовательно, современный химический состав атмосферы
формировался в результате следующих трех основных процессов:
1) дегазации вещества мантии Земли; 2) биохимических процес-
сов (главным образом фотосинтеза в зеленых листьях растений)
и 3) радиоактивных процессов. При этом роль биохимических
процессов со временем все более и более повышалась, тогда как
значение радиоактивных процессов и дегазации, естественно,
уменьшалось.
В химическом составе гидросферы преобладают только четыре
химических элемента: кислород и водород (составные части моле-
кулы НгО), хлор и натрий (составные части основного солевого
компонента океанической воды NaCl), в общей сложности состав-
ляющие 99,5% веса гидросферы. В природных водах практически
содержатся все химические элементы периодической системы, что
вполне естественно, так как гидросфера находится в постоянном
взаимодействии с земной корой и атмосферой. Поверхностные и
подземные воды, стекающие с материков в Мировой океан, выно-
сят растворенные вещества, часть которых идет на пополнение
запасов солей воды Мирового океана, другая часть расходуется
на образование морских осадков.
Существует равновесие между газовым составом атмосферы
и гидросферы, регулируемое известным законом Генри*.
Например, повышение содержания СО2 в атмосфере вызывает
соответствующее поглощение «излишнего» количества СО2 атмос-
феры Мировым океаном. Наоборот, уменьшение содержания СО2
в атмосфере является причиной выделения «излишнего» количе-
ства СОг из океанической воды. Таким образом, Мировой океан
выступает в роли очень мощного регулятора газового состава
атмосферы.
Газовые компоненты вод Мирового океана не только атмосфер-
ного происхождения. Большую роль в образовании газов в гидро-
сфере играют биохимические процессы (например, процессы де-
сульфатизации, при которых выделяется H2S); имеются также
газы глубинного происхождения и газы радиогенные.
Изменения химического состава атмосферы и гидросферы
играли и играют огромную роль во всех экзогенных геологических
процессах. С ними также связаны существенные изменения в ко-
нечных продуктах экзогенных процессов — в составе осадочных
горных пород и характере месторождений полезных ископаемых
* Растворимость газов в воде при постоянной температуре зависит от парци-
ального давления: газ водыз^газ атмосферы.
Химия Земли
79
осадочного происхождения. Так, появление избыточного количе-
ства свободного кислорода в атмосфере ознаменовалось образова-
нием самых богатых железорудных месторождений первично
осадочного происхождения, примером которых являются руды
КМА. С увеличением содержания СО2 в атмосфере возрастает
энергия фотосинтеза до 20% (В. П. Любименко). Благодаря этому
в геологические эпохи, отличавшиеся повышенным содержанием
СО2, были накоплены растительные остатки, из которых образо-
вались ископаемые угли.
Огромные количества СО2 в настоящее время захоронены в
толщах карбонатных осадочных пород — известняков, доломитов,
мела и т. д. Подсчитано, что количество СО2 в указанных осадках
более чем в 100 тыс. раз превышает общую массу углекислого
газа атмосферы и более чем в 5 тыс. раз углекислого газа, раст-
воренного в водах Мирового океана. Образование мощных толщ
карбонатов, происходящее главным образом с помощью живых
организмов, является важным механизмом изменений содержа-
ния СО2 в атмосфере и гидросфере.
Роль живых организмов этим не исчерпывается. Живые орга-
низмы в процессе своей жизнедеятельности способны ассимили-
ровать из окружающей среды некоторые вещества даже при са-
мой ничтожной их концентрации и таким образом накапливать
эти вещества в своем организме. Путем последующего осаждения
остатков живых организмов часто образуются промышленные
месторождения ценных химических элементов, в том числе из
группы очень редких и рассеянных элементов. Общеизвестно так-
же значение живых организмов в образовании месторождений
горючих полезных ископаемых — ископаемых углей, торфа, горю-
чих сланцев, нефти и горючего газа.
Но живые организмы способны не только образовать залежи
полезных ископаемых. Известны случаи, когда микроорганизмы,
питающиеся за счет захоронения в земной коре органических
веществ, буквально «съедали» целые нефтяные месторождения.
СО2, H2S, СН4 и другие продукты жизнедеятельности этих бакте-
рий, попадая в подземные воды, повышают их химическую актив-
ность и, следовательно, разрушающую способность.
Большое значение живых организмов в химической эволюции
нашей планеты явилось основанием для выделения особой обо-
лочки нашей планеты — биосферы, оболочки обитания и жизне-
деятельности органической жизни (В. И. Вернадский).
РАЗДЕЛ ТРЕТИЙ
МИНЕРАЛЬНЫЙ СОСТАВ
ЗЕМНОЙ КОРЫ
Глава VIII
ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
МИНЕРАЛЬНОГО СОСТАВА
ЗЕМНОЙ КОРЫ
И ДИАГНОСТИКА МИНЕРАЛОВ
§ 21. МИНЕРАЛЫ КАК ПРИРОДНЫЕ ХИМИЧЕСКИЕ СОЕДИНЕНИЯ
Химические элементы находятся в земной коре в виде соедине-
ний, которые возникают при различных геологических процессах—
магматизме, метаморфизме, выветривании горных пород и седи-
ментации. Общее число химических соединений земной коры не-
велико и несравненно меньше числа искусственно получаемых
соединений. Если число только неорганических соединений, полу-
ченных в лабораториях, выражается десятками тысяч, то число
природных химических соединений земной коры не превышает
2500—3000. Это объясняется тем, что многие химические соедине-
ния в условиях земной коры неустойчивы и переходят в более
устойчивое, долговечное состояние. Земная кора построена
из наиболее устойчивых химических соединений,
способных сохраняться в периоды, измеряемые
геологическими масштабами времени.
Природные химические соединения встречаются в земной коре
в виде однородных по своему составу, внутрен-
нему строению и физическим свойствам образо-
ваний, известных как минералы. Соответственно мине-
ралы различаются по их химическому составу, внутреннему строе-
нию и физическим свойствам.
По химическому составу выделяют четыре химических типа
минералов: простые вещества (группы золота, железа, пла-
тины, серы, углерода и др.), сульфиды (соли сероводородной
кислоты), галоидные соединения (каменная и калийные
соли и др.) и кислородные соединения. Абсолютное боль-
шинство минералов входит в тип кислородных соединений, что
вполне естественно, так как основная масса земной коры слагает-
ся из кислорода. К кислородным соединениям относятся окислы
и гидроокислы, силикаты и алюмосиликаты, сульфаты, фосфаты,
Общая характеристика минерального состава земной коры 8Ь
арсенаты, бораты и некоторые другие классы минералов. Земная,
кора на 60% состоит только из одних полевых шпатов — наиболее
распространенных минералов из класса силикатов. Содержание-
кварца SiC>2 в земной коре достигает '12%, а слюды 3,8%- Мощ-
ные толщи известняков, доломитов и мраморов состоят из мине-
ралов класса карбонатов (кальцита, доломита).
Большинство минералов имеют кристаллическое, реже аморф-
ное строение (коллоиды). Одним из свойств веществ кристалли-
ческого строения является способность самоогра пяться,,
т. е. при своем росте принимать правильные геометрические фор-
мы. При этом форма огранения определяется особенностями тон-
кого внутреннего строения вещества минерала, точнее простран-
ственным взаиморасположением материальных частиц (атомов,.,
ионов, радикалов), из которых построено вещество данного ми-
нерала.
Минералы аморфного строения (коллоиды) большей частью-
являются ги д р о г е л я м и, которые состоят из субмикроскопиче-
ских индивидов (10~5—10-7 см) —-продуктов распада или тонкого
раздробления минералов кристаллического строения — мицелл
(дисперсная фаза), заключенных в воде или водном растворе-
(дисперсионная среда). Такое строение имеют опал (гель кремне-
зема), лимонит (гель гидроокисла железа) и некоторые другие-
минералы.
В настоящее время установлено, что физические свойства ми-
нералов зависят от их химического состава и внутреннего строе-
ния. При этом твердость, удельный вес, прочность и некоторые-
другие механические свойства непосредственно определяются,
внутренним строением минерала. Магнитные, электрические и оп-
тические свойства, наоборот, теснее связаны с особенностями хи-
мического состава минерала.
Минералы находятся в земной коре в виде отдельных кристал-
лических выделений (мономинералов), их сростков различного-
типа, но чаще всего они образуют кристаллически-зернистые агре-
гаты и землистые массы.
Способы образования минералов различны, что соответствует
разнообразию геологических процессов, приводящих к возникно-
вению минералов. Различают процессы минералообразования при-
магматизме, метаморфизме, выветривании горных пород и осадко-
накоплении. Этим 'процессам соответствуют основные генетические-
типы минералов — магматогенные, метаморфогенные, коры вывет-
ривания и осадочные (см. ниже).
§ 22. КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О КРИСТАЛЛИЧЕСКОМ СТРОЕНИИ
МИНЕРАЛОВ (ЭЛЕМЕНТЫ КРИСТАЛЛОГРАФИИ)
Минералы распознаются путем изучения их физических^
свойств. Последние можно установить без специальных, приборов:.
82
Минеральный состав земной коры
на глаз — визуально или с помощью специального оборудова-
ния — инструментально.
Наиболее важными физическими свойствами минералов явля-
ются их кристаллическая форма (форма огранения), спайность
и твердость. Однако практически для большинства минералов
бывают также характерны некоторые особые свойства или соче-
тания свойств, которые необходимо за-
помнить и научиться распознавать.
Кристаллические вещества построены из
частиц (атомов, ионов, радикалов), зако-
номерно расположенных в пространстве,
наподобие узлов пространственных решеток
(рис. 26). Установлено, что грани кристал-
лов совпадают с плоскими сетками прост-
ранственных решеток с наибольшей густо-
Рис. 26. Кристаллическая ре-
шетка поваренной соли (чер-
ные кружки — ионы натрия,
белые — ионы хлора)
той расположения частиц. Ребра кристал-
лов (линии пересечения соседних граней)
соответствуют рядам с наибольшей густо-
той расположения частиц. Соответственно
внешняя форма кристалла отражает внутреннее его строение —
характер пространственной кристаллической решетки. Грани в кри-
сталлах характеризуются не только наибольшей плотностью, но и
максимальной симметричностью расположения частиц.
Существенное влияние на развитие граней кристаллов оказы-
вают внешние условия. В результате внешняя форма кристалла
определяется его внутренним строением (типом пространственной
решетки) и воздействием (влиянием) окружающей среды. Послед-
нее обстоятельство очень важно в двух отношениях:
1) путем изменений внешних условий при росте кристалла
можно управлять развитием тех или иных 'граней. Это свойство
имеет большое значение для промышленности;
2) по особенностям граней минералов можно судить об усло-
виях их образования, что имеет большое значение для геологии.
Кристаллические многогранники могут быть образованы из
одной простой формы (рис. 27) или же сочетания двух или нес-
кольких простых форм (рис. 28).
Простыми формами являются также многогранники, ко-
торые состоят из одинаковых правильно расположенных граней.
Таковы, например, куб, октаэдр, ромбоэдр и др. Комбинации
простых форм представляют многогранники, образованные раз-
личными по очертанию и величине гранями.
Геометрические элементы кристаллических многогранников
(грани, ребра, двухгранные углы) могут повторяться несколько
раз в данном кристалле или же, наоборот, встречаться только
раз. Соответственно различают кристаллы по степени повторяемо-
Общая характеристика минерального состава земной коры
83
сти геометрических элементов или, как говорят, по- степени их
симметричности (соразмерности, правильности).
Для определения степени симметричности кристаллов введены
вспомогательные геометрические понятия — элементы сим-
Рис. 27. Простые формы кристаллов:
октаэдр, куб и ромбоэдр.
Рис. 28. Комбинации:
а — куба и октаэдра; б — призмы и ди-
пирамиды
метрик. Элементы симметрии отражают важные свойства и
особенности внутреннего строения кристаллического вещества и
помогают выявить эти особенности. Основными элементами сим-
метрии являются центр, ось и плоскость симметрии.
1. Центр симметрии С — точка внутри многогранника,
характеризующаяся тем, что любая
проведенная через нее прямая линия
по обе стороны от нее и на равных
расстояниях пересекает одинаковые
(соответствующие) точки многогран-
ника. Так, если по одну сторону от С
находится вершина многогранника, то
по другую сторону от С находится та-
кая же точка, парная ей вершина. То
же относится к любым точкам на
Рис. 29. Центр симметрии С
гранях и ребрах (рис. 29).
2. Ось симметрии L — прямая, при вращении около кото-
рой фигура многогранника совмещается сама с собой. Число сов-
мещений при полном повороте (на 360°) вокруг оси симметрии
определяет порядок оси симметрии (рис. 30). В кристаллах на-
блюдаются оси симметрии: второго Ь2, третьего L3, четвертого L,<
и шестого L6 порядка.
3. Плоскость симметрии Р—плоскость, которая делит
многогранник на две равные или симметричные части, вследствие
чего одна Половина его является зеркальным отражением другой
(рис. 31).
Для определения степени симметрии кристаллов пользуются
«'84
Минеральный состав земной коры
также 'понятием единичное направление, введенным знаменитым
русским кристаллографом Е. С. Федоровым. Единичное на-
правление (Ед. н) это неповторяющееся в данном кристалле
Рис. 31. Плоскости симметрии куба
«направление. Например, в призме направление, параллельное гра-
ням призмы и проходящее через центр симметрии, является еди-
ничным, так как аналогичного ему направления нет во всем кри-
сталле. Напротив, в кубе нет единичных направлений, так как
каждому направлению здесь можно найти другое подобное, рав-
ное по величине направление. Очевидно, чем больше единичных
направлений, тем менее 'правилен, менее симметричен кристалл,
и наоборот.
По степени симметричности кристаллы разделяются на семь
кристаллографических систем или сингоний: три-
клинную, моноклинную, ромбическую, тригональную, тетрагональ-
'Общая характеристика минерального состава земной коры
85
ную, гексагональную и кубическую. Перечисленные сингонии
объединяются в три категории (или группы): низшую (куда вхо-
дят триклинная, моноклинная и ромбическая сингонии), среднюю
(тригональная, тетрагональная и гексагональная сингонии) и выс-
шую (кубическая сингония). Для каждой сингонии принимается
определенная система координат, связанная с геометрическими
свойствами данной группы кристаллов. Простые формы кристал-
лов отдельных категорий показаны на рис. 32—34.
'Рис. 32. Простые формы кристаллов низшей категории
а — моноэдр; б — пинакоид; в диэдр; г — ромбическая
•призма; д—ромбический тетраэдр; е — ромбическая
пирамида; ж — ромбическая дипирамида
В табл. 5 приведена характеристика сингоний кристаллов.
Кристаллические образования минералов, входящие в состав
пород, обычно не имеют правильных огранений. Это объясняется
тем, что при образовании горной породы кристаллы растут в стес-
ненных условиях. Однако .общий облик кристаллов обычно сохра-
няется и по нему иногда можно определить группу симметрии
кристалла. Например, кристаллы кубической сингонии обычно раз-
виты равновелико во всех направлениях. Такие кристаллы назы-
ваются изом ет р и ч н ы м и. Кристаллы тетрагональной сингонии
имеют квадратную форму поперечного сечения и обычно сплю-
щены или, наоборот, удлинены. Кристаллы гексагональной и три-
гональной сингонии трехгранного или шестигранного поперечного
сечения удлинены, реже сплюснуты и чешуевидны. Кристаллы низ-
шей категории (ромбической, моноклинной и триклинной синго-
ний) обычно имеют пластинчатый вид.
По внешнему облику различают кристаллы:
1) равновеликие (изометричные)—все грани кристалла
примерно одинаковой величины;
2) таблитчатые — две противоположные грани значительно
больше других;
Призмы
Дипирамиды
Рис. 33. Простые формы кристаллов средней категории:
Призмы: а. — тригональная; б — тетрагональная; в — гексагональная; г — дитригональная; д — дитетрагональ-
ная; е — дигексагональная и их поперечные сечения,
Пирамиды: а — тригональная; б — тетрагональная; в — гексагональная: г — дитригональная; д дитетрагональ-
ная; е — дигексагональная и их поперечные сечения,
Дипирамнды: а — тригональная; б — тетрагональная; в—гексагональная; г—дитригона льиая;\ д — дитетрагональ-
ная; е — дигексагональная и их поперечные сечения.Трапецоэдры: а — тригональный; б тетрагональный;
в — гексагональный
Прочие формы: а — тетрагональный тетраэдр: б — ромбоэдр; в — скаленоэдр тетрагональный; г скаленоэдр
тригональный
Минеральный состав земной коры I Общая характеристика минерального состава земной коры
Таблица 5
Категория Сингония Число единичных направлений Характерные элемен- ты симметрии Характеристика осей 1 координат Характерные простые формы
Низшая (нес- колько единич- ных направле- ний: нет осей симметрии по- рядка выше £2) Триклинная Все Нет или только центр симметрии С Три оси неравные и неперпендикулярные Моноэдр, пинакоид
Моноклинная Множество Р, L%\ L.%, Р л С (нет повторяю- щихся элементов симметрии) Три оси неравные, две перпе нд ик уляр ные Моноэдр, пинакоид, диэдр, призма
Ромбическая Три взаимно пер- пендикулярные £2. 2Р; 3£2; 3£2, ЗР, С Три оси неравные взаимно перпендикуляр- ные Моноэдр, пинакоид, диэдр, призма, пирамида, дипирамида, тетраэдр
Средняя (одно единичное на- правление, сов- падающее с единственной осью порядка выше £2) Тригональная Одно, совпадаю- щее с осью £3 L3 Четыре оси: три рав- ные, расположены в од- ной плоскости, четвер- тая неравная и перпенди- кулярная им Моноэдр, пинакоид, призма, пирамида, дипи- рамида, трапецоэдр, ска- леноэдр, ромбоэдр
Продолженье табл. 5
Категория Сингония Число единичных направлений Характерные элемен- ты симметрии Характеристика осей координат Характерные простые формы
Средняя (одно единичное на- правление, совпадающее с единственной осью порядка выше £2) Тетрагональная Одно, совпадаю- щее с осью £д £4 Три оси взаимно пер- пендикулярны, из них две равные друг другу Моноэдр, пинакоид, призма, пирамида, днпи- рамида, тетраэдр, трапе- цоэдр, скаленоэдр
Гексагональ- ная Одно, совпадаю- щее с осью £0 ц Четыре оси: три рав- ные, расположенные в одной плоскости, четвер- тая неравная и перпен- дикулярна им Моноэдр, пинакоид, призма, пирамида, дипи- рамида, трапецоэдр
Высшая (иет единичных на- правлений; не- сколько осей симметрии по- рядка выше £2) Кубическая Нет 4£3 Три оси равные и взаимно перпендикуляр- ные Куб, октаэдр, тетра- эдр, додекаэдр, дидоде- каэдр
90
Минеральный состав земной коры
3) пластинчатые и листоватые — сплюснутость раз-
вита до крайности;
4) столбчатые — три и более граней, принадлежащих од-
ной зоне, т. е. параллельных какой-либо одной линии, заметно
больше, чем другие грани;
Рис. 34. Простые формы кристаллов высшей категории:
а— куб (гексаэдр): б — тетрагексаэдр; в — ромбо-додекаэдр; г — пентагон-додекаэдр; б —
дидодекаэдр; е — октаэдр; ж — тригон-триоктаэдр; з — тетрагон-триоктаэдр; и — гексокта-
эдр; к — пеитагон-триоктаэдр; л — тетраэдр; м — трнгон-тритетраэдр; н — тетрагои-три-
тетраэдр; о - пентагон-тритетраэдр; п — гексатетраэдр
5) игольчатые, или волосовидные,— вытянутость кристалла
в определенном направлении достигает крайних пределов.
Явления полиморфизма и изоморфизма. Выше отмечалось, что
внешнее огранение и физические свойства кристаллов опреде-
ляются способом расположения частиц в пространстве, типом про-
странственной решетки. С изменением способа расположения
частиц изменяются внешнее огранение и физические свойства ве-
щества. Так, например, при способе расположения атомов угле-
рода, изображенном на рис. 35, а, имеют дело с очень мягким
минералом графитом, при расположении тех же атомов угле-
рода, показанном на рис. 35, б, возникает другой минерал —
а л м а з, самое твердое вещество, известное в природе.
Общая характеристика минерального состава земной коры
91
Такое явление, когда частицы вещества одинакового химичес-
кого состава образуют различные структуры, называется поли-
морфизмом; полиморфизм следует понимать как многост-
руктурност ь.
Для многих минералов кристаллического строения характерна
закономерная изменчивость химического состава (и соответствен-
но физических свойств), при этом кристаллическая структура
Рис. 35. Структура:
а — графита; б — алмаза
минерала остается одинаковой. Данное явление называется и з о-
морфизмом. Под изоморфизмом следует понимать сходно-
структурность. Она обусловлена способностью химических
элементов замещать друг друга в химических соединениях родст-
венного состава и кристаллической структуры *. В результате воз-
никают непрерывно меняющиеся по составу смеси веществ оди-
наковой кристаллической структуры — так называемые и з о-
морфные ряды или твердые растворы. Примером их могут
служить плагиоклазы (см. гл. IX), крайние члены которых —
альбит Na[AlSi3O8] и анортит Ca[Al2Si2O8] могут находиться
в них в самых различных соотношениях с образованием кристал-
лов одной и той же структуры.
Изоморфизм и полиморфизм — явления, широко распространен-
ные в мире минералов.
§ 23. МОРФОЛОГИЯ КРИСТАЛЛИЧЕСКИХ АГРЕГАТОВ
Минералы редко встречаются в виде отдельных кристаллов
(монокристаллов) (рис. 36). Чаще они образуют различные срост-
ки или скопления, которые называются агрегатами. Распро-
* С^>собность химических элементов к изоморфным замещениям зависит от:
I) свойств самих химических элементов (размеров их ионов, строения внешних
электронных оболочек, электроотрицательности); 2) особенностей состава и строе-
ния кристаллических соединений (степени их сложности, состояния химических
связей, координационного числа атомов и некоторых других) и 3) физико-хими-
ческих условий среды образования минерала (температуры, концентрации элемен-
тов в окружающей среде в момент образования минерала).
92
Минеральный состав земной коры
страненными агрегатами являются кристаллические двойники —
простые и полисинтетические, когда одинаковые кри-
сталлы закономерно срастаются друг с другом. Срастание проис-
ходит по плоскостям наиболее плотных упаковок частиц
(рис. 37).
Встречаются минеральные агрегаты, называемые друзами-
(щетками) и дендритами. Под друзами понимают группу кри-
сталлов, имеющих общее основание (рис. 38). Дендриты (рис. 39)
представляют собой сростки многочисленных кристаллов, располо-
женных в одной плоскости. Они подобны ветке дерева (дендрон
по-гречески — дерево). Дендриты особенно характерны для окис-
лов марганца, серебра, меди и 'пр.
Следующими типами минеральных агрегатов являются секре-
ции, конкреции, желваки, натечные формы и оолиты.
Секреции (рис. 40) образуются в результате заполнения
неправильной, но обычно округлой формы пустот минеральным
веществом, при этом заполнение идет по направлению от стенок
пустоты к центру. Крупные секреции называются жеодами.
Конкреции или желваки (см. рис. 14) представляют
тела сферических очертаний. Они возникают путем отложения ми-
нерального вещества вокруг какого-либо центра. Соответственно
конкреция растет от центра к периферии, что отличает их от сек-
реций. В виде конкреций встречаются фосфорит, пирит и многие
другие минералы.
Оолиты (рис. 41) по способу образования сходны с конкре-
циями. Они характеризуются ясно выраженной концентрической
структурой, иногда скорлуповатостью. Размеры оолитов от до-
лей миллиметра до 5—10 мм. Оолиты, не обладающие концентри-
ческой слоистостью, называются б о б о в и н а м и; обычно они.
более крупных размеров.
Натечные формы возникают обычно за счет коллоидных
растворов (гелей) в пустотах горных пород. Постепенно теряя
воду, эти растворы густеют и под влиянием силы тяжести сви-
сают с верхних частей пустот в виде сталагмитов, почко-
видных, гроздевидных и других форм и затем затверде-
вают. В нижних частях пустот за счет падающих капель возни-
кают растущие кверху конусообразные сталактиты.
Различают также корки, налеты и выцветы, представ-
ляющие тонкие слои минерала, покрывающие поверхность горных
пород, трещин и пустот.
Землистые массы, как показывает само название, мягкие,
мучнистые образования, в которых отдельные зерна невозможно
различать даже с помощью лупы. Они обычно возникают в виде
корок или же скоплений на месте разрушения (выветривания)
горных пород. ।
Перечисленные формы агрегатов минералов встречаются в виде
Рис. 37. Двойник гипса.
Рис. 36. Монокристаллы:
а - каменной соли; б — кварца; в — магне-
тита; г—граната
Рис. 38. Друза кристаллов кварца
Рис. 39. Дендриты марганца
Рис. 40. Агатовая секреция в разрезе
Рис. 41. Оолитовые стяжения
94
Минеральный состав земной коры
более или менее изолированных друг от друга скоплений и тел.
Основные массы минералов образуют к р и с т а л л и ч е с к и-з е р-
нистые или обломочно-зернистые агрегаты.
§ 24. ДИАГНОСТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
Как уже отмечалось, минералы можно распознавать (опреде-
лять) по их свойствам. Важными диагностическими свойствами
минералов, кроме кристаллической формы являются удельный
вес и твердость. Диагностическое значение имеют также такие
свойства, как цвет минерала и цвет черты (порошка), блеск, из-
лом, спайность и некоторые другие. Ниже рассматриваются эти
свойства минералов.
Удельный вес минералов колеблется в очень широких преде-
лах—от 1 (янтарь) до 21 (самородная платина). На практике
для быстрого и приблизительного определения удельного веса
минерал взвешивают на руке, устанавливая принадлежность его
к легкой, средней или тяжелой (по удельному весу) группе.
К легкой группе относятся минералы с удельным весом до 2,5
(сера, гипс, каменная соль). К средней группе относятся наибо-
лее распространенные минералы (кварц, полевые шпаты, слюды,
роговая обманка, авгит, кальцит и многие другие) с удельным
весом от 2,5 до 4. Наконец, к тяжелой группе относятся минера-
лы с удельным весом более 4 (рудные минералы, самородные ме-
таллы и некоторые др.).
Твердость — степень сопротивления минерала проникновению
острия. Определяется твердость царапанием по свежей, невывет-
релой поверхности острием тела, твердость которого известна
(эталон твердости). Если данное тело царапает минерал даже
при легком надавливании, то минерал мягче эталона твердости.
Эталонами твердости в минералогии приняты десять минера-
лов, расположенных в порядке возрастания твердости и образую-
щих шкалу твердости (шкалу Мооса), по которой можно опреде-
лять относительную твердость испытываемого минерала. В шкале
твердости каждый предыдущий минерал чертится минералом
последующим, более твердым. Твердость обозначается поряд-
ковым номером по шкале твердости Мооса. Твердость мине-
ралов с известным приближением можно определять, пользуясь
карандашом (твердость 1), ногтем (твердость 2,5), бронзовой мо-
нетой (твердость 3), железным гвоздем (твердость 4), стеклом
(твердость 5), острием стального ножа (твердость 6), острием на-
пильника или бритвы (твердость 7).
Точное определение твердости минералов производят на спе-
циальных приборах — склерометрах, с помощью специального
алмазного или металлического острия. Наша промышленность
выпускает такой прибор под маркой ПМТ-3. Твердость Н, опреде-
Общая характеристика минерального состава земной коры
95
ленная таким прибором, выражается в кГ]мм3, т. е. объемом ми-
нерала (в мм3), выдавливаемым острием, передающим опреде-
ленное давление (в кГ/мм2).
В табл. 6 приведены значения относительной твердости мине-
ралов по шкале твердости Мооса и абсолютной твердости.
Таблица 6
Минерал Твердость по шка- ле Мооса Абсолют- ная твер- дость Н, кГ[ммя Минерал Твердость по шкале Мооса Абсолют- ная твер- дость, Н, кГ/мм*
Тальк 1 2,4 Ортоклаз .... 6 795
Гипс . . . 2 36 Кварц 7 1120
Кальцит . 3 109 Топаз 8 1427
Флюорит . . 4 189 Корунд ..... 9 2060
Апатит 5 536 Алмаз 10 10060
Цвет минералов может быть самым разнообразным. Названия
некоторых минералов даны по этому признаку (например, хло-
рит, что значит зеленый, альбит — белый, рубин — красный и
т. д.). Это говорит о том, какое большое значение имеет цвет
для определения некоторых минералов. Однако нередко один и
тот же минерал окрашивается в различные цвета в зависимости
от красящих примесей, с изменением строения кристаллической
решетки, состояния ионов и т. д.
Цвет минерала имеет не только диагностическое значение.
У многих минералов интенсивность окраски слабеет с дониже-
нием температуры образования минерала. Поэтому минералы,
возникшие на глубине при высокой температуре, обычно харак-
теризуются темным 'однообразным цветом, тогда как минералы,
образующиеся ближе к поверхности, чаще всего светлые, бес-
цветные и белые. Окраска иногда помогает судить о принадлеж-
ности минерала к тому или иному месторождению.
Цвета минералов определяются на глаз, путем сравнения с
общепринятыми цветами — белым, серым, желтым, розовым,
красным, зеленым, синим, черным со всевозможными их оттенка-
ми. Минералы могут быть и бесцветными.
Для обозначения цвета минералов, имеющих металлический
блеск, к названию главного цвета прибавляют название металла
соответствующей окраски: оловянно-белый, свинцово-серый, ла-
тунно-желтый, медно-красный, железно-черный и т. д.
Побежалость. Некоторые минералы (например, халькопирит),
кроме основной окраски, в тонком поверхностном слое имеют до-
полнительную окраску. Поверхность минерала как бы перели-
Минеральный состав земной коры
вается различными цветами в зависимости от угла падения све-
товых лучей. Такое явление называется побежалостью.
Цвет черты (порошка). Многие минералы в тонкораздроблен-
ном, порошкообразом состоянии имеют другой цвет, чем в куске.
Цвет порошка минерала можно определить, если провести куском
минерала по белой шероховатой поверхности фарфора, не покры-
той глазурью (бисквит). Черта минерала остается на фарфоровой
пластинке только в том случае, если твердость его меньше твер-
дости фарфора. Поэтому бессмысленно испытывать таким обра-
зом цвет черты очень твердых минералов.
Для некоторых минералов цвет черты .является основным при-
знаком. Например, красный, бурый и магнитный железняки в ку-
сках (штуфах) часто имеют одинаковую окраску, но по цвету
черты их можно легко отличить друг от друга.
Блеск. Свежая, невыветрелая поверхность минерала отражает
свет в той или иной степени. Некоторые минералы имеют
матовую поверхность, другие блестящую. Различают следующие
виды блеска:
1) металлический — это сильный блеск, свойственный ме-
таллам и многим рудам;
2) полуметаллический, или металловидный,
блеск, свойственный потускневшим поверхностям металлов. По-
луметаллический блеск наблюдается, например, у графита;
3) алмазный — очень сильный блеск, характерный для ал-
маза и цинковой обманки;
4) стеклянный — напоминающий блеск стекла; очень рас-
пространен среди прозрачных и полупрозрачных минералов;
5) перламутровый—минералы, переливающиеся радуж-
ными цветами (как перламутр); этот блеск обусловлен отраже-
нием света от внутренних плоскостей минерала (тальк, слюда);
6) жирный — характеризуется тем, что как будто поверх-
!ность минерала смазана маслом. Такой блеск очень характерен
.для нефелина;
7) шелковистый — получается от тонковолокнистого
«троения минерала (асбест, волокнистый гипс).
Прозрачность, т. е. способность минерала пропускать свет.
По этому признаку минералы делятся на прозрачные (гор-
ный хрусталь, каменная соль и др.), через которые ясно видны
предметы; полупрозрачные, через которые можно только
распознать очертания предметов; просвечивающие (полевой
шпат), через которые свет проходит лишь в тонком слое, причем
предметы через них не различимы, и непрозрачные, через
которые свет не проходит.
Спайность, т. е. способность минерала раскалываться по
одному или нескольким направлениям, образуя гладкие поверх-
ности, называемые плоскостями спайности. Спайность
Общая характеристика минерального состава земной коры
97
объясняется различной плотностью расположения атомов в кри-
сталлической решетке минерала. Раскалывание минерала проис-
ходит по плоскостям с наименьшей плотностью расположения
атомов (ионов) и особенно тогда, когда соседние плоские сетки
кристаллических решеток построены из атомов одинакового зна-
ка заряда. Принято различать следующие степени спайности:
1) весьма совершенная, когда минерал легко расщеп-
ляется на отдельные листочки или пластинки (слюда, гипс, хло-
рит) ;
2) совершенная, когда минерал раскалывается на пла-
стинки при слабом ударе, при этом поверхности скола гладкие,
блестящие (каменная соль, кальцит, барит, полевые шпаты);
3) средняя (отчетливая), когда при расколе образуются
поверхности как гладкие, так и неровные (авгит, роговая обман-
ка) ;
4) несовершенная — практически отсутствует или обнару-
живается с большим трудом. Поверхности излома всегда неров-
ные (кварц, нефелин, апатит).
У ряда минералов ’спайность проявляется не по одному, а по
двум или нескольким направлениям.
Излом, т. е. вид поверхности, получающийся при разламыва-
нии или разбивании минерала. Различают изломы: ракови-
стый, имеющий вогнутую или выпуклую, концентрически волни-
стую поверхность, напоминающую поверхность раковин (харак-
терен для минералов без спайности); занозистый, имеющий
поверхность, покрытую ориентированными в одном направлении
занозами (характерен для минералов волокнистого или лучисто-
го строения); землистый, характеризующийся шероховатой,
матовой поверхностью (каолинит, лимонит), и зернистый, ха-
рактерный для агрегатов. Минералы, имеющие совершенную спай-
ность по двум-трем направлениям, дают характерный ступен-
чатый излом.
Магнитные свойства проявляются в том, что данный минерал
действует на магнитную стрелку. Существует немного минералов,
которые обнаруживают явно выраженные магнитные свойства
(магнетит, пирротин). Очень редко, например, у магнетита мож-
но наблюдать полярный магнетизм, выражающийся в том, что
образец его может притягивать железные опилки, мелкие гнезди
и т. д.
Реакция со слабой соляной кислотой характерна для некото-
рых минералов (карбонатов). Кальцит легко реагирует с НС1,
при этом выделяется СО2 с шипением. 'Доломит «вскипает» толь-
ко в порошке, а магнезит не реагирует с НС1.
Вкус характерен для легко растворимых минералов (солей).
По ,вкусу, например, можно отличить каменную соль от сильвина.
Последний горьковад и слегка щиплет язык.
4 П. Н, Панюков, 3. Г. Перфильева
98
Минеральный состав земной коры
§ 25. ПРОЦЕССЫ ОБРАЗОВАНИЯ МИНЕРАЛОВ
Минералы возникают при геохимических реакциях, сопровож-
дающих геологические процессы. Каковы же эти процессы, приво-
дящие к образованию минералов? Другими словами, каковы ос-
новные процессы минералообразования в земной коре?
Процессы и условия образования минералов чрезвычайно
разнообразны, но их можно объединить в две большие группы:
эндогенные процессы минералообразования и экзогенные процес-
сы минералообразования.
Эндогенные процессы минералообразования, совершающиеся
в недрах земной коры, где господствуют большие давления и вы-
сокие температуры. В данных условиях минералы образуются:
1. При кристаллизации магматических расплавов. Таково
происхождение магматических минералов. Различают про-
цессы минералообразования при кристаллизации основной
массы магматического расплава и при кристаллизации оста-
точного магматического расплава, пересыщенного
газообразными летучими компонентами. Этим стадиям кристал-
лизации соответствуют собственно магматические ми-
нералы и минералы пегматитового процесса.
В последнем случае возникают крупнокристаллические выделе-
ния какого-либо минерала, например полевого шпата, в ряде
случаев проросшие одинаково (правильно) ориентированными
кристаллами другого, например кварца, как это имеет место в
пегматитах (см. гл. XI).
2. Путем возгона магматических газов. Процессы минералооб-
разования из летучих компонентов принято называть п н е в м а-
толитовыми: «пневматос» по-гречески — пар, дыхание, «ли-
спе» — распад. К пневматолитовым относят также и те минера-
лы, которые возникают при воздействии магматических газов на
окружающие породы. В этом случае часто происходят явления
замещения (метасоматоза) одних минералов другими, сопровож-
дающиеся изменением химического состава. Минералы такого
происхождения называются пневматолит о-м етасомати-
ч е с к и м и.
Минералообразование, происходящее путем выпадения мине-
рального вещества из горячих водных растворов, появляющихся
при сжижении магматических паров, называются гидротер-
мальны м.
В природе пневматолитовый и гидротермальный процессы ми-
нералообразования часто протекают одновременно. На этом ос-
новании выделяют пневматолит о-г и д роте рм а л ь н ы е
процессы минералообразования.
Пневматолитовые, гидротермальные и пневматолито-гидротер-
мальные процессы 'минералообразования обычно объединяют в
группу постмагматических процессов.
Общая характеристика минерального состава земной коры
99
3. Путем перекристаллизации горных пород в твердом состоя-
нии под влиянием высоких температур и давлений, а также лету-
чих (выделений магматических масс. В данном случае идет речь о
процессах минералообразования при метаморфизме горных пород—
регионально-метаморфических и контактно-ме-
таморфических.
Экзогенные процессы минералообразования. На поверхности
Земли совершаются процессы механического, химического и био-
химического разрушения (выветривания) горных пород. В ре-
зультате процессов выветривания образуются минералы так на-
зываемой коры выветривания (например, каолинит, мала-
хит и др.). Путем последующего переотложения продуктов вывет-
ривания горных пород возникают минералы осадочного про-
исхождения. К последним относятся минералы, выпавшие из
коллоидных и химических растворов, а также возникающие в ре-
зультате жизнедеятельности организмов (биогенные мине-
рал ы).
§ 26. КЛАССИФИКАЦИЯ МИНЕРАЛОВ
Выше была дана генетическая классификация минералов, т. е.
группировка их по признакам общности способа происхождения,
генезиса. Такая классификация имеет большое значение, так как
с генезисом связаны очень многие и чрезвычайно важные особен-
ности распространения минералов и их ассоциаций (п a pare не-
ти ческих сообществ), состав и характер этих ассоциаций,
формы залегания и условия распространения минеральных тел,
состоящих из этих ассоциаций, и т. д. Однако генетические груп-
пы минералов слишком общи: они объединяют минералы раз-
личного химического состава, внутреннего строения и свойств.
Очевидно, необходима более детальная классификация минера-
лов, учитывающая особенности состава, строения и свойств мине-
ралов.
Ведущим фактором, определяющим свойства минералов, яв-
ляется их химический состав. Поэтому о с н о в н ы е т и п ы мине-
ралов— простые вещества, сульфиды, кислородные соединения
и галоиды выделены именно по химическому со-
ставу.
По химическим признакам, а именно, характеру кислотных ра-
дикалов (комплексных анионов) выделяются классы минералов.
Абсолютное большинство минералов входит в тип кислород-
ных соединений. Как уже отмечалось выше, сюда относятся ми-
нералы следующих классов: окисли и гидроокислы, силикаты,
карбонаты, сульфаты, вольфраматы, фосфаты и некоторые дру-
гие.
Классы на подклассы разделяются по структурному признаку.
4*
100
Минеральный состав земной коры
Классификация минералов по А. С. Повареных (в сокращенном
виде) приведена в табл. 7.
Химические связи между атомами обнаруживают ту или иную
направленность, проявившуюся в разной мере у разных типов.
Данным свойством связей обусловлено то или иное направление
в распространении (сцеплении) атомов, ионов или радикалов в
пространственной кристаллической решетке. Преимущественное
направление развития связей (сцепления) отдельных атомов или
Таблица 7
Типы Классы Подклассы Примеры минералов
I. Простые ве- щества 1. Координацион- ные 2. Кольцевые Медь, золото, алмаз Сера
II. Сульфиды и Сульфиды, селени- 3. Слоистые Г рафит
их аналоги ды, арсениды и антимониды 1. Координацион- ные 2. Островные 3. Цепные Пирротин, пентландит, сфалерит, галенит, халькопирит, борнит Пирит, марказит, арсено- пирит Киноварь, антимонит
III. Кислород- ные соедине- ния Окислы Силикаты, алюмо- силикаты и бор- силикаты Фосфаты Молибдаты Вольфраматы Сульфаты Карбонаты 4. Слоистые 1. Координацион- ные 2. Каркасные 3. Цепные 4. Слоистые 1. Каркасные 2. Кольцевые 3. Островные 4. Цепные 5. Слоистые I. Островные 2. Слоистые Островные 1. Островные 2. Слоистые Островные Молибденит Уранинит, лед Куприт Касситерит, пиролюзит, гетит, диаспор-/ псило- мелан Корунд, ильменит, гема- тит, гидраргиллит Кварц, полевые шпаты, нефелин Берилл, турмалин Оливин, гранат, циркон, дистен, топаз, эиидо-т; Пироксены, амфиболы Тальк, каолинит, .монт- мориллонит, слюды, хлориты, серпентин Апатит Урановые -слюдки Шеелит, вольфрамит Ангидрит, барит Гипс Кальцит, доломит, -араго- нит, магнезит, малахит,
IV. Галогениды Хлориды, броми- ды, йодаты Фториды 1. Координацией - ные 2. Островные 3. Координацион- ные Галит, сильвиы Карналлит Флюорит
Общая характеристика минерального состава земной коры
101
их комплексов (радикалов) в пространстве определяет структур-
ный мотив кристаллической решетки минерала.
Свойства минерала обнаруживают непосредственную связь со
структурным мотивом. Структурный мотив вместе с тем опреде-
ляет тип самой кристаллической решетки.
По предложению проф. Г. Б. Бокия, выделяются следующие
основные типы кристаллических структур (структурные мотивы
кристаллических решеток) минералов:
1. Координационный мотив (см. рис. 26) соответствует равно-
мерному распределению атомов во всех трех направлениях. Эле-
ментарные ячейки кристаллической решетки — полиэдры име-
ют много общих геометрических элементов — граней, ребер, вершин
(золото, алмаз, поваренная соль).
2. Каркасный мотив (рис. 42, а) характеризуется наличием
между двумя соседними полиэдрами только общих вершин. Кар-
касная структура отличается менее плотным заполнением прост-
ранства, чем структура координационная. Полости между поли-
эдрами могут быть заполнены катионами, нейтрализующими за-
ряды каркаса (алюмосиликаты и боросиликаты, полевые
шпаты).
3. Островной мотив (рис. 42, б). Радикалы, образующие эле-
ментарные полиэдры, в данных структурах непосредственно не
связаны между собой. Это объясняется тем, что валентные связи
атомов использованы внутри радикалов (полиэдров). Наружные
102
Минеральный состав земной коры
связи между полиэдрами осуществляются посредством катионов,
нейтрализующих отрицательные заряды радикалов. К минералам
островной структуры относятся сульфаты, карбонаты, фосфаты,
некоторые силикаты.
4. Кольцевой мотив (рис. 42, в) образуется путем сцепления
полиэдров в замкнутые кольца, непосредственно не связанные
между собой. Такова, например, структура берилла.
5. Цепной мотив (рис. 42, г) характеризуется отчетливой ори-
ентацией атомных полиэдров (радикалов) только в одном на-
правлении. В этом направлении полиэдры тесно сближены ц не-
посредственно соприкасаются через грань, ребро или вершину,
образуя бесконечные цепи. Сами цепи состоят из отдельных ато-
мов, треугольников, тетраэдров или октаэдров. При этом цепи мо-
гут быть образованы из одного ряда или сдвоенных рядов. Связь
между цепями осуществляется с помощью остаточных сил, или
же с помощью катионов, или, наконец, путем ассоциации полиэд-
ров (как, например, в рубине). К цепным силикатам относятся
пироксены, амфиболы и др. <
6. Слоистый мотив (рис. 42, д) характеризуется протяженно-
стью в двух направлениях (измерениях) в виде бесконечных се-
ток атомов (графит), треугольников атомов или полиэдров тетра-
эдрических, октаэдрических и призматических. Слоистые мотивы
могут быть: простые (одинарные), как у гпафита, тройные
{А1(ОН)3], пят ер ные (у каолинита) или еще более слож-
ные (у талька, слюд, хлорита). Связь между слоями обеспечи-
вается остаточными силами или силами электростатического при-
тяжения, или, наконец, с помощью катионов, нейтрализующих
отрицательные заряды полиэдров.
Наибольшее число минеральных видов имеет островное строе-
ние. Менее распространены минеральные виды цепной структуры.
Лишь 50 минеральных видов из общего числа 2500—3000 имеют
каркасную структуру. Однако минералы каркасной структуры об-
разуют основную массу земной коры, так как к ним относятся
главнейшие породообразующие минералы (полевые шпаты, кварц,
нефелин и др.).
Глава IX
ОПИСАНИЕ ВАЖНЕЙШИХ
ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ И РУДНЫХ
МИНЕРАЛОВ
§ 27. ПРОСТЫЕ ВЕЩЕСТВА
К простым веществам относятся самородные элементы и интер-
металлические соединения (по акад. А. Г. Бетехтину). Представ-
лены они главным образом металлами (Au, Ag, Fe, Pt, Си и др ),
полуметаллами (As, Sb, Bi) и металлоидами (самородная сера,
алмаз и графит). В общей массе все они составляют не более
0,05% массы земной коры.
Для самородных металлов очень характерны интерметалличе-
ские соединения, отличающиеся определенной стереохимической
формулой (как, например, Cu3As; AgsSb и др.), а также соедине-
ния переменного состава — твердые растворы (изоморфные смеси
Ag и Au; Pt и Fe; Pt и Си и др.). Некоторые минералы данного
типа встречаются в виде двух и более полиморфных модификаций
(алмаз и графит; a-сера и £-сера и др.).
Самородные металлы обладают хорошей электропроводностью
и теплопроводностью, металлическим блеском, большим удельным
весом, ковкостью, отсутствием спайности и, за редким исключе-
нием, невысокой твердостью. Полуметаллы и металлоиды харак-
теризуются большим разнообразием свойств.
Золото Au в химически чистом виде встречается редко. Обычно
содержит примеси ряда элементов (Ag, Си) иногда в значительных
количествах (до 20%). Сингония кубическая. Кристаллы (чаще
всего октаэдры) встречаются крайне редко. Обычно золото в виде
неправильной формы зерен, листочков и чешуек вкраплено в квар-
цевую или рудную массу. Размеры зерен самые различные, но
чаще всего микроскопически мелкие.
Цвет золотисто-желтый. Черта металлическая, желтая. Блеск
типичный металлический. Твердость 2,5—3,0. Спайность несовер-
шенная. Удельный вес 15,6—18,3. Золото ковко — легко расплю-
щивается в тончайшие листочки; химически инертно.
101
Минеральный состав земной коры
Происхождение. Г идротермальные месторождения зо-
лота генетически связаны с интрузиями кислых пород. Ассоци-
ирует чаще всего с кварцем и сульфидами (пиритом, арсенопири-
том). При разрушении коренных месторождений, вследствие своей
химической инертности и большого удельного веса, легко накап-
ливается в россыпях.
Платина Pt обычно образует твердые растворы с железом,
иридием, осмием, медью и другими металлами. Сингония кубиче-
ская; кристаллы редки, обычно выделяется в виде зерен неправиль-
ной формы. Цвет стально-серый. Черта серая. Блеск металличе-
ский. Спайность отсутствует. Излом крючковатый. Твердость 4—
4,5. Удельный вес 15—19. Платина ковка, тугоплавка (t плавле-
ния 1771°С); химически инертна.
Происхождение магматическое, ассоциирует с оливином,
пироксенами, магнетитом, хромитом. Благодаря химической устой-
чивости при разрушении платиносодержащих пород накапливает-
ся в россыпях.
Используется для изготовления химической посуды, как ката-
лизатор в химической промышленности, в зубоврачебном и юве-
лирном деле.
Медь Си. Сингония кубическая. Кристаллы редки. Обычно
встречается в виде неправильных пластинчатых дендритов, вкрап-
ленности в породах и иногда в виде сплошных масс. Цвет медно-
красный, часто с побежалостью. Черта блестящая металлическая.
Блеск металлический. Спайность отсутствует. Излом крючкова-
тый. Твердость 2,5—3. Удельный вес 8,5—8,9. Медь ковка. Хоро-
шо проводит электричество.
Происхождение. Образуется в зоне окисления сульфид-
ных месторождений и ассоциирует с халькозином, купритом, мала-
хитом, лимонитом и другими минералами зоны окисления. Изве-
стны гидротермальные месторождения самородной меди. Редки и
недостаточно изучены осадочные месторождения меди.
Используется медь в электротехнике, машиностроении, прибо-
ростроении чаще всего в виде сплавов с другими металлами.
Алмаз С. Бесцветные разновидности состоят из чистого угле-
рода. В виде включений в алмазах нередко встречается графит
и некоторые другие минералы. Разновидности: борт — неправиль-
ной формы сростки и шаровидные лучистые агрегаты; карбона-
до— тонкозернистые перистые агрегаты, окрашенные посторон-
ними примесями в буровато-черный цвет.
Сингония кубическая. Кристаллы чаще всего октаэдрические,
размеры отдельных кристаллов изменяются от мельчайших до
очень крупных — до нескольких сотен и даже тысяч карат (ка-
рат— 0,2 г).
Алмазы бывают бесцветными, голубоватого, желтоватого, бу-
Описание важнейших породообразующих и рудных минералов
105
рого до черного цвета. Блеск сильный алмазный. Твердость 10,
абсолютная твердость в 1000 раз превышает твердость кварца и
в 150 раз — корунда. Хрупок. Спайность средняя. Удельный
вес 3,5.
Происхождение. Месторождения алмаза связаны с маг-
матическими породами — кимберлитами и перидотитами, где в
ассоциации с алмазом встречается графит, оливин, пироп, магне-
тит, гематит и др.
Алмаз образуется в трубках вулканических взрывов. В экзо-
генных условиях алмаз весьма устойчив и поэтому накапливается
в россыпях.
Прозрачные алмазы используются в ювелирном деле, как аб-
разивный материал в бурении, в точной механике и других отрас-
лях промышленности. Для технических целей употребляются мел-
кие алмазы, осколки, а также борт и карбонадо.
Графит С. Сингония гексагональная. Кристаллы имеют вид
плоских шестиугольных пластинок — табличек. Обычно графит
встречается в виде чешуек, например в графитосодержащих гней-
сах и сланцах, а также в виде топкочешуйчатых агрегатов, плот-
ных скрытокристаллических масс и землистых агрегатов.
Цвет черный до стально-серого. Черта черная. Блеск металло-
видный до матового у скрытокристаллическпх масс. Спайность
весьма совершенная в одном направлении. Удельный вес 2,2.
Твердость 1. Жирен на ощупь. Проводит электричество. Огнеупо-
рен и кислотоупорен.
Прои схождение. Возникает при региональном и контак-
товом метаморфизме осадочных пород, содержащих органическое
вещество. Слои, состоящие почти целиком из графита, возникают
при метаморфизме пластов углей на контактах с магматическими
породами. Известны собственно магматические месторождения
графита, образующиеся при возгонке (сублимации) газообразных
выделений магмы.
Используется графит в атомной промышленности (графитовые
стержни в атомных реакторах), в металлургической промышлен-
ности (тигли в литейном деле), для изготовления смазок, элек-
тродов, карандашей.
Сера S. Наиболее устойчива разновидность серы ромбической
сингонии (а—S). Кристаллы серы часто встречаются и имеют
пирамидальный или усеченный дипирамидальный вид. Сера часто
образует друзы кристаллов, а также встречается в виде сплошных
и землистых масс, реже образует натечные формы.
Цвет желтый разных оттенков, бурый до черного (от приме-
сей углистых и битуминозных веществ). Черта желтая. Блеск на
гранях кристаллов стеклянный до алмазного, на изломе — жир-
ный. В кристаллах — просвечивает по краям. Спайность несовер-
106
Минеральный состав земной коры
шенная. Излом неровный, иногда раковистый. Твердость 1,5—2.
Хрупкая. Удельный вес 2,07. Легко плавится и горит.
Происхождение. Основная масса серы образуется био-
химическим путем в осадочных гипсоносных толщах, содержащих
органические вещества (битум, нефть). Соответственно сера ассо-
циирует с гипсами, асфальтом, нефтью. Некоторые количества
серы возникают при процессах выветривания (при разложении
гипсов и сульфидов). Известен и эндогенный процесс образования
самородной серы — путем возгона (сублимации) вулканических
газов.
В основном сера используется для получения серной кислоты,
употребляется для вулканизации резины, в сельском хозяйстве
для борьбы с вредителями, в производстве спичек, взрывчатых
веществ.
§ 28. СУЛЬФИДЫ
К данному типу относятся сернистые, селенистые, теллуристые,
мышьяковистые и сурьмянистые соединения металлов. Многие из
них являются важнейшими рудообразующими минералами боль-
шой промышленной ценности (сульфиды Zn, РЬ, Си, Ag, Sb, Bi,
Ni, Co, Mo и Hg). С химической точки зрения они являются про-
изводными H2S, H2Se, Н2Те и часто образуют изоморфные смеси.
Большинство сернистых минералов гидротермального проис-
хождения. В осадочных породах они образуются в восстановитель-
ных условиях при наличии H2S, выделяющегося при разложении
органических веществ без доступа кислорода. В окислительной
обстановке (в присутствии воды и кислорода) почти все окисля-
ются, переходя большей частью в легко растворимые в воде суль-
фаты, а затем в гидроокислы, окислы, карбонаты, и образуют
зоны окисления рудных месторождений. Исклю-
чение составляют лишь некоторые минералы (например, киноварь,
HgS), которые химически стойки в окислительной обстановке.
Пирит FeS2 (серный колчедан) содержит примеси Со, Ni, As,
Sb, иногда Си, Au, Ag и др.). Сингония кубическая. Кристаллы
встречаются часто, обычно в виде куба, реже октаэдра и пента-
гондодэкаэдра. На гранях кубических кристаллов нередко наблю-
дается взаимно перпендикулярная штриховка. Пирит встречается
в виде друз, вкраплений кристаллов и сплошных зернистых масс.
Цвет золотисто-желтый. Черта черная. Блеск металлический. Спай-
ность отсутствует. Излом неровный, иногда раковистый. Твердость
6—6,5. Удельный вес 5.
Происхождение. Пирит самый распространенный ми-
нерал из группы сульфидов. Он образуется в разных геологиче-
ских условиях при магматических, гидротермальных, осадочных
и метаморфических процессах. Промышленные месторождения пи-
Описание важнейших породообразующих и рудных минералов 10?
рита обычно гидротермального происхождения. В результате вы-
ветривания (окисления, гидратации) пирит превращается в ли-
монит.
Используется для получения серной кислоты, попутно извле-
каются Си, Zn, Аи; огарки от обжига изредка используются как
руда для получения железа.
1 Марказит) Fe$2 кристаллизуется в ромбической сингонии.
Кристаллы обычно образуют агрегаты копьевидных очертаний
(нередко округлой формы), желваки, натечные образования ради-
ально-лучистого строения.
Происхождение в основном осадочное (в небольшом
количестве, но часто встречается в осадочных породах — глинах,
песчаниках, углях), изредка — гидротермальное. Значительных
скоплений не образует. Является часто встречающейся вредной
примесью в огнеупорных глинах и ископаемых углях.
• Пирротин FeKSn+i (магнитный колчедан). Из примесей изред-
ка присутствуют в незначительных количествах Си, Ni, Со, а так-
же Мп, Zn и др. Сингония гексагональная. Кристаллы пластинча-
той формы, но встречаются очень редко. Обычно образует сплош-
ные массы и зернистые агрегаты неправильной формы. Цвет
бронзово-желтый, довольно темный, с бурой побежалостью. Черта
черная. Блеск металлический. Твердость 4. Удельный вес 4,5.
Спайность несовершенная. Слегка магнитен. Легко отличим по
характерному бронзовому оттенку цвета и магнитности.
Происхождение. Пирротин образуется главным образом
при магматических процессах. Связан с основными породами (бед-
ными SiOg), в которых он находится в ассоциации с халькопири-
том и пентландитом. В контактово-метасоматических образованиях
пирротин бывает в ассоциации с полиметаллическими рудами
(см. ниже). В меньших количествах пирротин образуется при гид-
ротермальном и регионально-метаморфическом процессах.
Пирротин используется для получения серной кислоты. Иногда
из пирротина извлекается Ni.
(Пентландит/(FeNi)flSR (железо-никелевый колчедан). Посто-
янно содержит примесь Со в количестве до 2,5%. Сингония куби-
ческая. Обычно встречается в виде сплошных скоплений и зерни-
стых агрегатов. Цвет бронзово-желтый. Черта коричневатая. Блеск
металлический. Спайность несовершенная. Излом раковистый.
Твердость 3,5—4. Удельный вес 4,5—5. Хорошо проводит электри-
чество. Отличается от пирротина более светлым оттенком и от-
сутствием парамагнитных свойств.
Происхождение. Распространение пентландита всегда
связано с основными и ультраосновными магматическими поро-
дами, в которых он ассоциирует с пирротином, халькопиритом и
магнетитом. Пентландит — основная руда на никель.
Борнит Cu5FeS4 (пестрая медная руда) часто содержит Ag.
108
Минеральный состав земной коры
Сингония кубическая. Обычно борнит встречается в виде зерни-
стых масс и вкрапленности.
Цвет в свежем изломе медно-красный, темный. Весьма харак-
терна пестрая (синяя и фиолетовая) побежалость. Черта серова-
то-черная. Блеск металлический. Спайность несовершенная. Твер-
дость 3. Удельный вес 4,9—5,2. Электропроводен.
Происхождение. Борнит чаще всего возникает при
процессах выветривания — в зонах вторичного обогащения суль-
фидных месторождений. Встречается борнит также в некоторых
гидротермальных месторождениях, в которых он ассоциирует с
халькозином, галенитом, сфалеритом и пиритом.
Борнит является ценной рудой на медь.
* Халькопирит CuFeS2 (медный колчедан). Сингония тетраго-
нальная. Образует зернистые сплошные и вкрапленные агрегаты.
Цвет латунно-желтый (зеленовато-желтый), часто с радужной
побежалостью. Блеск металлический. Спайность несовершенная.
Излом неровный. Твердость 3—4. Удельный вес 4,1—4,3.
Происхождение. Халькопирит чаще всего связан с гидро-
термальными жилами и метасоматическими месторождениями, в
которых он ассоциирует с пиритом, пирротином, сфалеритом, га-
ленитом и некоторыми другими сульфидами. Как спутник пир-
ротина он встречается в магматсгенных месторождениях.
Халькопирит является важнейшей рудой на медь.
Молибденит MoS2 (молибденовый блеск). Сингония гексаго-
нальная. Кристаллы имеют форму тонких, часто листоватых
шестигранных таблиц. Встречается в виде вкрапленности в поро-
дах, в виде листоватых, чешуйчатых, звездчатых агрегатов. Цвет
свинцово-серый. Черта серая. Блеск металлический. Спайность
весьма совершенная в одном направлении. Листочки по спайности
гибки, но не упруги. Твердость 1, оставляет черту на бумаге, пач-
кает руки подобно графиту. Жирный на ощупь. Удельный вес 4,7.
Происхождение гидротермальное или пневматолитовое.
Молибденит—единственная руда на молибден, который исполь-
зуется для получения специальных сталей в качестве лигирующей
примеси, в электротехнике и радиотехнике, химической промыш-
ленности.
\ Сфалерит ZnS (цинковая обманка). В качестве примеси чаще
всего присутствует Fe (до 20%), реже Си. Сингония кубическая.
Встречается в виде хорошо образованных кристаллов тетраэдри-
ческой формы, зернистых кристаллических агрегатов, иногда
скрытокристаллических масс с концентрически зональным строе-
нием.
Цвет сфалерита меняется от почти бесцветного и медно-жел-
того (клейофан) до темно-бурого п почти черного (марматит).
Черта соответственно цвету? меняется от белой до темно-бурой.
Блеск алмазный и стеклянный (отличие от большинства сульфи-
Описание важнейших породообразующих и рудных минералов
109
дов). Спайность совершенная — по граням ромбододекаэдра.
Твердость 3,5—4. Удельный вес 3,9—4,1.
Происхождение. Главная масса сфалерита образуется
при гидротермальных процессах; в более высокотемпературных
условиях возникает черный железистый марматит, а в более низ-
котемпературных— клейофан. Ассоциирует с галенитом.
Сфалерит — важнейшая руда на цинк, часто содержит в виде
изоморфной примеси ряд ценнейших элементов: кадмий (до 0,5—
1%), индий (до 0,1%), галлий (до 0,1%), германий (до 0,3%).
Галенит PbS (свинцовый блеск). Из примесей чаще всего при-
сутствует Ag, содержание которого достигает десятых долей про-
цента, а также Си, Zn, иногда Se и др.
Сингония кубическая. Кристаллы чаще всего кубической
формы. Галенит встречается в виде зернистых масс или вкраплен-
ности в породах. Очень мелкозернистые плотные сплошные массы
галенита называются «свинчаком». Цвет свинцово-серый. Черта
серовато-черная. Блеск металлический. Спайность совершенная в
трех направлениях по граням куба. Твердость 2,5. Удельный вес 7,5.
Происхождение гидротермальное. Часто встречается в
ассоциации со сфалеритом, пиритом и халькопиритом, образуя по-
лиметаллические руды. В зоне окисления галенит легко разру-
шается, возникают вторичные свинцовые минералы —сурик РЬ3О4,
церуссит РЬСО3 и некоторые другие. Галенит — важнейшая руда
на свинец. Из галенита часто извлекается Ag.
Киноварь HgS. Сингония тригональная. Кристаллы обычно об-
разуют вкрапленность в породах, реже — сплошные массы, про-
жилки, налеты. Цвет красный. Черта красная, яркая. В тонких
обломках крупных кристаллов полупрозрачен. Блеск алмазный.
На гранях кристаллов иногда наблюдается синевато-серая побе-
жалость. Спайность средняя. Твердость 2—2,5. Хрупка. Удельный
вес 8.
Происхождение гидротермальное, низкотемпературное,
В ассоциации с киноварью встречаются антимонит, халцедон, флю-
орит, барит. Киноварь — единственная руда на ртуть, также ис-
пользуется как краска.
* Антимонит БЬгБз (сурьмянный блеск, стибнит). Сингония ром-
бическая. Кристаллы вытянутой формы — призматические, столб-
чатые, игольчатые с характерной грубой штриховкой вдоль кри-
сталлов. Встречается в виде кристаллов, часто вросших в породу,
образует друзы, а также сплошные, нередко радиально-лучистые
агрегаты.
Цвет свинцово-серый. На гранях кристаллов часто наблю-
дается синеватая побежалость. Блеск металлический. Спайность
совершенная в одном направлении. На плоскостях спайности часто
наблюдаются тонкие штрихи перпендикулярно удлинению зерен.
Твердость 2—2.5. Хрупок. Удельный вес 4,6.
но
Минеральный состав земной коры
Происхождение в основном гидротермальное низкотемпе-
ратурное. В ассоциации с ним встречаются киноварь, кварц, флю-
орит, барит. Антимонит — главнейшая руда на сурьму.
> Арсенопирит FeAsS (мышьяковый колчедан). Сингония моно-
клинная. Кристаллы призматические, иногда вытянутые. Обычно
образуют плотные зернистые агрегаты.
Цвет оловянно-белый. Нередко наблюдается желтоватая по-
бежалость. Черта темно-серая. Блеск металлический. Спайность
несовершенная. Твердость 6. Хрупок. Удельный вес 6. При ударе
издает запах чеснока.
Происхождение гидротермальное. Спутниками яв-
ляются касситерит, вольфрамит, сфалерит, галенит. Реже обра-
зуется при контактово-метаморфических процессах.
Арсенопирит — главнейшая руда на мышьяк.
§ 29. КИСЛОРОДНЫЕ СОЕДИНЕНИЯ
Большинство минералов земной коры относится к типу кисло-
родных соединений, включающих окислы и гидроокислы, силикаты
и броматы, карбонаты, сульфаты, вольфраматы и молибдаты и не-
которые другие классы минералов
Окислы и гидроокислы
К этому классу относятся соединения металлов и металлоидов
с кислородом (простые окислы) и гидроксилом (гидроокислы).
> Гематит Fe2Os (красный железняк—название по цвету черты).
Сингония тригональная. Гематит встречается в виде сплошных
плотных скрытокристаллических масс, чешуйчатых агрегатов (же-
лезный блеск, железная слюдка), в виде землистых 1порошкова-
тых скоплений (железная сметана). Иногда образует натечные
образования с гладкой поверхностью (красная стеклянная голо-
ва). Натечные образования нередко имеют скорлуноватое и ради-
ально-лучистое строение. В землистых массах обычно имеются
примеси других минералов.
Цвет железо-черный до стально-серого. Землистые порошкюва-
тые массы — красного цвета. Черта вишнево-красная. Блеск полу-
металлический, у порошковатых агрегатов — матовый. Спайность
отсутствует. Твердость 5,5—6. Удельный вес 5,0—5,3.
Происхождение. Гематит образуется в широком интерва-
ле температур при различных геологических процессах, но всегда
в окислительных условиях. Промышленные месторождения гема-
тита контактово-метасоматического и гидротермального проис-
хождения.
Гематит важнейшая руда на железо. Содержание Fe в сплош-
ных гематитовых рудах колеблется от 50 до 65%. Порошковатые
Описание важнейших, породообразующих и рудных минералов
III
разности используются в качестве красок и для изготовления
красных карандашей.
•^Магнетит Fe3O4 (магнитный железняк). Сингония кубическая.
Кристаллы встречаются довольно часто и обычно имеют октаэдри-
ческий облик. Большей частью встречается в виде сплошных зер-
нистых масс или в виде вкрапленности в породе. Цвет железо-чер-
ный. Черта черная. Блеск полуметаллический. Спайность отсутст-
вует. Твердость 5,5—6. Хрупок. Удельный вес 4,9—5,2. Сильно
магнитен, иногда полярно. От других сходных минералов легко
отличается по магнитности. В качестве примесей содержится TiO2
и Сг2О3.
Магнетит — важнейшая руда на железо.
Происхождение. Магнетит образуется мри различных гео-
логических процессах в восстановительных условиях. В маг м а-
тических горных породах основного состава магнетит часто об-
разует мелкозернистую вкрапленность.
При контактово-метасоматических процессах неред-
ко возникают крупные промышленные месторождения магнетита,
где последний находится в ассоциации с гранатами, хлоритами,
сульфидами, кальцитом и другими минералами. В гидротер-
мальных месторождениях магнетит встречается как спутник в
ассоциации с сульфидами, но гидротермальные месторождения
магнетита редки. Значительные количества магнетита возникают
при метаморфизме осадочных железных руд.
Бурый железняк — весьма распространенное минеральное об-
разование. Представляет собой смесь гетита HFeO2 и лимонита
НРеОг-пНйО с гидроокислами кремнезема, глинистым веществом
и т. д.
Бурый железняк образует землистые, порошковатые, плотные,
нередко пористые массы различной формы, конкреции и оолиты.
Натечные образования с гладкой блестящей поверхностью назы-
вают бурой стеклянной головой, лимониты оолитового строения —
бобовой рудой.
Физические свойства бурого железняка сильно меняются в за-
висимости от состава. Так, цвет может быть от светло-желтого
до темно-бурого. Твердость от ‘1 у рыхлых и землистых до 5 у
плотных разностей. Удельный вес 2,7—4,3. Бурый железняк —
важнейшая железная руда.
Происхождение — химическое и биохимическое (осадки
озер и прибрежной полосы морей). Лимониты также образуются
в результате выветривания железосодержащих минералов
(сульфидов, силикатов, окислов). Верхнюю окисленную часть руд-
ных тел. состоящую из водных окислов железа, иногда в смеси
с гематитом, кремнеземом и другими минералами, называют
«железной шляпой».
-f Ильменит FeTiO2 (титанистый железняк). Сингония тригональ-
112
Минеральный состав земной коры
ная. Кристаллы толстотаблитчатые, ромбоэдрические, пластинча-
тые. Обычно встречаются в виде вкрапленных зерен неправильной
формы или в виде сплошных масс. 4
Цвет железо-черный. Черта черная, иногда буровато-черная.
Блеск полуметаллический. Спайность отсутствует. Излом раковис-
тый, часто наблюдаются трещины отдельности. Твердость 5—6.
Удельный вес 4,72. Слабо магнитен.
Происхождение магматическое и пегматитовое. Устойчив
в зоне выветривания и поэтому накапливается в россыпях. Иль-
менит — важнейшая руда на титан.
Аг Хромит. Под названием хромит обычно объединяется группа
минералов хромшпинелидов с общей формулой (Mg, Fe)
(Сг, Al, РеЦСЦ отдельные представители которых — магнезио-
хромит (Mg, Fe)Cr2O4, алюмохромит (Fe) (Сг, А1)2О4,
хромпикотит (Mg, Fe) (Сг, AI^Oa и собственно хромит
FeCraCU без химических анализов друг от друга не отличимы.
Сингония кубическая. Кристаллы октаэдрической формы. Обычно
встречаются в округлых или неправильной формы зернах и в виде
сплошных зернистых агрегатов. Цвет черный. Черта всегда бурая.
Блеск металловидный. Спайность отсутствует. Твердость 5,5—7,5.
Некоторые хромиты обнаруживают слабую магнитность. Общими
отличительными признаками хромитов является черный цвет, бу-
рая черта, высокая твердость. Хромшпинелиды устойчивы, на зем-
ной поверхности образуют россыпи.
Происхождение магматическое, связаны с ультраоснов-
ными породами. Хромшпинелиды — главнейшая руда на хром.
Бедные Сг2О3 руды идут для изготовления огнеупоров.
£ Корунд Л12О3. Сингония тригональная. Часто встречаются хо-
рошо образованные кристаллы — боченковидные, столбчатые, пи-
рамидальные, пластинчатые. На гранях кристаллов нередко
штриховка. Также встречается в виде сплошных зернистых масс.
Цвет синевато- или желтовато-серый. Обычно корунды мутные
пли полупрозрачные. Иногда встречаются прозрачные красиво ок-
рашенные кристаллы, являющиеся ювелирными камнями высокой
ценности: синие — сапфиры, красные — рубины. Сплошные
зернистые массы, называемые наждаком, состоят из корунда,
магнетита, кварца, гематита. Блеск стеклянный. Спайность отсут-
ствует. Твердость 9. Удельный вес 3,95—4,1. Корунд химически
стоек и при разрушении корундосодержащих пород часто накап-
ливается в россыпях.
Происхождение. Корунд образуется только при высоко-
температурных эндогенных процессах, в основном при процессах
контактового метаморфизма — воздействии магмы на карбонат-
ные и бокситовые породы. Иногда корунд встречается в магмати-
ческих породах и в пегматитах. Образуются корундсодержащие
породы и при региональном метаморфизме. ,
Описание важнейших породообразующих и рудных минералов
из-
Благодаря высокой твердости корунд и наждак используются
как абразивный материал, рубин и сапфир — в ювелирном деле.
В настоящее время изготовляют искусственные рубины и сапфиры
путем электроплавки порошка А12О3; примесь Сг2О3 придает по-
лучаемым кристаллам красный цвет, a Ti и С07— синий.
(Диаспор НА1О2, бемит АЮ(ОН), гидраргиллит А1(ОН)3 весьма
похожи по своим диагностическим признакам и различаются
только при рентгеноструктурном анализе. Кристаллы пластинча-
той и удлиненной формы нередко образуют листоватые и чешуй-
чатые агрегаты и плотные землистые массы. Цвет серовато-белый.
Блеск алмазный, на плоскостях спайности нередко наблюдается-
перламутровый отлив. Спайность совершенная в одном направ-
лении. Хрупки. Удельный вес гидраргиллита 2,35, бемита 3,01,
диаспора 3,4. Твердость диаспора 6,5—7, бемита 3,5, гидраргил-
лита 2.5—3,5. Часто эти три минерала входят в состав полпмине-
ральных образований — бокситов.
Боксит имеет непостоянный минеральный состав и представ-
ляет собой смесь диаспора, бемита, глинистых минералов, кремне-
зема, окислов железа и других. Физические свойства меняются
в зависимости от состава. Цвет белый, розовый, красно-бурый,
зеленый. Бокситы встречаются в виде глиноподобных пород,
иногда весьма плотных, нередко имеющих оолитовое строение.
Они являются важнейшей рудой на алюминий.
Происхождение экзогенное.
Пиролюзит МпО2. Сингония тетрагональная. Кристаллы иголь-
чатой формы, но редки. Обычно встречается в виде сплошных
кристаллически-зернистых или скрытокристаллических, часто са-
жистых порошковатых масс, иногда образует конкреции, почко-
видные агрегаты. Цвет черный, иногда наблюдается синеватая
побежалость. Черта черная. Блеск полуметаллический. Твердость
5 -6, у рыхлых сажистых агрегатов ложная малая твердость
(до 2). Очень хрупок. Удельный вес 4,7- 5,0.
Происхождение. В основном образуется при процес-
сах выветривания. Находится в ассоциации с псиломела-
ном и лимонитом. Изредка встречается в гидротермальных
месторождениях. Пиролюзит — важнейшая руда на марганец.
Используется в производстве сухих электрических батарей, в сте-
кольном деле (для обесцвечивания зеленого стекла), при изготов-
лении различных химических препаратов и др.
£ Псиломелан тМпО -МпО2-иН2О. Полиминеральное образова-
ние, представляющее собой твердый раствор различных окислов
и гидроокислов марганца. Псиломеланом называют сплошные и
плотные оолитовые массы, натечные формы и рыхлые землистые
разности. Разновидности, содержащие значительные количества
Со, называются асболанами. Цвет черный. Черта коричнево-
114
Минеральный состав земной коры
черная. Блеск металловидный, у землистых видов - - матовый.
Твердость 4—6 для плотных разностей. Удельный вес 4,7—4,8.
Происхождение — только экзогенное (при окислении
различных минералов марганца). Псиломеланы — руда на марга-
нец, асболаны — руда на кобальт.
if Касситерит SnO2 (оловянный камень). Сингония тетрагональ-
ная. Часто встречается в виде хорошо образованных кристаллов
дипирамидальной формы. Нередки характерные коленчатые двой-
ники. Касситерит обычно встречается в виде вкрапленности не-
правильных зерен в породах, изредка образует сплошные зерни-
стые или радиально-лучистые массы. Цвет бурый до черного.
Черта светло-коричневая. Блеск алмазный, в изломе смоляной,
жирный. Грани кристаллов иногда матовые. Излом часто рако-
вистый. Твердость 6—7. Удельный вес 6,8—7,0.
Происхождение. Касситерит образуется при п н е в м а т о-
л и то вых 'процессах, генетически связанных с кислыми, т. е.
богатыми SiO2 магмами, и при гидротермальных процес-
сах — в кварцевых жилах в ассоциации с вольфрамитом, молибде-
нитом, пирротином, ‘пиритом, халькопиритом, хлоритом. Кассите-
рит — единственная руда на олово, устойчив в условиях выветри-
вания и накапливается в россыпях.
(^Уранинит UO2 (урановая смоляная руда, урановая смолка).
Сингония кубическая. Кристаллы редки. Обычно образует сплош-
ные массы, натечные, почковидные агрегаты. Цвет черный, буро-
вато-черный, черта буровато-черная. Блеск смоляной. Твердость
5,5 -6. Удельный вес 8 -10. Сильно радиоактивен. В качестве при-
месей содержатся Ra, Ас, Ро.
П р о и с х ождение. Уранинит в пегматитовых жилах ассо-
циирует с толевыми шпатами, цирконом. Важное промышленное
значение имеют гидротермальные месторождения, в которых ура-
нинит ассоциирует с сульфидами, баритом, флюоритом, кальци-
том. В осадочных месторождениях уранинит бывает связан
с органическими веществами (например, с углем).
Уранинит— важнейшая руда на уран и радий.
Силикаты
К классу силикатов относится примерно одна треть всего
числа известных минеральных видов. Они. включая кварц, состав-
ляют примерно 87% земной коры. Естественно, что многие сили-
каты являются важнейшими породообразующими минералами и
полезными ископаемыми.
Силикаты рассматривались раньше как соли (кислые, средние
и основные) гипотетических кремневых, алюмокремневых и неко-
торых других кислот. В частности, выделялись соли ортокремне-
Описание важнейших породообразующих и рудных :шнералов
115
вой (H4S1O4), метакремневой (H2S1O3), пирокремневой (HeSieCb)
и других кислот.
В настоящее время классификация силикатов дается по к р и-
ста л л ох и м ичес к им признакам, точнее по структурным мо-
тивам (типам) пространственной кристаллической решетки. Со-
гласно современным данным основной структурной единицей всех
силикатов является кремнекислородный тетраэдр [SiO4]4-. Он со-
стоит из четырех 'больших ионов кислорода (ионный радиус ра-
вен 1,36А), расположенных по вершинам тетраэдра, и одного
иона кремния (ионный радиус 0,39А), размещающегося в центре
тетраэдра (см. рис. 42, б).
Кремнекислородный тетраэдр обладает четырьмя свободными
валентными связями. Последние связывают кремнекислородный
тетраэдр (через их вершины) с другими элементами, скрепляя
их в прочную кристаллическую решетку. Кремнекислородные те-
траэдры в кристаллических решетках силикатов могут находиться
либо в виде изолированных друг от друга структурных единиц
[SiO4]4-, либо сочленяться друг с другом разными способами, об-
разуя сложные комплексные анионные радикалы. При этом со-
членение происходит только через вершины тетраэдров, но не че-
рез ребра или грани.
Когда кремнекислородные тетраэдры изолированы друг от
друга и удерживаются в решетке с помощью катионов других
металлов, возникают островные силикаты (например, оли-
вин) . Дальнейшее усложнение строения силикатов получается пу-
тем сдвоения кремнекислородных тетраэдров или путем сцеп-
ления их в более сложные комплексы. Так возникают замкнутые
кольца или бесконечные цепи, т. е. кольцевые (берилл) и цеп-
н ы е (авгит) силикаты.
Последующее усложнение цепного типа путем присоединения
цепочек приводит к образованию бесконечных лент — ленточ-
ных силикатов (амфиболы). Присоединение лент в одном слое
дает слоевые силикаты (тальк, слюда). Наконец, пространст-
венное сцепление кремнекислородных тетраэдров через все четы-
ре вершины создает каркас с группами [SiO4]4-. Так возникают
каркасные силикаты.
Ниже дается характеристика представителей минералов пере-
численных основных структурных типов силикатов.
Островные силикаты
Оливин (Mg, Fe)2SiO4 (перидот) оливково-зеленого цвета. Син-
гония ромбическая. Блеск стеклянный или жирный. Твердость
6,5—7. Хрупок. Удельный вес 3,3—3,6. Чаще всего встречается в
виде сплошных зернистых масс. В зоне выветривания неустойчив
и переходит в серпентин.
?16
Минеральный состав земной коры
Происхождение магматическое, при этом оливин связан
исключительно с ультраосновными и основными магматически-
ми породами. Реже встречается оливин метаморфического
происхождения.
С Дистен Al2[SiC>4]-O (кианит). Сингония триклинная. Чаще всего
встречается в виде вытянутых плоских кристаллов. Твердость по
удлинению кристаллов 4,5, а в поперечном направлении 6—7 (от-
сюда его название: по-гречески ди — двояко, стенос — сопротивля-
ющийся). Цвет голубой, синеватый, зеленоватый. Блеск стеклян-
ный, иногда перламутровый. Спайность в одном направлении со-
вершенная, в другом средняя. Удельный вес 3,5—3,7.
Происхождение. Дистен образуется в результате метамор-
физма высокоглиноземистых осадочных пород, является сырьем
для 'производства огнеупорных минералов.
С Гранаты— большая группа изоморфных минералов с формулой
АзВй[51О4]з, где A=Mg2+, Fe2+, Мп2+, Са2+, а В=А1^, Fe3+, СгЗ+,
А1п3+.
Наиболее распространенные разновидности гранатов:
альмандин FegAySiOJg— буро-красный, красный,черный;
пироп MgsAlaiSiOijg — темно-красный, черный, розово-красный;
спессартин Mn3Al2[SiC>4]3—темно-красный, бурый, оранжево-желтый;
гроссуляр Ca3.\l3[StOi|3 — медово-желтый, бледно-зеленый;
андрадит Ca3Fe»[SiO4|3— желтый, зеленоватый;
уваровит Ca3Cr2[SiO4]3 — изумрудно-зеленый.
Сингония кубическая. Очень часто встречаются в виде кри-
сталлов ромбододекаэдров и тетрагонтриоктаэдров пли зерен 'изо-
метричного очертания, нередко встречаются в виде сплошных
зернистых масс. Блеск на изломе жирный, а на гранях кристаллов
стеклянный. Спайность отсутствует. Излом неровный. Твердость
6,5—7,5. Удельный вес 3,5—4,2. Химически устойчивы.
Происхождение. Гранаты образуются при метаморфиче-
ских и реже магматических процессах.
Используются как абразивный материал, а красиво окрашен-
ное разновидности — в ювелирном деле.
£ Эпидот Са2(А1, Fe)3(OH)O[SiOJ[SiO7]. Сингония моноклинная,
встречается в виде хорошо образованных кристаллов с большим
количеством простых форм и грубой продольной штриховкой; ча-
сто дает шестоватые, зернистые и массивные агрегаты. Цвет гу-
сто-зеленый (фисташковый), блеск стеклянный, спайность по
одному направлению совершенная. Твёрдость 6,5. Удельный
вес 3,3.
Ирой схождение. Эпидот типичный продукт контакто-
вого метаморфизма известковых осадочных и бо-
гатых кальцием магматических пород.
Описание важнейших породообразующих и рудных минералов
117
Кольцевые силикаты
Берилл ВезА12[516О18]- Сингония гексагональная, часто встре-
чается в виде хорошо образованных призматических кристаллов.
Цвет зеленый, желтовато-зеленый, голубоватый. Блеск стеклян-
ный. Спайность отсутствует. Твердость 7,5—8. Удельный вес 2,7.
Прозрачные голубовато-зеленоватые кристаллы берилла называют
аквамарином, зеленые — изумрудом.
Происхождение берилла связано с 'пегматитовыми жила-
ми, пневматолитовыми процессами или высокотемпературными
гидротермами.
Берилл — важнейшая руда на Be, а изумруды и аквамарины —
драгоценные камни.
/Турмалин ЦаМ§б[ВзА1зБ16О25(ОН)5]. По химическому составу
среди турмалинов выделяют два изоморфных ряда: магнезиаль-
но-железистые и литиево-железисто-марганцевые. В их структу-
ре, наряду с кремнекислородными тетраэдрами, образующими
кольца, выделяются алюмо- и борокислородные тетраэдры. Син-
гония тригональная, часто встречается в виде вытянутых дитриго-
нальных призм с грубой штриховкой вдоль граней призмы. Фор-
ма поперечного сечения — сферический треугольник. Встречается
турмалин в виде игольчатых и шестоватых, нередко радиально-лу-
чистых агрегатов («турмалиновое солнце»). Цвет различный в за-
висимости от химического состава. Черные железо-магнезиаль-
ные разновидности называют шерлами. Спайность отсутствует.
Блеск стеклянный. Твердость 7,5—8. Обладает пьезоэлектрически-
ми свойствами.
Происхождение. Турмалин возникает при пневмато-
литовых и гидротермальных процессах, встречаясь преи-
мущественно в пегматитах и кварцевых жилах вместе с кварцем,
полевыми шпатами, слюдами и касситеритом. Используется тур-
малин как 'пьезоэлектрическое сырье, а красиво окрашенные раз-
ности — как драгоценные камни.
Цепочные силикаты
.^Пироксены — широко распространенная группа минералов мо-
ноклинной и ромбической сингонии, среди которых очень раз-
вит изоморфизм. Характерным представителем минералов этой
группы является авгит Са (Mg, Fe, Al) [Si, А1)2О6]. Твердость пи-
роксенов 5,5- 6. Спайность средняя по двум направлениям, пере-
секающимся под углом 88°. Удельный вес 3,1—3,6. Встречаются
в виде таблитчатых кристалликов. Цвет черный, зеленовато- или
буров ато-чер н ып.
Происхождение магматическое. Пироксены — породооб-
разующие минералы основных, ультраосновных и средних пород.
118 Минеральный состав земной коры
р Родонит (МпСа)[БЮз] (орлец). Сингония триклинная. Встре-
чается главным образом в виде сплошных мелкозернистых масс
розовато-малинового цвета с черными гидроокислами марганца.
Твердость 6. Удельный вес 3.6. Легко полируется и используется
как поделочный камень.
П рои схождение. Родонит образуется при процессах кон-
тактового метаморфизма.
Амфиболы — распространенная группа минералов, среди кото-
рых встречаются моноклинные и ромбические разновидности. Наи-
более характерным представителем амфиболов является роговая
обманка Ca2Na (Mg, Fe)4(Al, Fe)[(Si, А1)4Оц]2[ОН]2, которая кри-
сталлизуется в моноклинной сингонии, образуя вытянутые шесто-
ватые агрегаты. Цвет темно-зеленый, иногда до черного или бу-
рый разных оттенков. Блеск стеклянный. Твердость 5,5—6. Спай-
ность наблюдается по двум направлениям, пересекающимся под
углом 124°. Удельный вес 3,1—3,3. Черта белая с зеленоватым
оттенком.
П р о и с хождение магматическое и метаморфическое. Рого-
вая обманка — породообразующий минерал магматических и ме-
таморфических пород.
Слоистые силикаты
Каолинит Al2(OH)4[Si2O5]. Встречается в виде скрытокристал-
лических землистых масс белого цвета с матовым блеском. Син-
гония моноклинная. Твердость около 1. Удельный вес 2,6.
Происхождение. Каолинит возникает при выветривании
различных алюмосиликатов в кислой среде. Он входит в состав
глин, глинистых сланцев и мергелей, нередко образует мономи-
неральные породы. Каолинит используется как керамическое
сырье и в бумажной промышленности.
Серпентин Mg3(OH)4[Si2O5] (змеевик) встречается в виде
сплошных масс, иногда спутанно-волокнистых агрегатов. Цвет зе-
леный различных оттенков-—от желто-зеленого до почти черного.
Блеск восковой. Твердость 2,5—3,5. Очень вязкий. Огнестоек. Не-
которые его разновидности содержат Ni (ревдинскит). Удельный
вес 2,5—2,7.
Происхождение. Серпентин образуется при метаморфиче-
ских процессах за счет ультраосновных и карбонатных пород, при
этом главную роль играют метасоматические процессы, связанные
с гидротермальными растворами. Серпентннизированные дуниты
(оливиновые породы) используются для изготовления огнеупор-
ного кирпича. Массивные серпентины иногда употребляются как
поделочный и облицовочный камень.
Асбесты — тонковолокнистая разновидность серпентина. Встре-
чаются в виде прожилков, в которых волокна асбеста ориентире-
Описание важнейших породообразующих и рудных минералов
119
ваны строго перпендикулярно стенкам. Цвет желтовато-зеле-
ный. Блеск шелковистый. Твердость 2—3. Асбесты легко расщеп-
ляются на прочные волоконца толщиной 0,0001 льм, огнестойки,
плохо проводят тепло, звук, электричество.
Происхождение асбестов гидротермально-метаморфиче-
ское: возникают при воздействии горячих водных растворов на
ультраосновные горные породы. Используется асбест для изго-
товления теплоизоляционных материалов, тканей, шифера, фильт-
ров.
Тальк Mg3(OH)2[Si40io]. Сингония моноклинная. Встречается
тальк в виде листоватых, чешуйчатых агрегатов и в виде сплош-
ных скоплений. Плотные массы называют жировиком, стеотитом
или мыльным камнем. Цвет бледно-зеленый, белый, реже желтова-
тый или сероватый. Блеск стеклянный с перламутровым отливом,
у плотных масс — матовый. Твердость 1. Тонкие листочки гибки
и просвечивают. Спайность в листоватых разностях совершенная
в одном направлении. Огнеупорен, плохо проводит тепло и элект-
ричество.
Происхождение. Чаще всето тальк — продукт гидро-
термального метаморфизма ультраосновных по-
род, богатых магнием, реже образуется при метасоматических
процессах на контакте доломитов и интрузивных пород. Исполь-
зуется тальк в качестве огнеупора, в резиновой и текстильной
промышленности.
Слюды принадлежат к числу широко распространенных мине-
ралов. Общая их масса достигает 3,8% массы земной коры. Хи-
мический состав слюд разнообразен, так как в них широко рас-
пространены изоморфные замещения.
Важнейшими представителями этой группы минералов явля-
ются:
биотит K(Mg, Fe)3[Si3A10:o](OH, F)2;
флогопит KMgslSisAlOioKF, OII)2;
мусковит KAl2[AlSi3Oio](OH)3;
лепидолит KLi2Al[AISi3O10l(F, OH)2.
Физические свойства слюд, несмотря на различие в химиче-
ском составе, во многом тождественны. Это объясняется однотип-
ностью их кристаллических структур.
Все слюды кристаллизуются в моноклинной сингонии, обра-
зуют кристаллы пластинчатого псевдогексагонального облика,
иногда у биотита короткопризматические. Блеск стеклянный, ча-
сто с перламутровым отливом на плоскостях спайности. Твердость
2—3. Спайность весьма совершенная в одном направлении.
Встречаются слюды в виде листовато-пластинчатых, чешуйчатых
агрегатов, а также в виде зерен в породах. Главное различие
слюд в цвете.
120
Минеральный состав земной коры
Биотит черный, бурый, иногда с оранжевым или краснова-
тым оттенком, непрозрачен или просвечивает.
Флогопит — светлый, желтовато-белый или красновато-бу-
рый, реже бесцветен, в толстых пластинах — темно-бурый. Макро
скопически светлые разности флогопита не отличимы от муско-
вита.
Мусковит—бесцветен, но часто с желтоватым, сероватым
и зеленоватым оттенком. Тонкочешуйчатые разновидности муско-
вита называются серицитом.
Лепидолит — обычный розовый, бледно-фиолетовый, пеже
белый или красный.
Наибольшее практическое значение имеют флогопит и муско-
вит, являющиеся прекрасным электроизоляционным материалом
Они применяются в виде листовой слюды, слюдяного порошка и
различных слюдяных фабрикатов. Лепидолит — источник получе-
ния солей лития.
Происхождение. Условия образования слюд в природе'
отличаются некоторыми особенностями, а именно: все слюды воз-
никают при высокотемпературных эндогенных процессах, когда
значительную роль играют легколетучие компоненты.
В магматических интрузивных породах кислого и среднего со-
става биотит, а иногда мусковит участвуют как породообразую-
щие минералы. Особенно крупные кристаллы слюд (биотита, му-
сковита, лепидолита) образуются в пегматитовых жилах. В слю-
дяных сланцах, гнейсах и некоторых других метаморфических по-
родах мусковит и биотит являются важнейшими породообразую-
щими минералами. В гидротермальных рудных месторождениях
и гидротермально измененных горных породах различного соста-
ва широко развиты процессы серицитизации (образования тон-
кочешуйчатого мусковита).
^Хлориты — большая группа минералов, химический состав ко-
торых примерно может быть выражен формулой
(Mg, Fe)3_MAl, Fe)(OH)4[Al„’Si2_„O5],
где п изменяется от 0,3 до 1. В хлоритах широко распространено
явление изоморфного замещения Mg2+->-Fe24-»-Mn2+; A13+-Z
->Fe34- >Сг34 и Si+Mg-^-Al2 и Mg3—*А12.
Все хлориты кристаллизуются в моноклинной сингонии и об-
разуют преимущественно слюдоподобные, чешуйчатые скопления
или сплошные массы. Цвет темно-серо-зеленый, разных оттенков
Блеск перламутровый на плоскостях спайности, а в ’Сплошных"
массах — восковой. Спайность совершенная в одном направле-
нии. Листочки гибки, но не упруги. Твердость 2—2,5
П р о и с х ождение. Хлориты образуются при процессах ме-
таморфизма-хлоритизации биотита, роговой обман-
Описание важнейших породообразующих и рудных минералов
к и и пироксенов. Хлориты, богатые железом (шамозит и
тюрингит), используются в качестве железных РУД-
/ Монтмориллонит (Al, Mg^fOHJ^SUOiob^O- Сингония моно-
клинная или ромбическая. Встречается вместе с каолинитом и
гидрослюдами. Часто в виде изоморфных примесей содержатся
К и Na (бейделлит).
Обычно образует тонкодисперсные плотные землистые агрега-
ты (глины). Цвет самый разнообразный. Отличительной особен-
ностью является способность сильно увеличиваться в объеме (на-
бухать) при намокании. Точная диагностика без рентгеновского,
термического, оптического и химического анализов невозможна.
Происхождение. Монтмориллонитовые минералы обра-
зуются в процессе выветривания вулканических туфов и основных
магматических пород, богатых Mg. Используются в резиновой и
мыловаренной промышленности и в качестве поглотителя при пе-
регонке нефти.
Каркасные силикаты
Группа кварца. Минералы, относящиеся к группе кварца, яв-
ляются полиморфными модификациями кремнезема. В настоящее
время выделяют шесть основных модификаций кремнезема.
1) а - кварц;
2) т - кварц;
3) а - тридимит;
4) р - тридимит;
5) а - кристобалит;
6) р - кристобалит .
Наиболее устойчивой и самой распространенной модификацией
является а-кварц, или просто кварц.
Кварц (SiO2). Сингония тригональная. Кварц встречается в
виде кристаллов призматической формы. На гранях призмы часто
развивается поперечная штриховка. Изредка кристаллы кварца
достигают больших размеров (известны монокристаллы кварца
весом в несколько тонн).
Кварц часто образует друзы, встречается в виде сплошных
масс или образует зернистые агрегаты. В породах зерна кварца
чаще всего имеют неправильную форму. Бесцветен или имеет ое-
лый, серый, черный, розоватый и другие цвета. По цвету выделяют
много разновидностей: горный хрусталь водяно-прозрач-
ные хорошо образованные призматические кристаллы; а м е т и с т—
кристаллы фиолетового цвета; дымчатый кварц кристаллы
буроватого цвета; мори о н —кристаллы черного цвета, празем—
кристаллы зеленого цвета; гелиотроп кристаллы зеленые
с красными пятнами. Блеск стеклянный на гранях кристаллов и
жирный в изломе. Спайность несовершенная. Излом раковистый.
Твердость 7. Удельный вес 2,6. Обладает пьезоэлектрическими
свойствами.
122
Минеральный состав земной коры
П р о и с хождение. Как породообразующий минерал он вхо-
дит в состав кислых магматических пород. Важным породообра-
зующим минералом он является в пегматитах. Именно в пустотах
пегматитов встречаются хорошо образованные кристаллы кварца.
Кварц — главный минерал гидротермальных жил. Здесь он обра-
зует сплошные массы, а в пустотах — хорошо образованные кри-
сталлы и их друзы.
Оптические и пьезоэлектрические свойства кварца используют-
ся в оптике и радиотехнике. Кварцевые пески используются в
стекловарении, для производства силикатного кирпича, в строи-
тельном деле. Песчаники и кварциты применяются в качестве
строительного материала. Кварц химически стоек и механически
прочен. Поэтому при разрушении пород, содержащих кварц, по-
следний обычно накапливается — так образуются кварцевые пе-
ски и песчаники.
Халцедон — скрытокристаллическая разновидность кварца.
Встречается в виде желваков, конкреций, почковидных форм, ко-
рочек и т. д. Имеет студнеобразный вид. -I
Цвет серый или голубовато-серый, примесями может быть
окрашен в различные цвета. Нередко окраска халцедонов бывает
неравномерной — полосами, пятнами. Халцедоны оранжевого или
красного цвета называются сердоликами; полосатые халцедо-
ны— агатами; при чередовании черных и белых полос — оник-
сами; содержащие примесь песка и глины — кремнями; с
большим количеством окрашивающих примесей — яшмами. Хал-
цедон и его разновидности используются в точной механике, для
производства ступок и пестиков, как поделочные камни.
Происх о ж д е н и е. Халцедон образуется главным образом
в конечные стадии гидротермального процесса, очень часто ассо-
циирует с вулканическими породами, заполняя пустоты во многих
излившихся породах. Желваки халцедона (обычно кремния) об-
разуют конкреционные стяжения в известняках и песчаниках.
/Опал SiO2-/zH2O имеет аморфное (некристаллическое) строе-
ний. Выделяется в виде натечных образований: корок, почкообраз-
ных, гроздевидных форм. Цвет белый, серый, голубоватый, реже
желтый, красноватый. Изредка встречается очень красивая полу-
прозрачная разновидность опала —так называемый благородный
опал, обнаруживающий игру цветов (опалесценцию). Излом ра-
ковистый. Блеск восковой или стеклянный. Твердость 5,5. Удель-
ный вес 1,9—2,3.
Происхождение. Опал выпадает из горячих водных рас-
творов, а также при коагуляции (свертывании) гелей кремнезема,
привносимых реками в морские бассейны. Большое значение име-
ют процессы биогенного осаждения опала (диатомиты) и выветри-
вания пород.
Благородные опалы — драгоценные камни 1-го класса. Диато-
Описание важнейших породообразующих и рудных минералов
123
миты и трепелы (породы, состоящие из опала) используются
в строительном деле, абразивной промышленности, для термоизо-
ляции и других целей.
Полевые шпаты. Минералы этой группы являются наиболее
распространенными. Они составляют около 50% земной коры (по
весу). Около 60% их заключено в магматических горных поро-
дах, 30%-—в метаморфических, остальные — в осадочных. По
химическому составу полевые шпаты разделяют на две под-
группы— известково-натриевые полевые шпаты (плагиоклазы) и
калиевые полевые шпаты.
Известково-натриевые полевые шпаты — плагиоклазы пред-
ставляют собой изоморфные смеси альбита Na[AlSi3O8] и анортита
Ca[A12Si2Og]. По относительному содержанию альбита и анортита
условно выделяют следующие разновидности плагиоклазов
(табл. 8).
Таблица 8
Разновидность плагиоклаза Содержание анортита, % Содержание альбита, %
Альбит 0—10 90—100
Олигоклаз .... . 10—13 70—90
Андезин 30—50 50—70
Лабрадор 50—70 30—50
Битовнит 70—90 10—30
Анортит 90—100 0—10
Плагиоклазы принято обозначать номерами, которые соответ-
ствуют процентному содержанию в них анортитовой молекулы.
Плагиоклазы № 0 — 30 называют кислыми; № 30—60 — сред-
ними и № 60—100 — основными. Такое подразделение пла-
гиоклазов сделано по содержанию в них SiO2 (содержание SiO2
в альбите 68,8%, а в анортите оно снижается до 43,3%).
Свойства всех плагиоклазов схожи. Все они кристаллизуются
в триклинной сингонии. Хорошо образованные кристаллы встре-
чаются редко. Чаще всего плагиоклазы выделяются в виде зерни-
стых масс, состоящих почти целиком из плагиоклазов или в ассо-
циации с другими минералами. В этих массах они часто имеют
таблитчатые очертания зерен. Очень характерным диагностиче-
ским признаком плагиоклазов являются полисинтетические двой-
ники. На поверхности граней кристалла швы полисинтетических
двойников иногда видны в виде штрихов.
Цвет от белого и серовато-белого до темно-серого, иногда зе-
леноватый. Блеск стеклянный. Твердость 6—6,5. Спайность совер-
шенная по двум направлениям. Угол между поверхностями спай-
ности косой. Удельный вес от 2,61 у альбита до 2,76 у анортита.
124
Минеральный состав земной коры
От несколько похожих на них калиевых полевых шпатов пла-
гиоклазы отличаются по косому углу между плоскостями спай-
ности, почти постоянному присутствию полисинтетических двой-
ников и по бело-серым оттенкам цвета. У земной поверхности-
плагиоклазы неустойчивы, легко разрушаются, нередко превра-
щаясь в каолиновые массы.
Отчетливо различаются макроскопически лишь некоторые раз-
новидности плагиоклазов, к которым относятся лабрадор —
основной или средний плагиоклаз, часто обладающий иризацией
в синих, фиолетовых или зеленых тонах. Нередко можно опреде-
лить макроскопически альбит по характерной форме выделе-
ния в виде зернистых (всегда белых) сахаровидных масс.
Происхождение. Плагиоклазы —минералы магматического
и значительно реже—м е т а с о м а т и ч е с ко г о происхождения.
В осадочных породах плагиоклазы встречаются в обломках магма-
тических и метаморфических пород. Магматические породы, со-
стоящие из лабрадора— лабрадориты хорошо полируются и из-за
присущей лабрадору иризации являются красивым отделочным
материалом.
Калиевые полевые шпаты. Среди калиевых полевых шпатов,
наиболее распространены ортоклаз и микроклин.
Ортоклаз KtAlSisOs] (по-гречески ортоклаз —прямораскалы-
вающийся). Сингония моноклинная. Встречается в виде сплошных
зернистых масс и часто толстотаблитчатых кристаллов, нередко
сдвойникованных. Цвет светло-серый, обычно с желтоватым оттен-
ком, розовый до мясо-красного. Блеск стеклянный. Спайность со-
вершенная в двух направлениях, под прямым углом. Твердость
6—6,5. Удельный вес 2,5—2,6.
В излившихся кислых породах часто в виде вкрапленников при-
сутствует водянопрозрачная разновидность ортоклаза, называемая
санидино м.
Микроклин (KNa) [AlSi3O8] (по-гречески микроклин— не-
значительно отклоненный). Кристаллизуется в триклинной синго-
нии. Макроскопически не отличим от ортоклаза (за исключением
разновидности зеленого цвета — амазонита, или амазонского
камня). Но под микроскопом ортоклаз и микроклин легко разли-
чаются по оптическим свойствам.
На земной поверхности калиевые полевые шпаты неустойчивы,
легко выветриваются.
Происхождение. Ортоклаз и микроклин образуются при
кристаллизации магмы кислого и среднего состава. Особенно
крупные кристаллы их встречаются в пегматитовых жилах. Ка-
лиевые полевые шпаты — важнейшее керамическое и стекольное
сырье.
Нефелин Na[SiAlO4], Кристаллизуется в гексагональной синго-
нии. В породах встречается в виде зерен неправильной формы,
Описание важнейших породообразующих и рудных минералов
125
иногда образует массивные агрегаты. Сплошные массы называют'
э л е о л И том. Цвет серый, красноватый, зеленоватый, иногда
бесцветен. Очень характерна изменчивость окраски в пределах
одного зерна и особенно сплошных масс. Блеск жирный. Спай-
ность отсутствует. Твердость 5—6. Хрупок. Удельный вес 2,6.
Излом неровный или раковистый. В поверхностных условиях легко
выветривается, переходя в карбонаты, сульфаты, каолин.
Происхождение магматическое. Совместно с ним встре-
чается щелочной пироксен (эгирин), щелочные полевые шпаты
(альбит, микроклин), нередко апатит, биотит. Нефелин широко-
применяется в народном хозяйстве: в керамической промышлен-
ности (заменяет полевые шпаты), в стекольной, для получения
соды и, что самое важное, в последние десятилетия нефелин стал
использоваться как руда на алюминий.
Карбонаты
1\ классу карбонатов относятся соли угольной кислоты. В по-
давляющем большинстве карбонаты - минералы экзогенного про-
исхождения. Твердость карбонатов обычно колеблется от 3 до 5.
Спайность отчетливо выражена. Растворимость в воде повышен-
ная. Некоторые карбонаты (а их насчитывается до 80 минераль-
ных видов) пользуются широким распространением, например
кальцит (СаСО3), который слагает мощные толщи известняков.
Нередко карбонаты ассоциируются с промышленно важными руд-
ными минералами или же сами служат источником получения
ряда важных металлов (например, магнезит MgCO3).
Кальцит СаСОз. Сингония тригональная. Кристаллы встреча-
ются часто и имеют форму ромбоэдров и скаленоэдров. Формы
выделения кальцита разнообразны. Встречается кальцит в виде
друз кристаллов, плотных зернистых агрегатов, землистых масс,
натечных форм (сталактитов и сталагмитов) и т. д.
Цвет белый, розовый, желтоватый, серый (в зависимости от
примесей). Бесцветные прозрачные кристаллы кальцита назы-
ваются исландским шпатом. Исландский шпат обладает
сильным двойным лучепреломлением. Блеск стеклянный. Спай-
ность совершенная в трех направлениях — по граням ромбоэдра.
Твердость 3. Хрупок. Удельный вес 2,7. Бурно реагирует с раз-
бавленной НС1.
Происхождение. Кальцит породообразующий минерал
таких широко распространенных органогенных осадочных горных,
пород, как известняки и мел, а также мраморы, образующиеся
путем перекристаллизации известняков в процессе метаморфизма.
Кальцит образуется также гидротермальным путем. В этом слу-
чае он слагает гидротермальные кальцитовые • жилы, в которых.
126
Минеральный состав земной коры
ассоциируется с сульфидами железа, меди, свинца, цинка и не-
которых других металлов. Кальцит является породообразующим
минералом известняков и имеет большое значение как строитель-
ный материал, а исландский шпат используется в оптике для
изготовления николей.
( Арагонит СаСО3. Сингония ромбическая. Кристаллы вытяну-
тые— призматические, шестоватые, игольчатые. Образует шесто-
ватые и радиально-лучистые агрегаты, натечные формы, оолито-
вые скопления (гороховый камень). Цвет белый. Блеск стеклян-
ный. Твердость 3,5—4. Удельный вес 2,9. Бурно реагирует с НС1.
Очень похож на кальцит, но отличается от него отсутствием спай-
ности и обликом кристаллов.
Происхождение. Арагонит образуется при процессах вы-
ветривания и путем отложения из гидротермальных водных рас-
творов.
Доломит Са, Mg(CO3)2. Сингония тригональная. Кристаллы
ромбоэдрической формы встречаются не часто. Обычно доломит
образует кристаллически-зернистые агрегаты, часто пористые, а
также землистые, реже скрытокристаллические натечные массы.
Цвет серовато-белый, желтый, светло-бурый. Блеск стеклянный.
Спайность совершенная по граням ромбоэдра. Плоскости спай-
ности часто слегка изогнуты, особенно у крупнозернистых агрега-
тов. Твердость 3,5—4. Удельный вес 2,9. С соляной кислотой реа-
гирует в порошке.
Происхождение. Основные массы доломита возникают:
осадочным путем как химический осадок (в этом случае доломит
встречается в ассоциации с гипсом и ангидритом) или при доло-
митизации ранее образовавшихся известковых осадков (в процес-
се их диагенеза). Доломит используется как каменный строитель-
ный материал, как флюс в металлургии, в производстве огнеупо-
ров и стекла.
Сидерит FeCO3 (железный шпат). Сингония тригональная.
Кристаллы ромбоэдрической формы. Обычно встречается в виде
плотных кристаллических зернистых агрегатов. Нередко встреча-
ются округлые конкреции сидерита — сферосидериты со скрыто-
кристаллическим или радиально-лучистым строением. Цвет све-
жего сидерита желтовато-белый, сероватый, буроватый. При
выветривании буреет. Блеск стеклянный. Спайность совершенная
по ромбоэдру. Твердость 3,5—4. Хрупок. Удельный вес 4. Капля
НС1 на образце сидерита через несколько минут желтеет от вы-
деления FeCl2.
Происхождение. Залежи сидеритов образуются гидро-
термальным путем и как химический осадок в при-
брежной полосе морских бассейнов. Осадочные сидериты нередко
имеют оолитовое строение. Это основные промышленные типы
сидеритовых месторождений. Сидерит является железной рудой.
Описание важнейших породообразующих и рудных минералов
127
Сидеритовые руды считаются кондиционными при содержании Fe
до 30—35%.
Магнезит MgCO3. Сингония тригональная. Кристаллы обычно
ромбоэдрической формы. Магнезит встречается в двух видах:
крупнокристаллических плотных масс, обычно с несколько вытя-
нутыми зернами, и в виде плотных скрытокристаллических фар-
форовидных масс (так называемый аморфный магнезит). Цвет
белый, серый. В зернистых массах часто смесь белых и сероватых
зерен. Блеск стеклянный или матовый. Спайность совершенная по
ромбоэдру. У аморфных магнезитов раковистый излом. Твердость
4—4,5. Удельный вес 2,9—3,1. С НС1 реагирует в порошке только
при подогревании.
При обжиге и при высоких температурах магнезит превраща-
ется в высокоогнеупорный материал. Поэтому он используется в
основном для получения огнеупорных материалов, а также для
получения магнезиальных вяжущих материалов (магнезиальных
цементов), как руда на металлический магний, а в химической и
фармацевтической промышленности для получения сернокислых
и других соединений.
П р о и с х ождение. Магнезит образуется при гидротермаль-
ных процессах и при выветривании серпентинитов.
Малахит Си2(ОН)2СО3. Сингония моноклинная. Видимых кри-
сталлов почти не образует. Встречается в виде натечных форм,
гроздевидных, почковидных агрегатов, корок, нередко с харак-
терным радиально-лучистым и концентрически-зональным строе-
нием, а также в виде землистых масс и налетов. Землистые разно-
видности получили название медной зелени
Цвет зеленый разных оттенков — от очень светлого до почти
черного. Черта светло-зеленая. Блеск стеклянный, у радиально-
лучистых агрегатов — шелковистый, у землистых — матовый. Твер-
дость 3,5-4, Хрупок. Удельный вес 3,9—4,1. Бурно реагирует с
НС!. Окраска натечных малахитов часто распределяется неравно-
мерно в виде полос и пятен, что создает красивые узоры. Малахит
легко полируется и поэтому он используется как поделочный ма-
териал.
Происхождение. Образуется в зоне выветривания медных
сульфидных месторождений. Ассоциирует с азуритом, самородной
медью, лимонитом, гипсом и другими минералами зоны окис-
ления.
? Азурит Сиз(ОН)2(СО3)2. Сингония моноклинная. Обычно встре-
чается в виде кристаллических корочек, примазок, землистых масс.
Последние называют медной синью. Цвет синий, у землистых
разностей — голубой. Черта голубая. Блеск стеклянный. Твердость
3,5—4. Удельный вес 2,8. Бурно реагирует с НС1.
Происхождение азурита такое же, как и малахита.
S28 Минеральный состав земной коры
Сульфаты
.Минералы этого класса являются щелочными и щелочно-зе-
мельными солями серной кислоты. Все они имеют много общих
характерных черт. Большинство их бесцветны или белого цвета.
Твердость сульфатов обычно не превышает 2—2,5, кристалли-
зуются в основном в низшей категории. Обладают совершенной
-спайностью. Генетически связаны с экзогенными и в меньшей ме-
ре гидротермальными процессами.
Барит BaSO4 — иначе тяжелый шпат (по-гречески барос — тя-
жесть). Сингония ромбическая. Кристаллы встречаются часто и
.имеют таблитчатый облик. Барит образует зернистые, плотные,
иногда листоватые массы. В пустотах образует друзы пластинча-
тых кристаллов, реже встречается в виде натечных форм с концен-
трически-зональным строением. Бесцветен или различными при-
месями окрашен в разные тона — белый (включения пузырьков
таза и жидкости), серый, красноватый, бурый, черный (битуми-
нозные вещества). Блеск стеклянный, на плоскостях спайности —
перламутровый. Спайность совершенная в одном и средняя в двух
других направлениях. Твердость 3—3,5. Хрупок. Удельный вес
4,3—4,7.
Происхождение гидротермальное, образуется в послед-
ние низкотемпературные стадии гидротермального процесса. Реже
появление барита связано с процессами осадконакопления и вы-
.ветривания, что имеет место в районах с сухим климатом. Барит
используется как утяжелитель в глинистых растворах при буре-
нии, как наполнитель и утяжелитель в резиновой и бумажной
промышленности. Вводится он также в состав штукатурки для
стен рентгеновских лабораторий с целью защиты работающих от
вредного воздействия рентгеновских лучей.
^Ангидрит CaSO4. Сингония ромбическая. Обычно ангидрит
встречается в виде сплошных зернистых масс. Цвет белый, го-
лубоватый, серый, черта белая. Блеск стеклянный. Спайность
совершенная в одном и средняя в двух других направлениях. Твер-
дость 3,5. Удельный вес 3.
Происхождение. Ангидрит типичный химический осадок,
ассоциирует с гипсом, галитом, сильвином, карналлитом. Обра-
зуется он и при процессах выветривания. В поверхностных усло-
виях ангидрит довольно легко переходит в гипс, присоединяя воду,
причем этот процесс сопровождается увеличением объема на 30%.
В месторождениях ангидрита часть их до глубины 100—150 м
•обычно бывает превращена в гипс. Возможен и обратный про-
цесс— образование ангидрита (дегидратация гипса). Используется
ангидрит в основном в строительном деле для производства вя-
жущих веществ.
Гипс CaSO4-2H2O. Сингония моноклинная. Кристаллы таблит-
Описание важнейших породообразующих и рудных минералов 129
чатой, иногда столбчатой формы. Встречается гипс в виде друз
в пустотах. Чаще образует плотные тонкозернистые агрегаты. Во-
локнистые агрегаты гипса называются селенитом. Распро-
странены также пластинчатые разновидности. Бесцветен или бе-
лого, серого, розоватого и желтого цвета. Черта белая. Блеск
стеклянный, на плоскостях спайности нередко перламутровый,
у селенита—шелковистый. Спайность весьма совершенная в од-
ном направлении. Твердость 2 (легко чертится ногтем). Хрупок.
Удельный вес 2,3.
При нагревании до определенных температур гипс приобретает
свойства вяжущего вещества. Поэтому основная масса добывае-
мого гипса используется в строительном деле. Гипс в молотом
виде добавляется в портланд-цементы для регулирования сроков
затвердевания. Селенит и белые или розоватые зернистые типсы
используются для поделок. Применяется гипс в сельском хозяй-
стве для гипсования почв и в химической промышленности для
получения серной кислоты.
Происхождение. Гипс — типичный химический оса-
д о к. Образует пласты в толщах осадочных пород. Ассоциирует с
ангидритом, галитом, калийными солями. Значительные количе-
ства гипса возникают при гидратации ангидрита. Образуется гипс
также при разложении сульфидов и серы.
Вольфраматы
Вольфрамит (Fe, Mn)WO4. Является представителем изоморф-
ного ряда: гюбнерита MnWO4 и ферберита FeWO4. Свой-
ства их, как и состав, меняются постепенно. Сингония моноклин-
ная. Кристаллы имеют пластинчатый, таблитчатый облик. Верти-
кальные грани кристаллов нередко штриховаты. Цвет гюбнерита
красновато-бурый, вольфрамита буровато-черный, ферберита —
черный. Черта соответственно светло-желтая, бурая и .красно-бу-
рая. Блеск на плоскостях спайности алмазный, на других ско-
лах— жирный. Спайность совершенная в одном направлении.
Твердость 4,5—5,5. Хрупок. Удельный вес от 6.7 у гюбнерита до
7.5 у ферберита.
Происхождение в основном гидротермальное.
В высокотемпературных кварцевых жилах в ассоциации с воль-
фрамитом находится кварц, иногда молибденит, касситерит, арсе-
нопирит, пирит. Реже вольфрамит образуется при пневматолмто-
вом процессе. Вольфрамит довольно устойчив и при разрушении
коренных месторождений нередко накапливается в россыпях.
Вольфрамит — руда на вольфрам.
Шеелит CaWO4. Сингония тетрагональная. Кристаллы имеют
вид тетрагональных дипирамид, похожих на октаэдры. Чаще вы-
деляется в виде зерен неправильной формы и редко — в виде
сплошных масс.
5 П. Н П анюков. 3 Г. Перфильева
130
Минеральный состав земной коры
Цвет желтый, серый, бурый, белый, изредка бесцветен. Блеск
жирный. Спайность средняя по дипирамиде. Излом неровный.
Твердость 4,5. Хрупок. Удельный вес 5,8—6,2. Светится (флуорес-
цирует) в катодных лучах.
Происхождение. Основным промышленным типом место-
рождений шеелита являются контактово-метасоматиче-
ские, в которых он находится в ассоциации с кварцем, кальци-
том, гранатами, пироксенами и некоторыми сульфидами. Кроме
того, шеелит нередко встречается в высокотемпературных гид-
ротермальных кварцевых жилах с сульфидами, вольфрами-
том, золотом. Не очень устойчив при процессах выветривания,
хотя нередко обнаруживается в россыпях. Подобно вольфрамиту
является рудой на вольфрам.
Фосфаты
Апатит Ca6[PO4]3(F, Cl, ОН). Различают фторапатит, хлорапа-
тит и гидроксилапатит. В природе преобладает фторапатит.
Встречается в виде зернистых агрегатов (иногда очень тонких) и
отдельных кристаллов призматической формы. Сингония гексаго-
нальная. Твердость 5. Удельный вес 3,2. Цвет апатита бледно-зе-
леный, голубоватый, зеленоватый, иногда бесцветный. Спайность
несовершенная. Блеск стеклянный, на изломе иногда жирный.
Скопления апатита в осадочных породах называют фосфо-
ритом. Чаще всего это шарообразные скорлуповатые или
радиально-лучистые агрегаты, плотные или тонкозернистые жел-
ваки и конкреции.
Происхождение магматическое, при этом апатит
связан с щелочными глубинными породами. Реже встречается в
пневматолитовых месторождениях. Фосфорит имеет оса-
дочное происхождение как морское, так и континентальное,
при этом обычно выделяют пластовые и желваковые типы место-
рождений. Апатит широко используется для изготовления мине-
ральных удобрений и получения чистого фосфора и фосфорной
кислоты.
§ 30. ГАЛОГЕНИДЫ
Галоидные соединения являются солями HF, НС1, НВг, HJ и
соответственно подразделяются на фториды, хлориды, бромиды и
иодиды. Галогениды обычно прозрачны, бесцветны, с низкой твер-
достью и легко растворимы в воде. Чаще кристаллизуются в ку-
бической сингонии.
Происхождение осадочное или же пневматолито-гидро-
термальное, значительно реже они связаны с пегматитовыми про-
цессами.
Описание важнейших породообразующих и рудных минералов
131
Флюорит CaF2 (плавиковый шпат). Сингония кубическая. Кри-
сталлы, встречающиеся довольно часто, имеют форму куба, реже
додекаэдра. Еще чаще флюорит встречается в породе как вкрап-
ленность или же образует сплошные, зернистые и реже землистые
массы. Цвет различный: желтый, зеленый, фиолетовый, голубой,
иногда бесцветен и прозрачен (оптический флюорит). Характерна
неравномерная и меняющаяся по цвету окраска образцов. Блеск
стеклянный. Спайность совершенная в ;восьми направлениях — по
граням октаэдра. Твердость 4. Хрупок. Удельный вес 3,18.
П р о и с х ождение. Главная масса флюорита имеет гид-
ротермальное происхождение. В гидротермальных жилах
флюорит ассоциирует с разнообразными минералами гидротер-
мального происхождения: баритом, кальцитом, сульфидами.
Иногда флюорит образуется пневматолитовым путем, ассоциируя
с кварцем, слюдами, турмалином, вольфрамитом, касситеритом.
Около 70% добываемого флюорита используется в металлур-
гии как флюс, ускоряющий плавление руд и способствующий
отделению шлака. Используется также в химической промышлен-
ности для получения различных фтористых соединений. Очень
ценным оптическим материалом является редко встречающийся
прозрачный бесцветный оптический флюорит.
Галит NaCl (каменная соль). Сингония кубическая. Кристал-
лы кубической формы. Часто встречается в виде сплошных, плот-
ных, зернистых масс. Бесцветен, Примесями может быть окрашен
в красные (окись железа), серые (глинистые частицы), желтые
(гидроокислы железа), белые (включения пузырьков жидкости)
цвета. Каменная соль иногда имеет синий цвет. Предполагают,
что синяя окраска возникает вследствие того, что ионы Na стано-
вятся электрически нейтральными атомами. Блеск на свежих по-
верхностях стеклянный, на слегка выветрелых — жирный. Твер-
дость 2. Хрупок. Спайность весьма совершенная по кубу.
Удельный вес 2,1—2,2. Легко растворим в воде. Вкус соленый.
Происхождение. Химический осадок морских лагун и
соленых озер. Ассоциирует с сильвином, карналлитом, гипсом,
ангидритом.
Сильвин КС1. По свойствам аналогичен галиту, отличаясь от
него горько-соленым вкусом. Чаще чем галит имеет красную
окраску. Сильвин в основном используется как агрономическая
руда — для производства калийных удобрений. В химической про-
мышленности он используется для приготовления калийных пре-
паратов.
Происхождение и ассоциации аналогичны галиту.
Карналлит KCl-MgCl2-6H2O. Сингония ромбическая. Кристал-
лы редки. Обычно образуют сплошные зернистые массы. Бесцве-
тен, но чаще бывает окрашен в красные и розовые тона примесью
окиси железа, а иногда в бурый или желтый цвет — от гидроокис-
132 Минеральный состав земной коры
лов железа. Блеск в свежем изломе стеклянный, на воздухе
быстро тускнеет и становится жирным. Спайность отсутствует.
Твердость 2—3. Хрупок. Удельный вес 1,6. Вкус едко-горько-соле-
ный. Очень гигроскопичен. На воздухе быстро сыреет. Во влаж-
ном воздухе расплывается, разлагаясь на КС1 и MgCl2-6H2O.
Сильно флуоресцирует. При растворении в воде и при сверлении
кончиком ножа в свежем изломе нередко слышен легкий треск
(карналлит часто содержит пузырьки газа, находящиеся под
большим давлением, которые при растворении как бы «взры-
ваются») .
Происхождение и ассоциации те же, что и у га-
лита и сильвина. Используется в основном для получения калий-
ных удобрений, металлического натрия и ряда калийных препа-
ратов.
РАЗДЕЛ ЧЕТВЕРТЫЙ
ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЙ СОСТАВ
ЗЕМНОЙ КОРЫ
Глава X
ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ СВЕДЕНИЯ
О ГОРНЫХ ПОРОДАХ
Как мы уже знаем, минералы в земной коре встречаются не
поодиночке и не в случайных сочетаниях, а в сообществах, посто-
янно повторяющихся в самых разных пунктах земного шара и в
разных зонах (глубинах) земной коры. Устойчивость такого рода
сообществ минералов подчеркивает закономерный их характер.
Совместное нахождение минералов, обусловленное общностью
их происхождения, называется парагенезом минералов (по-
гречески пара — подле, возле, генезис — образование, происхож-
дение) .
Горные породы являются наиболее распространенными и
устойчивыми формами парагенетических ассоциаций, сообществ
минералов. При этом те минералы, которые определяют вид гор-
ной породы, должны всегда содержаться в составе данной поро-
ды. Другие минералы, характеризующие разновидности
горной породы, могут быть и не быть в составе данного
вида горной породы. Так, обязательными составными частями
гранита являются кварц, калиевый полевой шпат, кислые плагио-
клазы и биотит (черная слюда). Когда в граните кроме назван-
ных минералов имеется мусковит (белая слюда), то такой гранит
называется двуслюдяным. При наличии в составе гранита рого-
вой обманки он получает наименование роговообманкового и т. д.
В горных породах помимо породообразующих могут встре-
чаться минералы дополнительные, как говорят а к ц е сд.о р н ы е
(accesorius — дополнительный). Они составляют ничтожную часть
от общей массы горной породы, но вместе с гем являются часто
весьма характерной примесью для отдельных разновидностей
горных пород. Таким образом, в составе горных пород различают
породообразующие минералы, составляющие основ-
ную массу горных пород *, и минералы акцессорные.
* Самыми распространенными породообразующими минералами являются по-
левые шпаты, составляющие до 50% общей массы всех горных пород. Далее сле-
дуют амфиболы, пироксены, оливины (около 17%), а затем кварц (около 12%),
слюды (около 4%), кальцит (около 1,5%) и глинистые минералы (около 1%).
Но, как увидим ниже (см. гл. XI), минеральный состав различных генетических
групп и петрографических типов пород весьма разнообразен.
131 Петрографический состав Земной коры
Не все устойчивые сообщества минералов .можно назвать гор-
ной породой. Горными породами являются такие
естественные парагенетические сообщества ми-
нералов, которые образуют геологически само-
стоятельные тела.
Геологическая самостоятельность горных пород видна из того,
что они: 1) своим происхождением обязаны геологическим про-
цессам общеземного, планетарного значения и 2) представляют
собой крупные обособленные в пространстве минеральные тела,
составляющие в общей своей массе существенную часть земной
коры.
Геологические процессы, приводящие к образованию горных
пород, называются процессами породообразования или
п е т р о генеза. Основными процессами породообразования яв-
ляются магматизм, метаморфизм горных пород и осадконакопле-
ние (седиментация). Соответственно по признаку происхождения
(генезиса) все горные породы подразделяются на магматиче-
ские (гранит, диорит, базальт и др.), метаморфические
(кристаллические сланцы, гнейсы и др.) и осадочные (извест-
няки, глины, пески и песчаники и т. д.).
Горные породы могут состоять из одного минерального вида
(например, толщи гипса, каменной соли и некоторые другие) или
же из нескольких (нередко значительного числа) минералов. Пер-
вые называются м о н о м и н е р а л ь н ы м и, вторые — п о л и м и-
неральными горными породами. Абсолютное большинство
горных пород относится к полиминеральным.
Горные породы отличаются друг от друга не только по мине-
ральному составу и происхождению, но также по строению
(структуре), сложению (текстуре) и формам залегания в земной
коре.
Строение горных пород (структура) определяется
размерами, формой и взаимным расположением минеральных со-
ставляющих— минеральных зерен, агрегатов минералов, включе-
ний (например, обломков других горных пород или же ор ганиче-
ских остатков). В определение понятия строения горной породы
также входит способ связей между минеральными составляющи-
ми. Так, в одних случаях (как, например, в песках) минеральные
зерна находятся в простом соприкосновении друг с другом, в дру-
гих (например, в песчаниках) эти зерна сцементированы каким-
либо цементирующим веществом (карбонатным, гипсовым, глини-
стым и т. д.), в третьих, минеральные зерна «спаяны» друг с дру-
гом, как это наблюдается, например, в граните, мраморе, кристал-
лических сланцах; в четвертых, минеральные зерна могут быть
заключены в стекловатую массу и т. д.
Сложение горных пород (текстура)—это способ их по-
Предеапительные сведения о горных породах
135
строения, выраженный в пространственном взаиморасположении
минеральных масс, составляющих горную породу. Для пород оса-
дочного 'Происхождения характерно слоистое сложение, когда
минеральные массы распределены в объеме горной породы слоя-
ми. Отдельные слои представляют собой плитообразные тела,
образовавшиеся путем последовательного (слой за слоем) накоп-
ления минеральных масс. Для магматических горных пород боль-
шей частью свойственно массивное сложение, которое
возникает путем более или менее равномерного остывания и кри-
сталлизации магматических масс на глубине. В случае, когда
магматические массы изливаются на поверхность (что имеет ме-
сто при извержении вулканов), они образуют серии покровов и
потоков шлакового, пузырчатого и некоторых других
видов сложения. Наиболее характерным типом сложения мета-
морфических пород является сланцеватое сложение.
В этом случае горная порода легко расчленяется на отдельные
плиты по плоскостям, получившим наименование плоскостей слан-
цеватости.
Формы залегания горных пород также весьма раз-
нообразны. Наиболее распространенной формой залегания пород
осадочного происхождения являются слои и серии слоев, обра-
зующие толщи слоистого сложения. Магматические породы, воз-
никающие при излиянии магматических масс на поверхность
Земли, залегают в виде растекающихся от вулканической горы
потоков (по лощинам и долинам) или покровов (покрывающих
обширные равнинные пространства). Магматические массы, за-
стывающие на глубине, образуют жилы, дайки, батолиты, лакко-
литы и другие типы минеральных тел (см. рис. 43). Метаморфи-
ческие породы обычно сохраняют формы залегания материнских
(первичных) горных пород, в результате изменения (метаморфиз-
ма) которых они образовались.
Важнейшим положением науки о горных по-
родах— петрографии является то, что все толь-
ко что перечисленные петрографические харак-
теристики горных пород в существенной мере
зависят от условий породообразования.
Условия образования горных пород принято называть фаци-
альными условиями. Термин «фация» (facies —облик)
вначале употреблялся для обозначения физико-географических
условий образования осадочных горных пород. В настоящее вре-
мя данным термином выражают условия образования не только
осадочных, но магматических и метаморфических горных пород,
определяющих их общий вид.
Ниже приведена систематическая характеристика важнейших
представителей магматических, осадочных и метаморфических
горных пород.
Магматические горные породы
137
Глава XI
МАГМАТИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
Общая характеристика
Магматические (иначе изверженные) горные породы образуют-
ся из огненно-жидких силикатных расплавов, в той или иной ме-
ре насыщенных газами и парами и называемых магмами. Маг-
ма, излившаяся на поверхность и освободившаяся от части
заключенных в ней газов и паров, превращается в лаву.
Магматические горные породы возникают при остывании и от-
вердении магмы и лавы. При этом если магма остывает .медленно
(что может происходить на значительных от поверхности глуби-
нах), то отвердевание магматического расплава происходит путем
образования и роста кристаллов, т. е. путем кристаллизации. Так
возникают магматические горные породы полнокристаллического
строения, называемые глубинными (интрузивными).
Если магма остывает очень быстро (что наблюдается в том
случае, когда магматический расплав изливается ка (поверхность),
кристаллизация не поспевает за остыванием и магма превраща-
ется в горные породы неполнокристаллического, стекловатого или
скрытокристаллического строения, называемые излившимися
(эффузивными). Основные типы и виды структур магматиче-
ских пород приведены в табл. 9.
Минеральный состав и строение. Магматические горные поро-
ды состоят в основном или исключительно из силикатов. Гл а в-
ными породообразующими минералами являются
кварц, полевые шпаты, нефелин, минералы из группы слюд, амфи-
болов, пироксенов, оливин. Оливин, пироксен, слюды, амфиболы
по своей окраске называются темноцветными, а полевые шпаты,
нефелин и кварц—светлыми. Минералы, содержащие в своем хи-
мическом составе в значительном количестве щелочные элемен-
ты— калий и натрий, объединяют в особые щелочные группы.
К ним относятся: калиевые полевые шпаты и альбит, называемые
щелочными полевыми шпатами; щелочные пироксены и щелоч-
ные амфиболы; нефелин.
Таблица 9
Основные типы структур Виды структур Краткая характеристика
1. Полнокристалли- ческая, равномерно- зернистая 1) Крупнозернистая 2) Среднезернистая 3) Мелкозернистая Зерна примерно равных разме- ров, плотно спаянные друг с дру- гом. Порода называется крупно- зернистой, если зерна крупнее 5 мм, среднезернистой —от 5 до 3 мм и мелкозернистой — менее 2—3 мм
2. Полнокристалли- ческая, неравномерно- зернистая 1) Порфировидная 2) Пегматитовая Отдельные крупные зерна (пор- фировые выделения) заключены в плотной мелкозернистой массе Мелкие зерна одного минерала правильно ориентированы и теле (часто гигантского) кристалле дру- гого минерала, при этом кристал- лы обоих минералов взаимно про- растают друг друга
3. Неполнокристал- лическая и стеклова- тая (породы излив- шихся фаций) 1) Стекловатая 2) Скрытокристал- лическая 3) Порфировая Плотная или пузырчатая масса стекловатого строения Основа— скрытокристаллическая или стекловатая, в которой заклю- чены очень мелкие, едва видимые на глаз минералы Хорошо видимые кристалличе ские (порфировые) выделения зак- лючены в стекловатую или скрыто- кристаллическую основу
Акцессорные минералы представлены в магматических
породах апатитом, магнетитом, ильменитом и некоторыми други-
ми. Весьма часто в составе магматических пород имеются и вто-
ричны е минералы: хлорит, минералы группы каолинита, сер-
пентина, эпидота, а также карбонаты и ряд других. Последние
чаще всего образуются в процессе выветривания или метаморфиз-
ма данных пород.
Для разных групп пород среднее содержание темноцветных
минералов неодинаково. Так, например, в габбро темноцветные
минералы составляют около 50% горной породы, а в граните все-
го лишь 5—10%.
Кроме зерен минералов, в составе излившихся магматических
пород встречается вулканическое стекло, возникающее при очень
быстром охлаждении и затвердевании магматического расплава.
Для пород магматического происхождения характерна в основ-
138
Петрографический состав Земной коры
ном массивная текстура. Минеральные зерна в этом случае рас-
полагаются более или менее одинаково во всей массе горной по-
роды. Для некоторых излившихся магматических пород (напри-
мер, для трахита) свойственны ориентированные — флюидальные
текстуры, которые произошли при течении застывающей лавы.
В этом случае минералы в породе ориентируются по направлению
движения струй и потоков магматической массы. У других излив-
шихся пород наблюдаются шлаковые, пузырчатые и некоторые
другие виды сложения.
Классификация магматических горных пород (табл. 10). В ос-
нову классификации магматических горных пород положены усло-
вия их образования, химический и минеральный состав. Как уже
отмечалось, по условиям образования магматические горные по-
роды делятся на глубинные (интрузивные) и излившиеся
(эффузивные). Выделяется также группа жильных пород, часто
залегающих в виде жил и по условию образования являющихся
как бы промежуточной группой между глубинными и излившими-
ся породами. В группе эффузивных пород, в зависимости от сте-
пени их измененности, выделяются кайнотипные (свежие, не-
изменные породы) и палеотипные (сильно измененные
породы).
Вторым важнейшим классификационным признаком магмати-
ческих пород является их химический состав и главным образом
содержание кремнезема SiO2. По содержанию кремнезема магма-
тические горные породы делятся на у л ь т р а о с н о в н ы е — с со-
держанием SiO2 менее 45%; основные — от 45 до 52%; сред-
ние — от 52 до 65% и кислые — более 65%.
По химическому составу выделяется также особая группа ще-
лочных пород, отличающиеся повышенным содержанием в них
щелочных металлов (Na и К).
По признаку минерального и химического состава выделяются
следующие семь групп магматических пород:
1 перидотита —- пироксенита;
2 габбро — базальта;
3 диорита — андезита;
4 гранита — липарита;
5 сиенита — трахита;
6 нефелинового сиенита;
7 щелочных габброидов —• базальтои-
Дов.
Формы залегания магматических пород в земной коре крайне
разнообразны. По характеру взаимоотношения с вмещающими гор-
ными породами различают согласные и несогласные (ина-
че секущие) интрузивные тела. В первом случае интрузивные
магматические породы залегают между породами, не пересекая
их. Таковы интрузивные залежи или силлы, лакколиты, лополи-
ты, факолиты и некоторые другие (рис. 43). Во втором случае
магматическая порода пересекает тела вмещающих пород. Тако-
Таблица Ю
Химический тип пород Интрузивные (глубини ые) породы Эффузивные породы Жильные породы Главные породообразующие минералы
кайнотипные (свежие) палеотипныс (изменен- ные)
Структура
полнокристаллическая, равномернозернистая и ©полнокристаллическая полнокри- сталлическая, неравномерно- зернистая
стекловатого строения порфирового строения
1. Группа перидотита—пироксенита
Ультраосновные Дунит Перидотит Пироксенит кимберлит — Оливин, пироксены (реже роговая обманка и биотит)
Основные Габбро 2. Гру Базильт ппа габбро—базальта Базальтовый порфи- рит Диабаз Основные плагиоклазы, пироксены (реже оливин, роговая обманка, биотит)
3. Группа диорита—андезита
Диорит Андезит Порфирит (андезито- вый порфирит) — Средине плагиоклазы, роговая обманка (реже биотит, пироксе- ны)
4. Группа сиенита—трахита
Средние
Сиенит
Трахит
Трахитовый порфирит)
Калиевый полевой шпат, кислый
плагиоклаз; роговая обманка
(реже бнотнт, пироксены)
Продолжение табл. 10
Химический тип пород Интрузивные (глубин- ные) породы Эффузивные породы Жильные породы Главные породообразующие минералы
кайнотипные (свежие) палеотипные (изменен- ные)
Структура
полнокристаллическая, равномернозернистая стекловатого строения порфирового строения полнокрис- таллическая, неравномер- нозернистая
5. Группа гранита—липарита
Кислые Гранит Липарит (риолит) Кварцевый порфир (липаритовый пор- фир) Пепматиты, аплиты Кварц, калиевый полевой шпат, кислый плагиоклаз, биотит (ре- же мусковит, роговая обманка, пироксены)
Щелочные Нефелиновым сиенит 6. Груп па нефелинового сиенип а Калиевый полевой шпат, нефелин, щелочные пироксены, амфиболы и альбит
7. Группа щелочных габброидов-базальтоидов
— — — Щелочные пироксены, роговая
обманка
Магматические горные породы
141
вы, например, жилы, батолиты, дайки и их ответвления — апо-
физы.
Отдельность магматических пород. В процессе остывания и
кристаллизации магматического расплава в магматической горной
породе появляются трещины, называемые трещинами от-
дельности. По этим трещинам магматические горные породы
расчленены на отдельные блоки.
Рис. 43. Формы залегания магматических пород
В крупных магматических телах, остывающих на глубине, ха-
рактерно появление трещин, параллельных, перпендикулярных и
диагональных к контакту с вмещающими породами. По этим тре-
щинам горная порода расчленяется на плитообразную, паралле-
лепипедальную или матрацевидную отдельность (рис. 44).
Для излившихся магматических пород характерны столбча-
тая (рис. 45) и призматическая отдельности. Они часто
развиваются в андезитах и базальтах. Блоки пород в этом случае
имеют форму столбов с шести- или пятиугольным сечением, ориен-
тированных перпендикулярно охлаждающейся поверхности. По-
добные отдельности нередко развиваются и у пластовых интрузив-
ных залежей. Очень своеобразная шаровая отдельность
возникает в условиях подводного излияния преимущественно основ-
ных лав (рис. 46). В этом случае вокруг многочисленных центров
кристаллизации магмы развиваются концентрически расположен-
ные трещины, разделяющие породу на шары. Диаметр шаровых
отдельностей от нескольких сантиметров до нескольких метров.
Наличие отдельности в магматических породах в ряде случаев
является благоприятным фактором, так как в известной мере об-
легчает их разработку. Однако это же свойство может мешать
получению монолитных блоков достаточно больших размеров.
Распространенность магматических пород. В настоящее время
142
Петрографический состав Земной коры
Рис. 44. Матрацевидная отдельность
Рис. 45. Столбчатая отдельность
Рис. 46. Шаровая отдельность
Магматические горные породы
143
нет достаточно точных данных относительной распространенности
пород различных групп, но для ряда значительных территорий
такие подсчеты делались. В табл. 11 приведены данные о рас-
пространенности магматических горных пород на территории СССР
(С. П. Соловьев, 1952 г.) и США (Дэли, 1930 г.).
Таблица 11
Типы пород
Кислые интрузии
Основные интрузии
Основные эффузии
Кислые эффузии
Распространенность в %
на территории
СССР США
46,7 35
2.3 5
35,1 45
13,9 12,5
Из данных табл. 11 видно, что среди интрузивных пород преоб-
ладают граниты, а среди эффузивных — андезиты и базальты.
Щелочные породы распространены незначительно. 9/ы всех гра-
нитов — очень древние (докембрийского возраста). Щелочные
породы в докембрийских толщах не встречаются. Начиная с кем-
брия их значение в общем объеме магматических внедрений земной
коры заметно возрастает.
§ 31. ОПИСАНИЕ ВАЖНЕЙШИХ ГРУПП МАГМАТИЧЕСКИХ
ГОРНЫХ ПОРОД
Группа перидотита — пироксенита
По содержанию SiO2 (40—45%) породы этой группы относятся
к ультраосновным, безполевошпатовым. Они состоят только из
цветных минералов: оливина, роговой обманки и пироксена. От-
сюда и окраска их темно-зеленая, буровато-черная до черной.
Второстепенными и акцессорными минералами являются хромит,
магнетит, ильменит, самородная платина и др.
Все ультраосновные породы тяжелые, с удельным весом около
3,0—3,4, Они распространены редко и составляют менее 0,4% от
всей массы магматических пород. Породы этой группы встречаются
в основном в интрузивных телах; излившиеся аналоги их редки.
По минеральному составу различают пироксениты, перидотиты
и оливиновые породы — дуниты.
Перидотиты — породы, состоящие из оливина (желтовато-зеле-
ные зерна неправильной формы) и пироксена (таблитчатые
кристаллы черного цвета с металловидным блеском). Структура
144
Петрографический состав Земной коры
полнокристаллическая, средне- и крупнозернистая, цвет темно-
зеленый, темно-серый до черного.
Дуниты — почти мономинеральные породы, состоящие из оли-
вина. Цвет породы желтовато-зеленый, при серпентинизации
оливина цвет становится темно-зеленый до черного. Структура
полнокристаллическая.
Пироксениты — породы, как и перидотиты, состоящие из оли-
вина и пироксена, но в отличие от последних, пироксен в составе
пироксенйтов является преобладающим минералом. Структура пол-
нокристаллическая, средне- и крупнозернистая. Цвет черный.
Ультраосновные породы залегают в виде штоков и
небольших батолитов. Различные ультраосновные породы обычно
встречаются вместе, нередко образуя сложные, зонального строе-
ния массивы.
Кимберлиты также относятся к группе бесполевошпатовых
пород, однако они несколько отличаются тем, что в их составе
содержится биотит. Весьма интересной является брекчевая струк-
тура кимберлитов. Обломки ультраосновных пород, чаще всего
пироксенитов, в них сцементированы основной серпентинизиро-
ванной сильно карбонатизированной массой. Кроме серпентина
в основной массе присутствуют зерна оливина, пироксена, граната,
ильменита, биотита, хромита и нередко алмаза.
Кимберлиты выполняют трубкообразные тела, трубки распо-
лагаются группами, рядами или цепью. С глубиной их диаметр
уменьшается. Отдельные трубки часто соединены дайками. На
поверхности трубки проявляются в виде замкнутых понижений.
Наиболее обогащены алмазом верхние части трубок.
Мономинеральные дуниты служат для изготовления огнеупоров.
Используются ультраосновные породы в качестве естественного
каменного строительного материала, для изготовления щебня, как
облицовочный материал и т. д.
С породами этой группы связаны месторождения меди, хрома,
платины, никеля. Практический интерес представляют кимберлиты,
с которыми связаны месторождения алмазов.
Группа габбро — базальта
По содержанию SiC>2 (45—52%) породы данной группы отно-
сятся к основным полевошпатовым. Главными породообразующими
минералами являются основной плагиоклаз и пироксен (изредка
к ним добавляются оливин, роговая обманка и биотит). Темно-
цветных минералов в породе содержится 45—50%. Породы этой
группы преимущественно темно-серые, темно-зеленые до черных.
Изменение минерального состава приводит к образованию пород
промежуточных, переходных к другим группам. Так, с увеличением
содержания темноцветных минералов наблюдается переход к
Магматические горные породы
145
группе перидотита — пироксенита, при замещении основных пла-
гиоклазов средними — к группе диорита — андезита, а появление
в их составе нефелина приводит к образованию щелочных габ-
броидов.
К интрузивной подгруппе данных пород относятся габбро,
нориты, анортозиты и лабрадориты; подгруппу излившихся пород
составляют базальты, базальтовые порфириты. Среди жильных
образований наиболее распространен диабаз.
Габбро — полнокристаллические крупно- и среднезернистые
породы, сложенные таблитчатыми кристаллами плагиоклаза серого
и зеленовато-серого цвета и моноклинным пироксеном. В качестве
акцессорных минералов присутствуют апатит, ильменит, магнетит,
иногда хромит.
Текстура обычно массивная, иногда пятнистая или полосчатая.
Разновидности габбро, лишенные темноцветных минералов, назы-
вают анортозитами. Анортозиты, в которых слагающий
плагиоклаз представлен лабрадором, называют лабрадори-
та м и. Габбро, содержащие в качестве темноцветного минерала
ромбические пироксены, называют норитами.
Для габбро характерны пластовая, глыбовая и параллелепипе-
дальная отдельности. Габбро залегают в виде крупных лакколитов,
интрузивных залежей, даек и штоков в отложениях всех геологи-
ческих возрастов.
Базальты — плотные, мелкозернистые или скрытокристалличе-
ские серые, темно-серые до черных породы. По составу они
аналогичны габбро, но часто содержат вулканическое стекло. Под
лупой можно видеть мелкие порфировые вкрапленники оливина и
немногочисленные поры. Излом шероховатый. Характерна для
базальтов пластовая и столбчатая отдельности.
Базальтовые порфириты отличаются от базальтов тем, что в них
существенно развиты вторичные минералы — хлорит и вторичная
роговая обманка. В порфировых выделениях — плагиоклазы и
авгит. Наблюдаются изменения плагиоклазов. Хлорит и роговая
обманка придают базальтовым порфиритам темно-зеленый цвет.
Вулканическое стекло раскристаллизовано. Структура часто пор-
фировая. Излом обычно ровный, лишенный шероховатости. В ба-
зальтовых порфиритах часто развита шаровая отдельность.
Базальты и базальтовые порфириты залегают в виде покровов
и потоков. Наслаиваясь друг на друга при повторных излияниях
магмы, они образуют траппы. Д1ощность последних нередко
более километра, а площади распространения измеряются сотнями
тысяч квадратных километров. Так, сибирские траппы занимают
около 1,5 млн. км2.
Установлено, что значительная площадь дна Тихого океана
представлена покровами базальтовых излияний.
Диабазы — жильный аналог габбро и базальтов. Внешне они
146
Петрографический состав Земной коры
похожи на базальтовые порфириты, но чаще всего залегают в
форме даек. Под микроскопом видны особенности структуры,
определяющие высокую прочность диабазов: основной фон («ске-
лет») породы составляет авгит, в массе которого в виде вытянутых
призматических зерен расположены плагиоклазы. Распространены
переходные в габбро разновидности, получившие наименование
габбро-диабазов.
С породами группы габбро-базальта генетически связаны раз-
личные полезные ископаемые. Так, с ними связаны собственно
магматические месторождения титаномагнетитовых руд (напри-
мер, Кусинское месторождение на Урале), руд никеля и меди
(Норильское месторождение).
Породы группы габбро-базальта благодаря высокой их проч-
ности широко используются в качестве строительных материалов;
особенно высокой прочностью на сжатие (3000—4000 кГ/см2) об-
ладают диабазы. По трещинам отдельности диабазы раскалыва-
ются на куски сравнительно правильной формы, которые исполь-
зуются для изготовления высококачественной брусчатки и шашки
для мощения дорог. Базальты используются в камнелитейной
промышленности. Лабрадориты — ценный облицовочный материал.
Группа диорита — андезита
Содержание SiO2 в породах этой группы 52—65%. Главными
породообразующими минералами являются средний плагиоклаз и
роговая обманка, реже присутствуют пироксен, биотит и кварц.
Темпоцветных минералов в породах около 25%. Типичными пред-
ставителями глубинных пород данной группы являются диориты.
Диориты — плотнокристаллические, обычно среднезернистые
породы пестрой или серой с зеленоватым оттенком окраски.
Текстура, как правило, массивная. Между диоритами и породами
состава габбро, с одной стороны, и гранитами и сиенитами —с дру-
гой, существуют постепенные переходы. Переход от габбро осу-
ществляется по мере увеличения основности плагиоклазов и
повышения содержания цветных минералов через так называемые
габбро-диориты. Появление кварца приводит к образованию
пород промежуточного типа: гранодиорита, содержащего
кварц и калиевые полевые шпаты, и кварцевого диорита,
содержащего только кварц. С и е н и т о-д и о р и ты отличаются
от нормальных диоритов наличием в их составе калиевого полевого
шпата.
Диориты весьма часто встречаются в краевых частях гранитных
батолитов, а также образуют самостоятельные тела — небольшие
массивы, штоки, жилы.
Андезиты и андезитовые порфириты — излившиеся аналоги
диоритов. Внешне они похожи на базальты и базальтовые пор-
Магматические горные породы
147
фириты. Цвет их серый до черного. Структура андезитов чаще
всего порфировая. В порфировых выделениях — свежий плагио-
клаз и роговая обманка. Текстура нередко пористая. На ощупь
порода шероховата.
Андезитовые порфириты отличаются от андезитов вторичными
изменениями. Цвет часто темно-зеленый (за счет вторичных мине-
ралов— хлоритов и эпидота), порфировые вкрапленники в них
в результате вторичных изменений становятся мутными и приоб-
ретают сероватую окраску.
Залегают андезиты и андезитовые порфириты в виде покровов,
потоков, интрузивных залежей, куполов и даек. Весьма часто они
сопровождаются вулканическими туфами и широко распростра-
нены в области молодой вулканической деятельности.
Эффузивными аналогами гранодиоритов и кварцевых диоритов
являются дациты и дацитовые порфириты.
Роль диоритов в процессах рудообразования не очень значи-
тельна, но иногда с ними связаны месторождения полиметаллов.
Используются породы этой группы (как глубинные, так и эффу-
зивные) в качестве кислотоупорного и каменного строительного
материала.
Группа гранита — липарита
Породы этой группы образуются из магм кислого состава
(содержание SiO2 более 60%). Главными породообразующими
минералами являются кварц, калиевые полевые шпаты, кислые
плагиоклазы и биотит (иногда содержатся мусковит и роговая
обманка). Из акцессорных минералов типичны апатит, циркон,
турмалин. Содержание темноцветных минералов не более 10%,
поэтому общая окраска пород в большинстве случаев светлая.
Глубинные породы кислой магмы чрезвычайно широко распро-
странены и встречаются гораздо чаще излившихся. Типичными
представителями глубинных пород этой группы являются граниты,
излившихся—липариты (риолиты) и липаритовые порфиры
(кварцевые порфиры). Широко известны жильные аналоги грани-
тов — гранитные пегматиты и аплиты.
Граниты —массивные, полнокристаллические, средне- и крупно-
зернистые породы. Характерный для них светло-серый, желтова-
тый, розоватый или мясо-красный цвет определяется окраской
полевых шпатов, составляющих до 60% всей массы породы. По
химическому составу различают граниты нормальные (кали-натрие-
вые) и щелочные (безкальциевые) граниты с альбитом и щелоч-
ными амфиболами.
Минералы, составляющие граниты, в том числе зерна кварца,
хорошо различимы невооруженным глазом или под лупой.
Из темноцветных минералов чаще всего присутствует биотит.
148
Петрографический состав Земной коры
Встречаются двуслюдяные (биотит-мусковитовые), мусковитовые
и роговообманковые граниты.
Из разновидностей кислых пород можно отметить плагио-
гр а ниты — почти лишенные калиевых полевых шпатов и аляс-
киты— почти без темноцветных минералов.
Гранодиориты и кварцевые диориты, о которых говорилось
выше, при макроскопическом их изучении часто объединяют под
общим наименованием гранито-
идов. Граниты вместе с граноди-
оритами — самые распространен-
ные породы земной коры (встре-
чаются в толщах всех геологи-
ческих возрастов). Залегают
граниты чаще всего в форме ба-
толитов, реже образуют штоки,
дайки и жилы. Для гранитов
характерна пластовая матраце-
видная и параллелепипедальная
отдельности.
рис. 47. пегматит Высокая прочность (времен-
ное сопротивление сжатию
1200—3000 кГ/см2) и высокая морозостойкость делают граниты
высококачественным строительным материалом. Гранит хорошо
обтесывается и полируется, поэтому его применяют в качестве
облицовочного материала и для скульптурных работ.
Липариты (риолиты) — светлые, почти белые породы, обычно
пористые. Вследствие мелкой пористости основная масса шерохо-
вата на ощупь. Структура порфировая. В порфировых выделе-
ниях — кварц, водяно-прозрачные блестящие таблички калиевого
полевого шпата — санидина и темные листочки биотита. Разности
липаритов, имеющие стекловатую структуру, называются обси-
дианами. Они часто темного, бурого, коричневого или даже
черного цвета. Скорлуповатые разности обсидианов называются
перлитами. Светлые, очень пористые и поэтому очень легкие кис-
лые излившиеся породы называют пемзами. Пемзы — продукт
подводных излияний.
Линаритовые порфиры (кварцевые порфиры)—палеотипный
аналог липарита. Структура порфировая. Порфировые вкраплен-
ники часто замутненные, несвежие. Основная масса плотная, раз-
личной окраски, нередко темная, с пятнами и потеками. Липариты
и линаритовые порфиры менее распространены, чем граниты.
Залегают они в форме потоков, куполов, пластовых залежей, реже
лакколитов и даек.
Гранитные пегматиты (рис 47) — крупнозернистые и довольно
часто гигантозернистые породы. Состоят они в основном из поле-
вых шпатов, чаще всего калиевых, кварца и слюды. Кроме основ-
Магматические горные породы
149
ных минералов, для пегматитов характерны берилл, турмалин.
В пегматитах часто развиваются своеобразные структуры
закономерного прорастания полевого шпата правильно ориенти-
рованными зернами кварца. Пегматиты залегают в виде жил,
штоков, неправильных тел. С ними связаны месторождения слюды
(мусковита), редких металлов — лития, бериллия, олова, цезия,
тантала, ниобия, редких земель, месторождения пьезооптического
кварца и керамического сырья.
Размеры пегматитовых жил сильно варьируют и могут дости-
гать нескольких километров в длину при нескольких метрах по
мощности.
Группа сиенита — трахита
Породы этой группы по кислотности относятся к средним (со-
держание SiO2 от 52 до 65%). Главные породообразующие
минералы — калиевые полевые шпаты, средние плагиоклазы и
роговая обманка; нередко присутствует также авгит. Типичной
глубинной породой данной группы является сиенит. Эффузивными
аналогами сиенитов являются трахиты и трахитовые порфиры
(ортофиры, бескварцевые порфиры).
Площадь распространения пород составляет всего 0,6% от
всей площади распространения магматических пород.
Сиениты состоят из калиевого полевого шпата (70—80%),
средних плагиоклазов (10—15%) и роговой обманки; нередко при-
сутствует авгит. Темноцветных минералов в среднем 15%, поэтому
породы светлоокрашенные, сероватые и розоватые. Структура
полнокристаллическая, чаще всего мелко- и реже среднезернистая.
Сиениты от гранитов отличаются отсутствием кварца. Как и
граниты, сиениты разделяются на нормальные, содержащие пла-
гиоклаз, и щелочные — без известковистого плагиоклаза. Кроме
того, в щелочных сиенитах, хотя бы в небольшом количестве, при-
сутствуют щелочные пироксены или амфиболы, иногда нефелин.
Увеличение содержания этих минералов дает переходы к группе
нефелиновых сиенитов. Щелочные сиениты распространены не-
сколько более широко, чем нормальные.
Для сиенитов характерна пластовая или параллелепипедальная
отдельность. Залегают они в виде даек и штоков. Нередко сиениты
(подобно диоритам) слагают краевые части крупных гранитных
интрузий. Используются сиениты в качестве каменного строитель-
ного материала.
Трахиты — светлоокрашенные породы скрытокристаллического
или порфирового строения. Порфировые вкрапленники представ-
лены небольшими табличками санидина (водяно-прозрачная раз-
новидность ортоклаза), плагиоклаза, иголочками роговой обманки,
150
Петрографический состав Земной коры
иногда — листочками биотита. Характерна текстура течения (флю-
идальная).
Основная масса трахитов светло-серая, желтоватая и розова-
тая, большей частью с шероховатым изломом. Трахиты макро-
скопически очень похожи на липариты, и отличать их следует по
отсутствию порфировых выделений кварца. Трахиты и трахитовые
порфиры залегают в форме потоков, куполов, лакколитов. Для
них особенно характерно залегание в форме куполов.
Группа нефелинового сиенита
В составе пород данной группы присутствуют недосыщенные
кремнекислотой алюмосиликаты — фельдшпатиды, главным обра-
зом нефелин. Кроме нефелина в состав этих пород входят щелоч-
ные полевые шпаты, биотит, щелочные амфиболы и пироксен.
Щелочные породы очень редки. Считают, что среди извержен-
ных пород они составляют около 1%. Наиболее распространенной
глубинной породой этой группы являются нефелиновые сиениты.
Нефелиновые сиениты — кристаллически-зернистые породы, со-
стоящие из нефелина, щелочного полевого шпата, цветных мине-
ралов — биотита и щелочного пироксена (эгирин, авгит) или
амфибола. Из акцессорных минералов встречаются магнетит,
ильменит, апатит, циркон, титанит. Макроскопически породы свет-
лые, светло-серые, иногда с зеленоватым, реже с красноватым
оттенком. Нефелин определяется в породах по жирному блеску.
От кварца, внешне очень похожего на нефелин, последний отличим
по более низкой твердости (твердость кварца 7, нефелина 6).
Структура породы чаще всего среднезернистая. Текстура массив-
ная. Нередки полосчатые нефелиновые сиениты с чередующимися
полосками цветных и светлых минералов. Минеральный состав
нефелиновых сиенитов разнообразен и поэтому выделяют ряд раз-
новидностей.
Массивы нефелиновых сиенитов часто сопровождаются жилами
нефелиново-сиенитовых пегматитов. Это грубозернистые породы,
состоящие из щелочного полевого шпата и нефелина, а также био-
тита и пироксена. В них иногда содержатся ильменит, циркон и
апатит. Эффузивные аналоги нефелиновых сиенитов называются
фонолитами.
С нефелиновыми сиенитами связаны месторождения апатита,
редкоземельных элементов, титановых руд, циркона. Нефелин —
главный породообразующий минерал нефелиновых сиенитов яв-
ляется важным полезным ископаемым (используется как руда
для получения алюминия).
Глава XII
ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
§ 32. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ И КЛАССИФИКАЦИЯ
Осадочные горные породы образуются путем накопления (осаж-
дения) продуктов разрушения магматических, метаморфических и
более древних осадочных пород. Порода, за счет разрушения кото-
рой образуется осадочная порода, называется материнской.
Образование осадочных пород — сложный и многофазный процесс.
Оно начинается еще с выветривания материнской породы, про-
ходит стадию переноса (транспортировки) и завершается осажде-
нием (седиментацией) и последующей стадией превращения
рыхлого осадка в осадочную горную породу (диагенезом).
Основным механизмом транспортировки продуктов выветрива-
ния горных пород до места их осаждения является вода в виде:
1) временно и постоянно действующих водных потоков, прибреж-
ных морских и океанических течений; 2) ледников. В условиях
сухого (пустынного) климата ведущее место в транспортировке
продуктов разрушения горных пород занимает ветер.
Осаждение транспортируемых продуктов выветривания горных
пород происходит путем оседания их из взвешенного или влекомого
состояния, когда скорость перемещения транспортирующей среды
(воды, воздуха) уменьшается. Таким образом выпадают меха-
нические осадки, состоящие из обломков различных раз-
меров. Важным способом осадконакопления является также
выпадение растворенных в воде минеральных
веществ. Такой способ осаждения возможен, когда концентра
ция солей в транспортирующей среде доходит до предела насы-
щения. Выпадение минерального вещества возможно и из кол-
лоидных растворов, и оно происходит в условиях, когда в
транспортирующей среде изменяется, например, реакция водной
среды или характер растворенных в ней электролитов (солей).
Так выпадают коллоидные осадки.
Широко распространенным способом осаждения минеральных
веществ является органогенное осаждение. Организмы
152
Петрографический состав Земной коры
при своей жизни способны усваивать (ассимилировать) минераль-
ные вещества из недосыщенных (сильно разбавленных) растворов
для построения твердых защитных, скелетных частей. После ги-
бели организмов эти вещества накапливаются в виде органоген-
ного ила, обломков скелетных частей и т. д. Таким образом совер-
шается органогенное накопление минеральных и органических
веществ.
Так или иначе выпавший осадок в дальнейшем претерпевает
уплотнение (самоуплотнение или же под действием веса вышеле-
жащих наслоений), а иногда цементацию и окаменение (литифи-
кацию). В результате осадок превращается (перерождается) в
осадочную горную породу. Эти процессы превращения осадка в
горные породы известны под названием диагенеза. Но как бы
ни были уплотнены осадочные породы, они, как правило, харак-
теризуются меньшей плотностью и большей пористостью, чем,
например, породы магматического происхождения.
Состав осадочных пород отличается рядом особенностей.
Прежде всего в числе минералов осадочных пород следует раз-
личать две группы:
1) минералы реликтовые, унаследованные от исходной,
материнской породы. Чаще других в их числе встречаются кварц,
полевые шпаты и слюды, но могут быть встречены и любые другие
минералы исходных пород. Именно эта группа минералов дает
возможность судить о материнских породах, из которых образо-
вались те или иные осадочные породы;
2) минералы собственно осадочные, образовав-
шиеся путем химического или биохимического осаждения. К их
числу относятся: халцедон, опал, каолинит, гидроокислы железа,
марганца и алюминия; минералы группы карбонатов (кальцит,
доломит, сидерит, малахит, азурит), галоидные соединения (силь-
вин, галит и карналлит) и сульфаты (гипс, ангидрит и барит);
эти минералы часто являются главными породообразующими ми-
нералами, составляя основную, существенную часть осадочной
породы, как это имеет место в известняках, мергелях, глинах,
солях. В породах, состоящих в значительной мере из обломочного
материала, минералы-новообразования нередко представляют со-
бой цемент, заполняющий промежутки между обломками и
скрепляющий их. Минералы этой группы иногда образуют свое-
образные минеральные выделения — конкреции, желваки, стяжения
и т. д,
В осадочных породах обычно присутствуют остатки расте-
ний и животных, обитавших на месте образования осадка
или принесенных извне. В некоторых типах осадочных пород
органогенный материал составляет основную массу породы, как
например в органогенных известняках, диатомитах, углях.
Классификация осадочных горных пород. Все осадочные гор-
Осадочные горные породы
153
ные породы можно классифицировать по их происхождению и
условиям образования. По происхождению выделяют следующие
генетические типы осадочных горных пород: механические осадки
(обломочные горные породы), химические, органогенные и пиро-
кластические.
Осадочные породы обломочного происхожде-
ния представляют собой продукты механического разрушения
материнских горных пород, накапливающиеся и сохраняющиеся
в рыхлом (несцементированном) состоянии, или же сцементиро-
ванные при процессах диагенеза.
По величине обломков различают следующие фракции зерно-
вого (гранулометрического) состава обломочных пород.
Фракция Величина облом- ков и зерен, мм
Грубообломочная .... Среднеобломочная (песчаная) .... Мелкообломочная (пылеватая) . . . Тонкообломочная (физическая глина) От 2 и более От 0,05 до 2 От 0,001 до 0,05 Менее 0,001
В зависимости от зернового состава среди обломочных пород
различают:
1) грубообломочные породы, состоящие в основном (или
исключительно) из обломков размером более 2 мм в диаметре
(щебень, гравий, галечник или сцементированные их разности —
брекчии, гравелиты, конгломераты);
2) песчаные породы, в существенной мере (или в основном)
состоящие из зерен размером от 0,05 до 2 мм (пески и песча-
ники) ;
3) глинистые породы, в существенной мере состоящие из частиц
размером менее 0,05 мм в диаметре, т. е. из пылеватых и глинистых
частиц (супеси, суглинки, глины);
4) обломочные породы смешанного состава (гравелистые
пески, валунники, супеси, суглинки и глины и т. д.).
Осадочные породы химического происхожде-
ния возникают путем осаждения минерального вещества из
истинных и коллоидных растворов. Осаждение их происходит чаще
всего в осолоненных лагунах, реже пресноводных озерах или
у мест выходов подземных вод на поверхность.
Органогенные осадочные породы слагаются из
скелетных остатков организмов. В зависимости от происхождения
органогенного материала различают: зоогенные осадочные
породы, слагающиеся из скелетных частей животных организ-
мов (многие известняки и некоторые кремнистые породы); фито-
генные, состоящие из остатков растительного происхождения
154
Петрографический состав Земной коры
(основная масса углей, некоторые известняки и кремнистые по-
роды) , и смешанные (з ооф и то ге н ны е), состоящие из скелет-
ных частей животных и растительных организмов.
Процессы химического и органогенного осаждения минераль-
ного вещества, ведущие к образованию осадочных горных пород,
обычно протекают одновременно. Поэтому хемогенные и органо-
генные осадочные породы объединяют в одну общую группу
химических и органогенных осадков.
Пирокластические породы занимают особое поло-
жение среди осадочных пород. Они образуются путем осаждения
твердых продуктов вулканических извержений — вулканического
пепла, ляпилей и бомб.
Следовательно, минеральное вещество пирокластических пород
магматического происхождения, а способ образования — осадоч-
ный. К данной группе относятся вулканические туфы, туфобрекчии
и некоторые другие породы.
В зависимости от условий осадконакопления осадочные гор-
ные породы объединяются в несколько фациальных групп.
Наиболее крупными фациальными подразделениями осадочных
горных пород являются:
1) континентальные фации, к которым относятся отложения
рек, озер и болот, ледниковые, пустынь, горных склонов и т. д.;
2) морские фации, формирующиеся в зоне прибоя, в шельфо-
вой полосе, на материковом склоне и в глубоководных частях
океанов;
3) лагунные фации, включающие соленосные, угленосные и
некоторые другие типы отложений лагун.
В составе осадков перечисленных областей осадконакопления
в настоящее время различаются подфации различных порядков и
отличающиеся друг от друга физико-химическими условиями осаж-
дения минерального вещества и превращения его в осадочную
горную породу.
Фациальные условия накладывают свой глубокий отпечаток
на все важнейшие особенности состава, строения, сложения, усло-
вий и формы залегания осадочной породы.
Структура и текстура осадочных пород. Структура (строе-
ние) осадочных горных пород определяется их зерновым составом
(величиной и формой минеральных составляющих), взаимным
расположением и способом скрепления этих составляющих в гор-
ной породе. Текстура (сложение) осадочной горной породы
характеризует способ ее построения.
В осадочных породах различают следующие основные типы
структур:
1) обломочные (сцементированные и несцементированные),
свойственные грубо-, средне- и мелкообломочным горным породам;
Осадочные горные породы
155
2) алевритовые и пелитовые, характерные для тонко-
обломочных (пылевато-глинистых) пород;
3) кристаллич еск и-з е р н и с т ы е, присущие многим хи-
мическим осадочным породам: яснозернистые (диаметр зерен
>0,1 мм), тонкозернистые (диаметр зерен 0,1—0,01 мм), микро-
зернистые и скрытозернистые, или пелитоморфные (диаметр зе-
рен ^0,01 мм).
Рис. 48. Основные типы цемента
Кроме того, для некоторых химико-органогенных пород свой-
ственны особые виды структур, как например оолитовая, когда
порода состоит из оолитов, органогенная, органогенно-детритусо-
вая, когда порода состоит из обломков скелетных частей орга-
низмов, и некоторые другие.
В осадочных породах различают следующие основные типы
цемента:
1) базальный (рис. 48, а), когда обломочный материал за-
ключен в массе цементирующего вещества, а сами зерна, как
правило, не соприкасаются друг с другом;
2) контактный (рис. 48,6), когда цементация наблюдается
только на контактах (в местах соприкосновения минеральных
составляющих);
3) цемент выполнения (рис. 48, в), когда цемент выпол-
няет промежутки между соприкасающимися минеральными зер-
нами;
4) смешанный, сочетающий два или несколько типов це-
мента.
В зависимости от состава цементирующего вещества выделяют
известковые, гипсовые, кремнистые, железистые и глинисто-извест-
ковые песчаники, конгломераты, брекчии и другие сцементирован-
ные осадочные породы.
К структурным характеристикам осадочных пород относится
также их скважность (пористость). Различают пористость гру-
бую (кавернозность туфов, скважность ракушечников, закарсто-
ванность известняков и т. д.), крупную, мелкую и тонкую. Послед-
няя свойственна глинам, диатомитам и некоторым другим породам,
156
Петрографический состав Земной коры
характеризующимся незначительными пространствами между мел-
кодисперсными зернами.
Пористость может быть первичной, когда она возникает
при формировании самой породы (такова, например, межзерновая
пористость), и вторично й, когда она появляется уже в сфор-
мировавшейся породе, например в результате выщелачивания
легкорастворимых минералов.
Рис. 49. Слоистость осадочных пород
Текстура (сложение) осадочной породы обычно слоистая;
реже наблюдается беспорядочное сложение, когда составляющие
минеральные зерна распределены в породе хаотично.
Под слоистостью понимают сложение осадочной породы, выра-
женное в многократной смене прослойков, отличающихся друг от
друга по зерновому .и минеральному составу, распределению ми-
неральных составляющих, по окраске или по некоторым другим
признакам. Слоистость может быть параллельной (рис. 49), косой,
диагональной и т. д. Иногда слоистость носит ритмичный характер,
когда отдельные прослои ритмично повторяются в определенной
последовательности. Такова, например, различная слоистость лен-
точных ледниковых глин, обусловленная сезонными изменениями
условий осадконакопления минеральных частиц, приносимых та-
лыми водами ледника (см. рис. 82).
Формы залегания осадочных пород. Осадочные породы зале-
гают чаще всего в виде пластов — плитообразных минеральных
тел большого протяжения, ограниченных приблизительно парал-
лельными поверхностями — плоскостями напластований.
Последние отделяют пласт от подстилающего и покрывающего
пласта. Нижняя граничащая поверхность пласта называется поч-
вой, а верхняя — кровлей пласта. Расстояние по нормали
Осадочные горные породы
157
между кровлей (висячим боком) и почвой (лежачим боком) пла-
ста определяет истинную (нормальную) мощность пласта (рис. 50).
Пласт также называют часто слоем. Однако не следует понятие
пласта отождествлять с его слоистостью. Слоистость — это деталь
Рис. 50. Мощность пласта; —истинная, нормальная; тВНд.— видимая; ^тГ—гори-
зонтальная; тв— вертикальная
внутреннего строения осадочной горной породы. Поэтому эту
слоистость иногда называют внутренней слоистостью пласта, в
отличие от слоистости толщ осадочных пород.
Мощность пластов может быть более или менее постоянной
(выдержанной) или же, наоборот, изменчивой, непостоянной. В по-
следнем случае наблюдаются явления
раздува — резкого местного увеличе-
ния мощности и пережима — резкого
местного уменьшения мощности пласта.
Постепенное уменьшение мощности пла-
ста вплоть до полного исчезновения на-
зывается выклиниванием (рис. 51).
Выдержанное на больших простран-
ствах залегание пластов наиболее ха-
рактерно для толщ морских осадочных
пород. Континентальные отложения
большей частью отличаются менее вы-
держанной мощностью пластов, часты-
ми пережимами и раздувами. Для по-
следних характерны также линзовидные и
гнездообразные формы
залегания.
Линзой
и линзовидной
залежью называют такие
пласты, которые быстро выклиниваются во всех направлениях,
образуя тела ограниченного (по площади) распространения. Они
особенно характерны для озерных, речных и лагунных фаций.
Г н е з д о м или карманом называют такие неправильные
формы залегания осадочных пород, которые отличаются быстрым
158
Петрографический состав Земной коры
выклиниванием на коротких расстояниях. Они характерны для
ледниковых отложений, а также для образований коры выветри-
вания.
Весьма своеобразными являются куполообразные и штокооб-
разные формы залегания осадочных пород; первые характерны,
например, для известняков, сформировавшихся из коралловых ри-
фов и сохранивших некоторые очертания последних. В виде штоков
часто залегают соли, гипс и некоторые другие пластически дефор-
° 5
Рис. 52. Залегание напластований осадочных пород:
а — согласное; б — с угловым несогласием
мирующиеся горные породы, возникающие при явлениях диапи-
ризма (см. гл. XXVII).
Понятие о строении толщ осадочных горных пород. Как из-
вестно, осадочные породы образуются путем последовательного
(слой за слоем) накопления минеральных масс. Смена одного
слоя другим в вертикальном геологическом разрезе происходит
последовательно от более древних (у почвы) к более молодым
(у кровли). При этом органические остатки (окаменелости, отпе-
чатки), содержащиеся в слоях, в более или менее непрерывной
последовательности сменяются от подстилающего слоя к покры-
вающему слою в соответствии с эволюцией органического мира:
слои с остатками более высоко развитых растений и животных
находятся стратиграфически выше отложений с формами
менее высокоорганизованных организмов. В результате образуются
серии согласно залегающих напластований (рис. 52, а).
В действительности часто наблюдается другое явление, когда
после образования подстилающей толщи напластований был зна-
чительный перерыв в осадконакоплении. Во время этого перерыва
более древняя толща была в той или иной мере размыта до того,
как другая, более молодая толща отложилась уже на ее размытой
поверхности. В данном случае, очевидно, нарушается не только
непрерывность в осадконакоплении, но и непрерывность смены
органических остатков — отпечатков и окаменелостей растений и
животных. Иными словами, в данном случае имеем дело со стра-
тиграфическим несогласием напластований.
Осадочные горные породы 159
В период прекращения осадконакопления, когда происходил не
только размыв подстилающей толщи, но также имели место нару-
шения первоначального залегания слоев, возникли несогласия
другого типа, обусловленные тектоническими (колебательными и
дислокационными) движениями земной коры. В результате оказа-
лось, что более молодые (перекрывающие) напластования, обра-
зовавшиеся после перерыва в осадконакоплении, залегают с
угловым несогласием относительно подстилающей более
древней толщи (рис. 52,6). В строении толщ осадочных пород
нередко наблюдаются и некоторые другие очень интересные и
важные особенности. К их числу следует отнести ритмичность,
когда слои в геологическом разрезе неоднократно повторяются
в определенной последовательности.
Каждый ритм характеризуется более или менее постоянным
для данной толщи числом слоев, сменяющих друг друга в одном
неизменном порядке, но более или менее сходных в разных рит-
мах. Классическим примером ритмичности является строение
многокилометровой угленосной толщи Донбасса. По исследова-
ниям Н. В. Логвиненко, каждый ритм обычно состоит из: 1) грубо-
обломочного песчаника; 2) алевритового песчаника; 3) глинистых
сланцев; 4) угля; 5) глинистых сланцев; 6) известняка; 7) глини-
стых сланцев. В данном случае в составе ритма выделяются семь
литологических разностей пород или, как говорят, ритм является
семичленным. В Донбассе известны ритмы более сложного строе-
ния, в частности пятнадцатичленные, а также ритмы неполные.
В последних выпадают некоторые члены, чаще всего пласты из-
вестняка и угля.
Тесно связанные между собой литологические типы пород в
ритме принято называть «многослоями».
В условиях Донбасса формирование ритмично построенной
толщи происходило при явлениях наступания (трансгрессии) и
отступания (регрессии) моря, • неоднократно (свыше 100 раз)
сменявших друг друга в ходе геологического времени. Накопле-
ние растительных остатков, за счет которых образовались пласты
угля, происходило в условиях заболоченных прибрежно-морских
низин. Перекрывающие их напластования составляют серию осад-
ков, сформировавшихся в условиях наступания (трансгрессии)
моря на сушу. Последовавшая за ней фаза отступания (регрес-
сии) моря приводила к образованию напластований, слагающих
подстилающую толщу стратиграфически вышележащего пласта
угля.
Распространенность осадочных пород. Как известно, осадочные
породы слагают слоистую оболочку земной коры. Мощность этой
оболочки меняется в широких пределах: от двух-трех десятков
километров до нескольких десятков метров. В областях щитов
она отсутствует. Маломощна осадочная толща и в глубоководных
160
Петрографический состав Земной коры
частях Мирового океана. Наибольшие мощности осадочной толщи
наблюдаются в пределах горноскладчатых сооружений.
Среди осадочных пород наиболее распространены глинистые,
песчаные и карбонатные. Считают, что эти три группы пород со-
ставляют ие менее 95—99% всей масссы осадочных пород. По
подсчетам некоторых ученых соотношение объемов глинистых,
песчаных и карбонатных пород равно 5:3:2.
В ходе геологической истории суммарная масса осадочных
пород возрастает. В настоящее время она составляет примерно 4%
объема земной коры.
§ 33. ОПИСАНИЕ ВАЖНЕЙШИХ ГРУПП ОСАДОЧНЫХ ПОРОД
Группа обломочных пород
К данной группе относится большое число осадочных пород,
состоящих из механических обломков исходных, материнских по-
род. В зависимости от величины слагающих эти породы обломков
они делятся на грубообломочные (псефитовые), среднеобломочные
(песчаные, псаммитовые), тонкообломочные (алевритовые) и сме-
шанные.
Минеральный состав обломков зависит от материнских пород.
В составе обломков преобладают механически прочные и хими-
чески стойкие минералы и обломки пород, способные противостоять
разрушающему действию агентов выветривания и разрушения. По
форме обломки в породах бывают окатанными или остроуголь-
ными.
Цементом могут быть различные вещества —- глинистые, карбо-
натные, сульфатные, железистые, кремнистые. Количество цемента
и тип цементации обломков в породе также могут быть различ-
ными.
Среди грубообломочных пород выделяются как несце-
ментированные (валунные, кремнисто-щебенистые накопления,
гравий и галечник), так и сцементированные (конгломераты,
брекчии).
Гравий и галечник — рыхлые (несцементированные) породы,
состоящие из окаменелых обломков. Гравистые отложения со-
стоят преимущественно из обломков размером свыше 20 мм в
диаметре, а в составе галечников преобладают обломки размером
от 2 до 20 мм.
Отложения чистого гравия и галечника в природе почти не
встречаются. Чаще всего гравийно-галечный материал входит в
состав обломочных пород совместно с валунами (обломками раз-
мером свыше 200 мм в диаметре), песками, песчаными и глини-
стыми частицами, образуя гравийно-песчаные толщи.
Осадочные горные породы
161
Гравийно-песчаные отложения по происхождению могут быть
континентальными, лагунными и морскими.
Гравийно-галечные отложения используются в огромных мас-
сах как строительный материал, в качестве инертного наполнителя
бетонов, при строительстве дорог и т. д.
Конгломераты — сцементированные гравийно-галечные и
валунные отложения; они пользуются довольно широким распро-
странением в толщах морских и континентальных отложений.
Брекчии — довольно редкие породы, представляющие собой
сцементированные скопления неокатанных остроугольных облом-
ков— щебня и камня. По характеру цемента различают конгло-
мераты и брекчии кремнистые, известковые, железистые и т. д.
Среднеобломочные породы — вторые по распространенности
после глинистых. Они представлены рыхлыми, несцементирован-
ными разностями — песками и сцементированными — песчани-
ками.
По минеральному составу выделяют пески: полимиктовые,
состоящие из различных минералов — кварца, полевых шпатов,
слюды и др., олигомиктовые, в составе которых более 75%
зерен одного какого-либо минерала (чаще всего кварца), и мо-
номинера льны е, состоящие более чем на 95% из одного
минерала.
Наиболее распространены кварцевые пески. Обычно пески
слагаются из зерен различных размеров. Соответственно по пре-
обладанию той или иной фракции зернового состава различают
крупно-, средне- или мелкозернистые пески. В песках обычно
содержатся также пылеватые и глинистые частицы, иногда орга-
нические вещества. Различные примеси придают пескам соответ-
ственную окраску: окислы железа — бурую, глауконит—-зеленую,
органические вещества—-черную и т. д.
Песчаники — породы, образовавшиеся в результате цемен-
тации песков. Как и в группе грубообломочных пород, состав
цемента может быть различным. Чаще всего это карбонатный,
кремнистый, железистый и мергелистый. Некоторые песчаники
сцементированы весьма слабо (легко рассыпаются под легким
нажимом), другие имеют прочность на сжатие, приближающуюся
к прочности плотных магматических пород (более 1000 кГ/см2).
Необходимо отметить так называемые медистые песча-
ник и, в состав которых входят минералы, содержащие медь; при
высоком содержании металла медистые песчаники являются рудой.
Используются песчаники в качестве естественного каменного
строительного материала. Широкое применение в строительном
деле и ряде отраслей промышленности имеют и пески, особенно
кварцевые. Основная масса добываемых песков используется в
строительном деле, в стекольном производстве, как формовочный
материал, в производстве силикатного кирпича и т. д.
6 П. Н. Панюков, 3. Г. Перфильева
162
Петрографический состав Земной коры
При образовании песчаных пород, помимо дифференциации их
по величине обломков (зерен), нередко имеет место также меха-
ническая дифференциация по удельному весу самих зерен, что
приводит к образованию так называемых россыпных месторожде-
ний золота, платины, циркона и ряда других .ценных минералов.
Мелкообломочные породы состоят из частиц промежуточной
величины между песчаными и глинистыми. Эти породы распро-
странены значительно реже песков и глин. Наиболее распростра-
ненной породой этой группы является алеврит, в существенной
мере состоящий из пылеватых частиц. Минеральный состав и
происхождение алевритов аналогичны пескам.
Мелкообломочные осадки, сцементированные известковым или
кремнистым цементом, называют алевролитами. Это — плот-
ные, иногда слоистые породы. Весьма характерной породой алевро-
литового типа являются лёссы.
Лёсс — это однородная, существенно пылеватая, обычно свет-
ло-желтая рыхлого сложения (макропористая и слабоводостойкая)
порода. Слоистость отсутствует. К этой же группе пород относятся
суглинки и супеси, в большинстве случаев четвертичного
возраста, в состав которых входят песчаные, пылеватые и глини-
стые частицы.
Группа глинистых пород
Глинистые породы очень распространены среди осадочных по-
род. Они составляют 50—60% общего объема осадочных пород.
Собственно глинами называют породы, состоящие примерно на
30% из частиц размером менее 0,002 мм и от 0,002 до 0,05 мм.
Основными породообразующими минералами глин являются'
каолинит, монтмориллонит и другие глинистые минералы. Эти
минералы объединяют под названием глинистой субстанции. Сле-
дует сказать, что все важнейшие свойства глин обусловлены именно
наличием глинистой субстанции.
Кроме глинистой субстанции в состав глин входят еще две
группы минералов:
1) неглинистые минералы, образовавшиеся в процессе накоп-
ления минерального ила или же при последующих диагенетиче-
ских его изменениях. К ним относятся: окислы и гидроокислы
железа и алюминия, карбонаты, сульфаты, фосфаты, окислы мар-
ганца и органические вещества;
2) обломочные, реликтовые (кварц, полевые шпаты, слюды,
хлориты и другие).
В качестве примеси в глинах присутствуют более крупные
песчаные частицы.
Большинство глин имеет полиминеральный состав. Однако
Осадочные горные породы
163
встречаются (довольно редко) разновидности глин с преоблада-
нием в глинистой субстанции одного какого-либо минерала. Та-
ковы к а оли китовые (каолин) и монтмориллонито-
вые глины (бентониты, флоридины и др.).
Макроскопически глины — довольно плотные породы с земли-
стым или раковистым изломом, нередко тонкослоистые. Цвет
в зависимости от примесей может быть различный — белый, жел-
тый, красный, бурый, зеленый, серый, черный.
В водонасыщенном состоянии глины пластичны, а при обжиге
превращаются в камнеподобный черепок. Глины, содержащие
большое количество глинистого материала, называются жирными
(они действительно жирные на ощупь), в отличие от тощих глин,
с повышенным содержанием песчаного материала.
Полиминеральные глины являются легкоплавкими с темпера-
турой плавления до 1350° С и тугоплавкими (1350—1588°С).
В огнеупорных глинах (температура плавления выше 1780° С)
главная роль принадлежит каолиниту. Весьма важными для неко-
торых глин являются адсорбционные (т. е. поглощающие) свой-
ства. Этими свойствами обладают в основном мономинеральные
глины монтмориллонитовой группы — бентониты, флоридины.
При уплотнении и окаменении глины обезвоживаются (дегидра-
тизируются), цементируются, теряют пластичность и способность
размокать и таким образом превращаются в аргиллиты.
Глинистые породы занимают промежуточное положение между
хемогенными и обломочными осадочными породами. Они образу-
ются в основном из продуктов выветривания магматических пород.
Если возникающие при этом продукты выветривания остаются
на месте разрушения материнской породы, образуются так назы-
ваемые остаточные глины. Они обычно однородны по
минеральному составу, не имеют слоистости и часто сохраняют
некоторые черты строения материнских пород (реликтовая тек-
стура и структура). Чаще продукты разрушения переносятся
водными потоками и отлагаются в морях, озерах или реках.
В процессе переноса и отложения глинистые минералы смеши-
ваются с более крупнообломочными частицами —- так возникают
осадочные (переотложенные) глины. Они обычно слоисты и
более разнообразны по минеральному и зерновому составу.
Среди осадочных глин различают морские, лагунные и кон-
тинентальные (речные, озерные, делювиальные, пролювиальные
и др.).
Глинистые породы широко используются в народном хозяйстве.
Наиболее распространенные полиминеральные легкоплавкие тощие
глины используются для производства красного кирпича и других
изделий грубой строительной керамики, тугоплавкие глины — для
производства плиток, труб и т. п. Огнеупорные глины являются
6*
164
Петрографический состав Земной коры
основным сырьем для производства огнеупоров. Каолины исполь-
зуются в производстве фарфора, фаянса, в бумажной, химической
и других отраслях промышленности.
Группа химико-органогенных пород
Данная группа объединяет карбонатные, кремнистые, суль-
фатные, фосфатные, аллитовые и железистые породы и каустобио-
литы, образовавшиеся путем химического или органогенного
осаждения.
Карбонатные породы представлены известняками, до-
ломитами и мергелями. Отличаются они друг от друга по содер-
жанию основных минеральных компонентов — кальцита, доломита
и глинистых минералов. Известняки на 90 —95% состоят из каль-
цита (СаСО3), доломиты на 90—95% из минерала того же наз-
вания— CaMg(COa)2- В составе мергелей, кроме кальцита, всег-
да имеется глинистый материал, содержание которого варьирует
в широких пределах — от 20 до 50%. В природе часто встреча-
ются породы, по своему составу занимающие промежуточное по-
ложение между названными выше породами. Таковы доломити-
зированные известняки, глинистые известняки, доломитнзирован-
ные мергели и другие.
Известняки — породы, состоящие из кальцита (СаСО3). Неред-
ко они содержат примеси глинистого вещества, кремнезема и до-
ломита и реже обломочный материал. Известняки весьма разно-
образны по своему внешнему виду, структуре, текстуре и физико-
механическим свойствам. Окраска преимущественно светлая,
белая, серая, желтоватая. Однако различными примесями извест-
няки могут быть окрашены и в другие цвета. Так, встречаются
черные битуминозные, бурые ожелезненные и другие известняки.
Известняки бывают плотными и пористыми, очень крепкими
(с временным сопротивлением на сжатие до 1000—1500 кГ1сл?}
и очень слабыми — подобно мелу, легко рассыпающемуся в паль-
цах. Объемный вес колеблется от 2 до 2,6, снижаясь у сильно
пористых разностей до 1.
Среди органических известняков выделяют разновидности, ха-
рактеристика которых дается ниже.
Коралловые и водорослевые известняки состоят в основном из
скелетных частей рифостроящих организмов (кораллов, водорос-
лей и др.). Обычно они весьма чистые — почти без примеси обло-
мочного материала. Характерна значительная пористость. Обра-
зуют тела неправильной формы, линзы, штокообразные залежи
нередко значительной мощности.
Известняки-ракушечники сложены раковинами организмов.
Кроме того, выделяют известняки детритовые, состоящие из об-
Осадочные горные породы
165
ломков раковин. Обычно они сильно пористые, небольшой меха-
нической прочности.
Мел на 60—70% состоит из мельчайших раковинок форами-
нифер, кокколитофор (морских одноклеточных водорослей) и из
тонкозернистого порошковатого кальцита.
Известковые туфы—породы обычно крупнопористые, ячеистые,
нередко с отпечатками растений, откладывающиеся из минераль-
ных источников.
Оолитовые известняки сложены округлыми зернами часто кон-
центрического строения.
Обломочные известняки, как ,и другие обломочные породы,
являются результатом переотложения продуктов разрушения
прежде существовавших карбонатных пород.
Кристаллически-зернистые известняки образуются за счет пе-
рекристаллизации других типов известняков, а также за счет
химического замещения (кальцитизации) пород иного состава.
Различают крупно-, средне- и мелкозернистые известняки. Поро-
ды, образовавшиеся в результате перекристаллизации, нередко
обладают высокой механической прочностью, мало пористы.
Так как известняки в основном состоят из кальцита, они лег-
ко распознаются по реакциям с соляной или уксусной кислотой.
Известняки широко применяются в народном хозяйстве в ка-
честве каменных строительных материалов, в производстве порт-
ланд-цементов, в металлургии (флюсы), в химической промыш-
ленности, в сельском хозяйстве (известкование почв) и т. д.
Доломиты — желтовато-белые, буроватые породы, нередко
мелкопористые или кавернозные.
По-видимому, существуют различные способы образования до-
ломитов. Они образуются при метасоматическом замещении из-
вестняков под воздействием подземных магнезиальных растворов
(процесс доломитизации). Несомненно, имеет место процесс до-
ломитизации известкового осадка еще при диагенезе. Наконец, не-
которые доломиты являются типичными хемогенными породами,
осаждающимися в засолоненных лагунах.
Доломиты широко распространенные породы. Используются в
качестве каменного строительного материала, при изготовлении
стекла и огнеупорных материалов.
Мергели — тонкозернистые и однородные породы. Во влаж-
ном состоянии нередко пластичны. Обычно светлые, но встреча-
ются бурые, красные и других цветов. Текстура массивная или
грубослоистая. Структуры различны, но обычно они сходны со
структурами некоторых глин. Используются мергели как цемент-
ное сырье. Встречаются так называемые мергели-натуралы, при-
годные для производства портланд-цемента без всяких добавок,
так как в них соотношение карбонатной и глинистой составляю-
щей соответствует цементной шихте.
166
Петрографический состав Земной коры
Кремнистые пород ы—диатомиты, трепелы, опоки и яшмы.
Диатомиты — сцементированные или рыхлые (диатомовая
земля) породы, состоящие в основном из скелетов диатомовых
водорослей (диатомей), сложенных опалом (рис. 53). В качестве
Рис. 53. Горная порода (диатомит) под микроскопом
примесей встречаются скелеты радиолярий (микроскопических од-
ноклеточных организмов также с опаловым скелетом), иглы гу-
бок, глинистое вещество, кварц, глауконит.
Так как скелеты диатомей имеют форму разнообразных ажур-
ных, полых внутри шариков, то диатомиты — породы очень по-
ристые и легкие (объемный вес 0,42—0,96). Современные диато-
митовые осадки отлагаются в приполярных частях океанов, а
также в холодных высокогорных озерах. Все известные залежи
диатомитов не старше третичного возраста. По-видимому, в более
древних образованиях раковинки диатомей не сохраняются.
Трепелы — макроскопически не отличимы от диатомитов, но
под микроскопом видно, что они состоят не из раковинок, а из
мелких (0,01—0,001 мм) опаловых зернышек. Обычно содержат
примесь глины, алеврита. Ряд исследователей считает, что тре-
пелы образуются из диатомитов при растворении скелетов диа-
томей и последующего, чисто химического отложения опала.
В трепелах обычно находят остатки раковинок диатомей, хотя в
незначительных количествах и со следами растворения.
Диатомиты и трепелы используются как фильтрующий мате-
риал, для тепловой и звуковой изоляции, полирующий материал,
Осадочные горные породы
167
в качестве добавки в цемент и, наконец, при производстве жидко-
го стекла.
Опоки — породы, весьма похожие на трепел, но более прочно
сцементированные и более крепкие. Они несколько тяжелее тре-
пелов. обычно темные — серые, желто-серые, черные с разводами
и пятнами. В шлифе опоки не отличаются от трепелов, также
состоят из мельчайших зерен опала с обычной примесью глауко-
нита, глинистой и песчаной составных частей.
Яшмы — породы, сложенные халцедоном и частично кварцем,
с большим количеством различных примесей: окислов железа,
глинистого и органического вещества, пирокластического матери-
ала, карбонатов и т. п. Породы тонкозернистые, очень плотные,
твердые, с раковистым изломом. Цвет различный: красный, зеле-
ный, черный, нередко полосчатые и пятнистые разности яшм.
По происхождению яшмы скорее всего относятся к метаморфи-
ческим породам, образовавшимся за счет кремнистых осадочных
пород. Используются яшмы в качестве декоративного материала
и для технических целей.
Сульфатные породы — гипсы и ангидриты.
Гипс (гипсовый камень)—порода, состоящая в основном из
минерала такого же наименования (CaSO4-2H2O). В качестве
примесей часто встречаются доломит, галит, пирит, опал, халце-
дон, кварц, глинистое вещество и песчано-алевритовый обломоч-
ный материал.
Макроскопически гипсы обычно представляют собой слоистую
или массивную породу различной плотности от микро- до грубо-
зернистой структуры. Цвет белый, светло-серый, желтоватый до
красного и черного. Массивные белые мелкозернистые разности
гипса называют алебастром. Алебастром также называют
обожженный при температуре 170° С гипс, используемый в строи-
тельном деле. Розовые, параллельно-волокнистые разности, обыч-
но выполняющие трещины, называют селенитом. Гипс легко
определяется по своей небольшой твердости—он чертится ногтем.
Ангидрит — порода, состоящая из минерала ангидрита. При-
меси те же, что и у гипса. Цвет обычно голубовато-белый. Ангид-
рит более твердая (твердость до 4) порода, чем гипс.
Гипс и ангидрит — типичные химические осадки. Ангидрит вы-
падает из чистого раствора при температуре 66° С, а при наличии
в растворе солей NaCl и MgCl2— при температуре 20—30° С.
Гипс выпадает при более низкой температуре. Однако следует
сказать, что гипс образуется и другим путем, чаще всего при гид-
ратации ангидрита
CaSO4 + 2Н2О = CaSO4- 2Н2О
Процесс этот протекает обычно на небольшой глубине и сопро-
вождается значительным увеличением объема (до 60%) и совер-
168
Петрографический состав Земной коры
шается обычно на глубине до 150 л/. На большой глубине наблю-
дается обратный процесс — переход гипса в ангидрит. Нагретый
до определенной температуры гипс теряет воду и приобретает
свойства вяжущего вещества, в качестве которого используется
основная масса добываемого гипса.
Фосфатные породы. Фосфориты представляют собой
осадочные породы, обогащенные фосфатным веществом (послед-
нее служит цементом), или скопления фосфатных желваков и
оолитов. Окраска фосфоритов серая, темно-серая и черная.
Пластовые фосфориты — плотные однородные породы,
нередко темные, похожие на окремнелые известняки. Они состоят
из мелких зерен (0,01—1,0 мм) слабораскристаллизованного
фосфата (апатита), сцементированных фосфатным, фосфатно-
карбонатным или фосфатно-кремнистым цементом.
Зернистые и ж едва ковы е фосфориты—-представ-
ляют собой песчано-глинистые или глинисто-карбонатные породы,
содержащие мелкие зерна фосфорита (0,1—0,4 мм) или более
крупные фосфоритовые конкреции (0,5 до 5,4 см). Конкреции
сложены фосфатным веществом в смеси с глинистым или карбо-
натным материалом.
Образование больших скоплений фосфорита происходило в
местах массовой гибели организмов в морях. При разложении
остатков фосфорнокислая известь костей, тканей и т. п. переходи-
ла в раствор, а затем отлагалась на поверхности раковин в виде
конкреций фосфоритов или в виде тонкодисперсных фосфорных
соединений. В результате образовались различные типы фосфат-
ных пород — фосфоритов. Породы довольно редкие, но встреча-
ются в отложениях всех систем от кембрия до неогена. Исполь-
зуются для приготовления фосфорных удобрений.
Аллитовые (алюминиевые) породы — латериты и бокситы
состоят в основном из гидроокислов алюминия и железа.
Латериты — породы, образующиеся в областях с жарким и
влажным климатом. Минеральный состав их непостоянен. Глав-
ными породообразующими минералами являются диаспор, гид-
раргиллит, бемит и их нераскристаллизовавшиеся гелеобразные
разности. Кроме того, они содержат значительное количество гид-
роокисей железа, гематит, а также каолинит и примесь различных
обломочных включений.
Микроскопически латериты — твердые или рыхлые породы,
часто пористые, нередко имеют оолитовое строение. В свежем со-
стоянии латериты нередко режутся ножом, но с течением времени
на воздухе твердеют, становятся прочными как кирпич. Цвет раз-
личный— красный, розовый, белый, серый, пятнистый. В отличие
от глин при смачивании водой они расплываются. По своему про-
исхождению латериты сходны с остаточными глинами, они яв-
Осадочные горные породы
16§
ляются остаточными продуктами выветривания пород, богатых
глиноземом.
Бокситы — ископаемые латериты, обычно сильно обогащенные
алюминием. Макроскопически бокситы сходны с латеритами. Они
также нередко имеют бобовое или оолитовое строение, но несколь-
ко более однородны, чем латериты, иногда имеют раковистый
излом или ясно выраженное обломочное строение.
По происхождению различают бокситы остаточные (латерит-
ные) и осадочные (переотложенные).
Бокситы используются как руда на алюминий, для производ-
ства электрокорунда, глиноземного цемента, огнеупоров.
Железистые породы. Наиболее распространенными сре-
ди них являются бурые железняки, представляющие механиче-
скую смесь гидроокислов железа с глинистым и частично песча-
ным материалом. Они нередко имеют оолитовое строение. При
содержании железа более 30—40% бурые железняки считаются
железными рудами. Накапливаются в болотах, озерах, морях, а
также при процессах выветривания (железистые латериты).
Соли включают породы, состоящие из галоидов. Важнейши-
ми из них являются: галит (каменная соль) NaCl, сильвин КС1 и
карналлит КС1-MgC^-OHsO. В чистом виде все они бесцветны или
молочно-белого цвета. Примеси придают красный, желтый, бурый
и другие цвета. Все соли легко растворимы в воде и в той или
иной степени гигроскопичны. Структура обычно зернистая.
Спутниками их являются гипс и ангидрит, карбонаты, глини-
стый материал и иногда органические вещества. Соли — важней-
шее сырье для химической и пищевой промышленности.
Ископаемые угли и торф (каустобиолиты). Горючие
органогенные породы (каустобиолиты) в основном состоят из уг-
лерода или смесей углеворододов. Углеродистое вещество каусто-
биолитов образуется в результате сложного изменения раститель-
ных остатков, известного под названием обуглероживания. Основ-
ными представителями твердых каустобиолитов являются: торфы,
бурые угли, каменные угли, антрациты, богхеды и горючие
сланцы.
Торф — пористая порода, состоящая из растительных остатков
в различных стадиях разложения. Содержание углерода дости-
гает 60%. Ископаемые угли образовались из остатков раститель-
ных форм. Среди ископаемых углей различают гумусовые угли —
бурые, каменные и антрацит, сапропелиты — богхеды и кеннель-
ские угли.
Бурый уголь—представляет промежуточную стадию обуглеро-
живания между торфами и каменным углем. Более тверд, чем
торф, но менее плотен, чем. каменный уголь. Содержание углерода
до 75%. Цвет от бурого до черного. Черта бурого цвета. В бурых
углях хорошо сохранилось растительное строение.
in
Петрографический состав Земной коры
Каменный уголь — плотный, бархатистый; черта черная, в из-
ломе матовый или блестящий. Содержание углерода до 95%.
Антрацит — плотный, черный с металловидным блеском, не
пачкает рук. Черта черная. Содержание углерода от 93 до 98%.
Сапропелиты, в отличие от ископаемых углей, возникли из
остатков водорослей и животных организмов, накапливавшихся на
дне озер. Кроме клетчатки, в них содержится значительное коли-
чество протеинов — жиров. Сюда относятся богхеды и кеннельские
угли. Они имеют темную тусклую поверхность со смолоподобным
обликом и раковистый излом. Загораются от спички и горят коп-
тящим пламенем, как свеча.
Горючие сланцы являются мергелистыми породами с большим
содержанием органических веществ (остатков водорослей). В су-
хом состоянии загораются от спички или испускают дым с харак-
терным запахом.
К группе каустобиолитов относятся также нефть и продук-
ты ее выветривания — озокерит (горный воск) и асфальт.
Группа пирокластических пород
Пирокластические горные породы образуются путем осажде-
ния твердых продуктов вулканических извержений — вулканиче-
ского пепла, песка, бомб, лапилли и выброшенных при взрыве
вулкана обломков пород, слагающих стенки жерла вулкана.
В эту группу пород входят вулканические туфы и туфобрек-
чии, отличающиеся только величиной составляющих их обломков
(туфобрекчии более грубообломочные). Они обычно содержат
некоторое количество (до 25%) нормального осадочного материа-
ла— частиц песка, пыли и глины. При увеличении количества
осадочного материала подобные породы называют уже туффитами
(туфогенные брекчии, туфогенные песчаники). Макроскопически
отличить эти породы от магматических излившихся часто невоз-
можно, если только нет в них органических остатков. Цвет различ-
ный, зависящий от цвета слагающих их обломков и от примесей.
Весьма характерна для этих пород шершавая поверхность,
обусловленная остроугольной формой слагающих их обломков.
Под микроскопом они определяются легко по присутствию вулка-
нического стекла. Цементом для туфов и туфитов служат мине-
ралы осадочного происхождения и пирокластический материал.
Глава XIII
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ
ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
§ 34. ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ СВЕДЕНИЯ
Метаморфические горные породы представляют собой глубоко
измененные в процессе метаморфизма первичноосадочные и маг-
матические горные породы. Метаморфические превращения гор-
ных пород происходят в следующих условиях:
1) отдельные участки земной коры вместе со слагающими их
горными породами погружаются на глубины, характеризующиеся
высокими давлениями и температурами (региональный ме-
та морфизм);
2) осадочные и магматические горные породы попадают под
воздействие магматических масс, внедрившихся в их толщу
(контактовый метаморфизм);
3) горные породы оказываются в зоне воздействия высоких
тектонических напряжений земной коры (дина мометамор-
ф И 3 м).
С глубиной погружения степень метаморфизма первичнооса-
дочных и магматических горных пород возрастает. Соответствен-
но различают регионально-метаморфические горные породы верх-
ней, средней и нижней зон регионального метаморфизма. При
дальнейшем погружении пород в зонах повышенных температур
развиваются явления частичного переплавления пород, называе-
мые ультраметаморфизмом.
Контактово-метаморфические горные породы, возникающие в
зонах (ореолах) воздействия магматических расплавов на вмеща-
ющие породы, могут происходить под действием высокой темпе-
ратуры магматического расплава без привноса вещества из этого
расплава или же с привносом вещества из него. Соответственно
различают собственно контактовый метаморфизм
(без привноса) и контактово-метасоматический мета-
морфизм (с привносом). Наиболее легко подвержены кон-
тактово-метасоматическому метаморфизму карбонатосодержащие
1
172
Петрографический состав Земной коры
породы. Следует также заметить, что контактовым изменениям
подвержены не только боковые (вмещающие) породы, но и сами
магматические массы. Поэтому принято различать внешний (э к-
з о ко нт а кт о вы й) и внутренний (э н д о к о нт а к т о в ы й) мета-
морфизм.
При явлениях динамометаморфизма нередко наблюдается
дробление, расслаивание и некоторые другие механические изме-
нения, приводящие к образованию так называемых катаклазитов.
Они возникают в относительно узких зонах тектонических нару-
шений типа сбросов и надвигов (см. гл. XXIV).
Большое разнообразие метаморфических горных пород объяс-
няется разнообразием самих типов метаморфических явлений, ус-
ловий протекания процессов метаморфизма и, конечно, разнооб-
разием состава и свойств как самих магматических расплавов, так
и вмещающих пород.
Минеральный состав метаморфических пород. Метаморфиче-
ские породы состоят из тех же минералов, что магматические по-
роды (кварц, полевые шпаты, амфиболы, слюды, пироксены), но,
кроме того, в них присутствуют минералы, типичные для метамор-
фических пород, — хлорит, тальк, гранаты, кианит, серицит и др.
Структуры, текстуры и формы залегания метаморфических по-
род. Все метаморфические породы имеют кристаллическое строе-
ние. Различают три типа структур метаморфических пород: кри-
сталлобластический, катакластический и реликтовый.
К р и ст а л л о б л а с т и ч е ск а я структура метаморфиче-
ских пород образуется при одновременной перекристаллизации со-
ставных частей породы в твердом состоянии, без переплавления.
По форме минеральных зерен и по их взаимному расположению
различают структуры: гранобластическую (равномерно-зернистую),
роговиковую (зерна имеют неправильное очертание), лепидобла-
стическую (зерна листоватой или пластинчатой формы), ориенти-
рованную (параллельно сланцеватости), столбчатую (развиты
удлиненные — призматические или столбчатые зерна), порфиро-
бластическую (отдельные минералы, обладая сравнительно с дру-
гими большей кристаллизационной силой, вырастают в крупные
зерна).
Катакластические структуры возникают при текто-
ническом дроблении (катаклазе) горной породы. Они могут быть
равномерно- или неравпомерно-катакластическими.
Реликтовые (или иначе остаточные) структуры характери-
зуются сохранением элементов структуры исходных (материнских)
пород.
Текстуры метаморфических пород могут быть реликтовыми
или же метаморфическими. В случае реликтовой сохра-
няется текстура материнской породы. Так, в метаморфизованных
осадочных породах нередко сохраняется слоистая их текстура.
Метаморфические горные породы
173
^Метаморфические текстуры образуются в процессе метаморфизма
породы. Среди них различаются сланцеватые и массивные тек-
стуры. При сланцеватой текстуре горная порода раскалывается по
параллельным направлениям на тонкие пластинки. Соответственно
выделяют тонко- и грубосланцеватые текстуры, а по
степени проявления сланцеватости различается совершенная
и несовершенная сланцеватость. Массивной называется тек-
стура пород зернистого строения без особой ориентировки одно-
родных составных частей (минеральных зерен).
Формы залегания. Следует ожидать, что формы залегания ме-
таморфических горных пород в большинстве являются унаследо-
ванными от первичноосадочных и магматических пород. Исключе-
ние составляют формы залегания контактово-метаморфических
горных пород. Как известно, они образуют ореолы и зоны вокруг
магматических тел.
Отдельности. В метаморфических породах иногда сохраняются
отдельности первичноосадочных и магматических пород. Это так
называемые реликтовые (унаследованные) отдельно-
сти. Но значительно чаще для них характерны отдельности, воз-
никающие в процессе метаморфизма и поэтому называемые м е-
там орфически ми отдельностями. Они обусловлены си-
стемами параллельных трещин, не совпадающими с первичной
текстурой породы (например, со слоистостью первичноосадочных
пород), по которым порода легко раскалывается <на отдельности.
Такого рода системы трещин называются кливажем.
Различают кливаж течения и кливаж разлома. Кливаж те-
чения возникает при пластическом деформировании (пластиче-
ском течении) породы под действием тектонических напряжений.
В этом случае образование трещин кливажа сопровождается
переориентировкой минеральных зерен (т. е. изменением структу-
ры породы) и образованием сланцеватости. Плоско-параллельная
ориентировка минеральных зерен и ориентировка поверхностей
сланцеватости совпадают с направлением пластического течения
(деформирования) породы. Кливаж разлома возникает при
деформациях, в основном носящих характер не пластического те-
чения, а крупного разрушения. Минеральные зерна в этом случае
сохраняют начальное положение. Иными словами, кливаж разло-
ма не сопровождается изменением структуры породы.
§ 35. КЛАССИФИКАЦИЯ И ХАРАКТЕРИСТИКА МЕТАМОРФИЧЕСКИХ
ГОРНЫХ ПОРОД
По генетическим признакам все метаморфические горные поро-
ды подразделяются на регионально-метаморфические, контактово-
метаморфические и тектониты. В табл. 12 приведена классифика-
ция метаморфических горных пород.
174
Петрографический состав Земной коры
Таблица 12
Вид метаморфизма Условия образования Характерные метаморфические породы
Региональный Верхняя зона регионального метаморфизма: относительно невысокие температура и гидро- статическое давление, часто значительный стресс (односто- роннее давление) Средняя зона регионального метаморфизма: более высокие температура и давление; стресс часто значителен, но может и отсутствовать, особенно в ниж- ней части зоны Нижняя зона регионального метаморфизма: высокие темпе- ратура и гидростатическое дав- ление, стресс отсутствует Зона ультраметаморфизма: частичное переплавление Филлиты, хлоритовые, тальковые, зеленые сланцы; хлоритовые, тальковые, аеле- иокаменные породы Слюдяные сланцы, квар- циты, мраморы, амфиболиты Гнейсы, кварциты, мрамо- ры Мигматиты
Контактовый Только температурное воз- действие Воздействие температуры и химически активных веществ Пятнистые (узловатые) слан- цы, кварциты, мраморы, ро- говики Скарны, грейзены, серпен- тиниты
Катакластический Раздробление, развальцевание пород в зонах смещений (раз- ломов) Тектонические брекчии, милониты
По петрографическим признакам (минеральному составу,
строению, сложению) различают петрографические группы мета-
морфических пород: метаморфических сланцев, кристаллических
сланцев, гнейсов, мигматитов и т. д.
Следует заметить, что имеется определенная связь между пет-
рографическими группами и генетическими типами метаморфиче-
ских горных пород. Так, кристаллические сланцы, гнейсы и неко-
торые другие петрографические группы пород образуются чаще
всего при региональном метаморфизме. Скарны, роговики — в ос-
новном продукты контактового метаморфизма.
Породы регионального метаморфизма
В данный генетический тип входят очень разнообразные
породы — филлиты, амфиболиты, различные сланцы, гнейсы и
гранито-гнейсы. Наиболее существенные различия пород опреде-
175
Метаморфические горные породы
ляются петрографическим составом материнской породы и степе-
нью метаморфических изменений. В свою очередь, степень мета-
морфизма пород определяется глубинностью условий образования.
По данному признаку, как уже отмечалось выше, различаются
породы верхней, средней и нижней зон регионального метамор-
физма. Особую группу образуют породы зоны ультраметаморфиз-
ма (мигматиты).
Породы верхней зоны регионального метамор-
физма— это, как правило, тонкозернистые с совершенной слан-
цеватостью породы. Наиболее распространенными из них являют-
ся филлиты, серицитовые, серицитово-хлоритовые, тальковые и
тальково-хлоритовые сланцы. К породам данной зоны следует от-
нести породы сходного минерального состава, но не обладающие
сланцеватостью: зеленокаменные, тальковые и хлоритовые по-
роды.
Филлиты — очень мелкозернистые, тонкосланцеватые, плотные
породы. Состоят из мельчайших листочков глинистых минералов
и серицита, хлорита, биотита, кварца, полевого шпата. Мине-
ральный состав можно определить только под микроскопом. Цвет
серый, черный, зеленоватый. Очень характерен серебристый блеск
на плоскостях сланцеватости.
Разновидности филлитов, хорошо раскалывающиеся на тонкие
плитки, называют кровельными сланцами. Образуются
филлиты почти исключительно из глин и глинистых сланцев. Ши-
роко распространены в молодых горноскладчатых сооружениях.
Хлоритовые сланцы — мягкие (легко царапаются ногтем), слан-
цеватые, преимущественно темно-зеленые породы. Состоят в ос-
новном из хлорита, обычно содержат также кварц, кальцит, ак-
тинолит, тальк и слюду. Исходным материалом для их образова-
ния служат основные магматические породы.
Тальковые сланцы — сланцеватые, очень мягкие, жирные на
ощупь породы белого, серого, зеленовато-серого и зеленого цве-
та. Состоят в основном из талька. В качестве примесей содер-
жатся кварц, карбонаты, эпидот, хлорит, серицит и некоторые
другие минералы.
При массивной текстуре они называются тальковым и
породами. Образуются в результате метаморфизма основных
магматических пород. Чистые тальковые породы — ценный огне-
упорный и кислотоупорный материал. Встречаются породы пере-
ходного типа (по минеральному составу). Это талько-хлорито-
вые. талько-биотитовые, серицито-хлоритовые и некоторые другие
сланцы.
Зеленые сланцы. Под этим названием объединяются плотные
сланцевые породы зеленоватого и зеленовато-серого цвета. Со-
стоят из альбита, иногда кварца и минералов группы эпидота,
хлорита, амфиболов. Породы очень мелкозернистые, их мине-
176
Петрографический состав Земной коры
ральный состав различим только под микроскопом. Внешне они
похожи на вышеописанные тальковые или хлоритовые сланцы, но
более твердые и нежирные на ощупь. Массивные разности их на-
зывают з е л е н о к а м е н н ы м и породами. Те и другие обра-
зуются при метаморфизме основных и ультраосновных пород и их
туфов.
Породы средней и нижней зон регионального
метаморфизма характеризуются более высокой степенью ме-
таморфических изменений. Они представлены кристаллическими
сланцами, кварцитами, мраморами, амфиболитами, гнейсами.
Кристаллические сланцы -отчетливо сланцеватые породы, не-
редко плойчатые (собранные в мелкие складочки), состоящие из
слюды, кварца, граната, дистена и некоторых других минералов.
Наиболее распространены слюдяные сланцы, состоящие из мус-
ковита, биотита, кварца и хлорита. Появление в их составе гра-
ната приводит к возникновению гранато-слюдяных сланцев, ди-
стена— слюдяно-дистеновых сланцев. При повышенном содержа-
нии талька и хлорита кристаллические сланцы называют хлори-
товыми .или тальковыми. При возрастании содержания
кварца слюдяные сланцы переходят в слюдяные кварциты
икварцевые сланцы.
Кварциты — это чистые или почти чистые кварцевые массивно-
кристаллические породы, обычно с небольшим содержанием слю-
ды, турмалина или некоторых железистых минералов. Иногда
имеют сланцеватое строение.
Кварциты обладают высокой механической прочностью и мо-
розостойкостью и как строительный материал применяются в от-
ветственных сооружениях. Весьма важным является использова-
ние кварцитов для производства высокоогнеупорного материала —
динаса. Следует отметить широко распространенные желези-
стые кварциты—сланцеватые породы, в которых помимо
кварца содержатся гематит, магнетит, реже кальцит. Они явля-
ются ценными рудами на железо.
Мраморы возникают путем перекристаллизации карбонатных:
пород — известняков, доломитов и доломитизированных известня-
ков. Сложение обычно массивное, структура равномернозернистая
(гранобластическая).
В зависимости от состава исходных (материнских) пород ми-
неральный состав .мраморов может быть различным. При мета-
морфизме чистых известняков образуются .мраморы, состоящие из
одного кальцита. При метаморфизме доломитов и магнезиальных
известняков, помимо кальцита, образуются: периклаз MgO и бру-
сит Mg (ОН) 2. Но так как почти не бывает совершенно чистых
известняков или доломитов, то и в мраморах, даже самых чистых,,
кроме кальцита, как правило, содержатся другие минералы. Уве-
личение содержания примеси глинистого материала и кремнезема
Метаморфические горные породы
177
в исходных породах приводит к образованию пород, (переходящих
к роговикам или к сланцам.
Мраморы обладают высокой .механической прочностью (вре-
менное сопротивление сжатию до 1000—3000 кГ!см2), хорошо по-
лируются и обрабатываются значительно легче, чем магматиче-
ские породы.
Амфиболиты — породы, состоящие из роговой обманки и пла-
гиоклаза; кроме того, могут присутствовать: кварц, эпидот, гра-
наты и другие минералы.
Цвет серо-зеленый до черного. Сланцеватость менее совершен-
ная, чем в кристаллических сланцах. Часто встречаются амфи-
болиты, обладающие .массивной текстурой. Амфиболиты образу-
ются при региональном метаморфизме основных или средних то
химическому составу магматических пород и некоторых доломити-
зированных (магнезиальных) мергелей. Менее распространены,
чем кристаллические сланцы.
Гнейсы — мелко- или крупнозернистые, иногда порфировидного
строения породы, состоящие главным образом из полевых шпатов,
кварца и одного или нескольких минералов: биотита, мусковита,
роговой обманки, авгита. Соответственно различают хлоритовые,
мусковито-роговообманковые, двуслюдяные и другие гнейсы.
Гнейс, в котором крупные кристаллы, обычно полевого шпата, об-
лекаются мелкозернистой массой темноцветных минералов, назы-
вают очковым г н е й с о м.
Для гнейсов типична полосчатая (гнейсовая) текстура, вызван-
ная чередованием полосок или линзовидных прослойков светлых и
темноокрашенных минералов. Сланцеватость в них менее правиль’
ная, чем в кристаллических сланцах. Гнейс, обладающий составом
гранита, но с неясно выраженной сланцеватой или полосчатой
текстурой, называют гранит о-г нейсом.
Образуются гнейсы из магматических (ортогнейсы) и из
осадочных (парагнейсы) пород.
Породы зоны ультра мета морфизм а. Представите-
лем пород данной зоны являются мигматиты. Они возникают при
инъекции магмы вдоль плоскостей сланцеватости уже существую-
щей породы (обычно :в гнейсы и кристаллические сланцы).
Контакто-метаморфические породы
Из этой группы наибольшее значение имеют скарны, рогови-
ки и грейзены.
Роговики — плотные мелкозернистые, реже среднезернистые
горные породы, гранобластовой или роговиковой структуры, иногда
с порфиробластами. Сланцеватость, как правило, отсутствует. Они
178
Петрографический состав Земной коры
образуются чаще всего в контактовых ореолах кислых интрузий
с глинистыми породами.
Минеральный состав определяется в основном только под мик-
роскопом и отличается значительным разнообразием.
Скарны представляют собой породы переменного состава. Ос-
новными минералами скарнов, как правило, являются пироксены
и гранаты. Кроме того, в скарнах часто встречаются роговая об-
манка, эпидот, магнетит, плагиоклаз, оливин, кальцит, кварц и
ряд других минералов.
Скарны образуются в зоне контакта гранитоидных интрузий и
карбонатных пород (главным образом известняков). В контактной
зоне изменениям подвергаются как известняки, так и гранитоиды.
Нередко скарны заключают месторождения различных метал-
лов; однако процессы оруденения скарнов происходят позднее об-
разования самих скарнов — в следующий этап нослемагматиче-
ского метасоматоза.
Грейзены — это средне- и крупнозернистые породы, состоящие
преимущественно из кварца и мусковита. Кроме этих основных
минералов грейзены часто содержат лепидолит, биотит, топаз,
турмалин, берилл, флюорит. Из рудных минералов встречаются
касситерит, вольфрамит, молибденит, шеелит, гематит, магнетит,
пирит, арсенопирит. Для минералов грейзена типичны примеси
фтора, брома, лития, олова, вольфрама, молибдена.
Грейзены образуются в результате пневматолитово-метасома-
тических процессов, протекающих в приконтактовых участках кис-
лых интрузивных массивов (гранитов, гранодиоритов, гранитпор-
фиров). Грейзенизация захватывает как сами интрузивные поро-
ды, так и породы контактовой зоны, если только состав пород их
контакта близок по составу к граниту. При этом полевые шпаты
гранитов под воздействием летучих замещаются кварцем и слю-
дой. Особенно интенсивно процессы грейзенизации развиваются в
зонах тонкой трещиноватости.
Среди метаморфических пород серпентиниты часто выделяют
в особую группу авто метам орфических пород (см.
гл. XXIII). Макроскопически — это плотные, массивные породы с
характерным неровным или раковистым изломом. Цвет зеленый,
нередко окраска неровная, с пятнами и полосами оттенков — от
зеленого до черного цвета. Серпентиниты —породы почти моно-
минеральные и состоят из одного серпентина. В качестве приме-
сей могут присутствовать тальк, хлорит, магнетит, хромит.
Образуются они в большинстве случаев в результате автоме-
таморфизма ультраосновных пород, реже при контактовом или ре-
гиональном метаморфизме по карбонатным породам.
С серпентинитами связаны месторождения асбеста, платины,
золота, хрома, никеля. Кроме того, с серпентинитами генетически
связаны месторождения магнезита, талька.
Метаморфические горные породы
179
Катаклазиты (тектониты)
В эту небольшую группу метаморфических пород входят поро-
ды. образующиеся в зонах тектонических смещений, где происхо-
дит дробление и развальцевание пород. Возникающие при этом
породы носят общее название катаклазитов (тектонитов). В зави-
симости от величины обломков различают: тектонические брек-
чии, состоящие из сцементированных обломков горных пород
обычно угловатой формы; катаклазиты, отличающиеся от брекчий
меньшими размерами угловатых или линзовидных обломков, и
милониты — особенно тонко измельченные породы.
Глава XIV
ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ
ОБРАЗОВАНИЯ И ВОЗРАСТ
ГОРНЫХ ПОРОД*
§ 36. ОСНОВНЫЕ СТАДИИ ЭВОЛЮЦИИ ЗЕМЛИ
Всю историю Земли .можно подразделить на две стадии: до-
геологическую и геологическую.
Догеологическая стадия охватывает огромный промежуток
времени от момента появления сгущения родоначальной диффуз-
ной газово-пылевой туманности до начала формирования земной
коры **. Главным содержанием догеологической эволюции Земли
явилось расслоение ее вещества на оболочки — геосферы, завер-
шившееся образованием атмосферы и гидросферы. Данный про-
цесс протекал параллельно с прогрессивным уплотнением (сжа-
тием) родоначального сгущения.
* В этой главе приведены предварительные данные по стратиграфии и геоло-
гической истории. Более подробные сведения рассмотрены в гл. XXIX.
** Значительная часть вещества газовых туманностей, из которых могут об-
разоваться планетные системы, подобные нашей солнечной, находятся в ионизи-
рованном, плазменном состоянии. Движение такого вещества подчинено законам
магнитогидродинамики. Таковы, например, природа движения частиц в радиаци-
онных поясах Земли. Такова же природа тех процессов, которые привели к обра-
зованию Земли.
Очевидно, что представления об эволюции пылево-газовых туманностей, по-
добные представления акад. О. Ю. Шмидта и основанные на учете действия сил
только гравитационных и чисто механических, не могут быть распространены на
туманности, вещества которых находятся в плазменном состоянии. По этой при-
чине гипотеза О. Ю. Шмидта нуждается в коренном пересмотре.
X. Альвен предполагает, что часть плазменного вещества, устремившегося к
Солнцу в процессе его образования, была заторможена и остановлена в результате
процессов магнитной природы на больших расстояниях. Некоторая часть плазмен-
ного вещества была задержана там, где образовались внешние плаиеты-гиганты
(Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун), а остальная часть подошла ближе к центру и в
последствии из нее образовались внутренние планеты (Меркурий, Венера, Земля,
Марс). После образования планет вокруг них, как новых центров сгущения диф-
фузной материи, начали формироваться их спутники.
Последовательность образования и возраст горных пород
181
Разогрев, неизбежно следовавший за уплотнением, усиленный
радиоактивными процессами, способствовал и ускорял процесс
расслоения вещества Земли. В свою очередь, сам -процесс рас-
слоения (гравитационной дифференциации) явился существенным
дополнительным источником внутренней теплоты (разогрева)
Земли.
Легкие газы, содержавшиеся в составе родоначального сгу-
щения, были рассеяны в мировом пространстве. Однако некото-
рые газы и летучие вещества были захвачены мантией Земли и
затем «выжаты» к поверхности под действием все более и более
возрастающих давлений и повышения температуры. Удаление этих
веществ привело к образованию первичной атмосферы.
В составе первичной атмосферы Земли, по-видимому, преобла-
дали углекислый газ и водяные пары. Поэтому она (атмосфера)
была практически непроницаема для солнечных лучей. Разогрев
земной поверхности происходил только за счет .внутренней тепло-
ты, регенерируемой в процессе сжатия, гравитационной дифферен-
циации вещества и радиоактивного распада. За счет внутренней
теплоты поддерживалась практически изотермическая обстановка
в нижних слоях атмосферы. Поэтому не могли иметь места гид-
рометеорологические процессы в современном смысле.
Геологическая стадия начинается с того момента, когда внут-
ренняя теплота Земли уступает свое место теплоте, получаемой от
Солнца. Это соответствует тому периоду, когда процессы сжатия
и гравитационной дифференциации вещества были в основном за-
вершены, а значительная часть запасов радиоактивных веществ
исчерпана. С этого момента поверхность Земли, а вместе с ней и
атмосфера начали охлаждаться. Следствием этого явились кон-
денсация водяных паров из первичной атмосферы, образование
гидросферы и повышение светопроницаемости атмосферы. С этого
же времени возникает контраст температур между областью эква-
тора и полюсами, а также между областями первичных океанов и
суши. В результате возникает общая циркуляция атмосферы, в ко-
торой участвуют значительные массы воды, испаряющейся с по-
верхности первичного океана. Твердая поверхность Земли стано-
вится с этого времени ареной процессов выветривания, транспор-
тировки продуктов выветривания и накопления (седиментации)
осадков, т. е. экзогенных геологических процессов.
Появление экзогенных процессов знаменует
вступление Земли в новую — геологическую ста-
дию своего развития. В результате экзогенных процессов
формируются толщи осадочных горных пород. Последующие пре-
вращения осадочных горных пород приводят к образованию мета-
морфических и в результате расплавления последних и затвердева-
ния расплавов — магматических горных пород.
Так, постепенно начинает формироваться земная кора, постро-
182
Петрографический состав Земной коры
енная из крайне разнообразных представителей осадочных, мета-
морфических и магматических горных пород.
Как можно заключить из сказанного, происхождение и разви-
тие земной коры непосредственно не связано с расслоением веще-
ства Земли на внутренние и внешние оболочки. Вместе с тем со-
вершенно очевидно, что не может быть и речи о геологических
процессах без существования внешних и внутренних оболочек
Земли. Земная кора возникла и развивается в результате геоло-
гических процессов, в основе которых лежит взаимодействие ат-
мосферы и гидросферы с мантией Земли. Но экзогенные геологи-
ческие -процессы представляют лишь одну сторону единого цикла
геологических превращений вещества Земли. Конечным результа-
том их являются осадочные горные породы. Последующие превра-
щения осадочных горных пород, т. е. явления метаморфизма,
ультраметаморфизма, магмообразования и вулканизма, составля-
ют другую сторону единого процесса взаимодействия внешних и
внутренних оболочек Земли. Главными результатами эндогенных
превращений вещества являются метаморфические и магматиче-
ские горные породы.
В геологической истории Земли происходило бесчисленное мно-
жество подобных циклических превращений вещества. При этом в
каждую последующую фазу этих превращений включались все
новые и новые массы вещества мантии Земли, а вместе с ними
испытывали повторные экзогенные и эндогенные превращения те
массы, которые участвовали в предшествовавших циклах геологи-
ческих превращений.
Для того чтобы восстановить общий ход геологических пре-
вращений вещества, т. е. выяснить историю земной коры, необ-
ходимо знать последовательность образования горных пород.
Иными словами, необходимо выяснить, какие из горных пород бо-
лее древние, а какие более молодые. Располагая такой геохроно-
логической канвой, можно восстановить действительную историю
земной коры.
§ 37. СПОСОБЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ОТНОСИТЕЛЬНОГО ВОЗРАСТА
ГОРНЫХ ПОРОД
Существуют два основных способа установления последова-
тельности образования горных пород, т. е. их относительного гео-
логического возраста: стратиграфический и биостратиграфический.
Стратиграфический способ основан на том, что более древние
(ранее образовавшиеся) слои лежат, как правило, ниже более
молодых слоев, образовавшихся позднее. Поэтому основное пра-
вило стратиграфического способа установления последовательно-
сти образования осадочных горных пород можно сформулировать
так: перекрывающие слои моложе подстилающих.
Последовательность образования и возраст горных пород
183
Рис. 54. Определение относительного возраста
горных пород стратиграфическим методом
В соответственно моложе. Жила а,
их, но старше слоя В; наконец, жи-
И
В осадочных (а также магматических) горных породах неред-
ко заключены обломки других более древних горных пород. Если
их относительный возраст известен, то, очевидно, устанавливается
также возраст интересующей нас породы: данная порода моло-
же тех пород, включения (обломки) которых в ней заключены.
Секущие горные породы (например, жилы, дайки и т. д.), очевид-
но, моложе тех пород, в ко-
торых они заключены и ко-
торые секут.
На геологическом разре-
зе, представленном на
рис. 54, выделяются слои .4,
Б и В. Слои А -и Б секутся
жилой а, а все три слоя
жилой р. В жиле р заклю-
чены обломки (ксенолиты)
породы жилы а. Приведен-
ный разрез, очевидно, сле-
дует расшифровать следую-
щим образом: наиболее
древним является слой А;
перекрывающие его слои Б
секущая слои А и Б, моложе
ла р — самая молодая в данном геологическом разрезе, поскольку
она сечет все названные породы и, кроме того, заключает облом-
ки (ксенолиты) породы из жилы а.
Рассмотренный прием расшифровки относительного возраста
(последовательности образования горных пород) не приемлем для
сопоставления геологических разрезов районов, отделенных друг
от друга большими расстояниями, когда нельзя шаг за шагом
проследить залегание слоев между ними. Стратиграфические при-
емы не пригодны и в том случае, когда толщи слоистых пород
потеряли первоначальную последовательность залегания напла-
стований в результате, например, тектонических нарушений.
Биостратиграфический способ основан на изучении остатков
органических форм, заключенных в осадочных горных породах в
виде окаменелостей и отпечатков, т. е. палеонтологических остат-
ков, содержащихся в горных породах (рис. 55 и 56).
Органическая жизнь в истории Земли развивалась постепен-
но— от простейших примитивных форм к более высокоорганизо-
ванным современным формам. Поэтому остатки организмов, за-
хороненные в осадках и заключенные в осадочных породах в виде
отпечатков и окаменелостей, могут служить надежным основани-
ем для установления относительного геологического возраста гор-
ных пород: горные породы, заключающие остатки наиболее при-
митивных организмов, будут древнее горных пород, содержащих
184
Петрографический состав Земной коры
остатки более высокоорганизованных растений и животных.
В настоящее время выяснено, что для горных пород опреде-
ленного геологического возраста более характерны не отдельные
окаменелости и отпечатки, а особые группы органических остат-
ков, соответствующие естественным ассоциациям (биоценозам)
организмов, сменявших
друг друга в ходе геологи-
ческого времени.
Геологическими иссле-
дованиями установлена из-
вестная периодичность
Рис. 56. Раковина аммонита и часть рако-
вины белемнита юрского возраста
Рис. 55. Раковина брахиоподы
каменноугольного возраста
(цикличность) в геологической истории Земли и в то же (время
необратимость геологических процессов. Последняя черта выража-
ется в том, что сходные между собой геологические события, про-
исходившие в разное время, на разных этапах (циклах, периодах)
геологической истории, никогда не бывают тождественными. Ины-
ми словами, геологические события претерпевают изменения, эво-
люционируют в ходе геологического времени, что неизбежно ска-
зывается и на результатах этих событий—на составе и характе-
ре геологических напластований, условиях распространения и за-
легания горных пород и т. д.
Особенно отчетливо необратимость проявляется в эволюции
органического мира. Поэтому изучение растительных и животных
остатков, сохранившихся в горных породах в виде окаменелостей
и отпечатков, позволяет наилучшим образом устанавливать исто-
рическую последовательность и относительный геологический воз-
раст горных пород в данном пункте земного шара. Но благодаря
способности организмов к быстрому расселению и миграции, а
также примерной синхронности (одновременности) обновления
органического мира на всем земном шаре представляется воз-
Последовательность образования и возраст горных пород
185
можным сопоставлять историческую последовательность отложе-
ний п относительный возраст горных пород в самых различных
географических пунктах. На такой основе была разработана еди-
ная для всего земного шара стратиграфическая шкала, или шкала
относительной геохронологии, в которой выделяются следующие
соподчиненные стратиграфические и геохронологические единицы.
Стратиграфические
подраздел ення
Г еохрснологические
подразделения
1. Группа
2. Система
3. Отдел
4. Ярус
1. Эра
2. Период
3. Эпоха
3. Век
Стратиграфические группы выделяются по признакам, харак-
теризующим общий уровень развития органического мира. Наибо-
лее древние группы — архейская, протерозойская, за ними следует
палеозойская, мезозойская и кайнозойская.
Стратиграфические системы отличаются отда от другой се-
мействами и отрядами органических форм, отделы — по составу
родовых групп и, наконец, ярусы — группами видов и разновид-
ностями органических форм.
Палеозойская группа расчленяется на шесть систем:
кембрийскую, ордовикскую, силурийскую, девонскую, каменноу-
гольную и пермскую.
Мезозойская группа состоит из трех систем: триасовой,
юрской и меловой.
Кайнозойская группа состоит из палеогеновой, неогено-
вой и четвертичной систем.
Архей и протерозой не имеют общепринятых подраз-
делений для всего земного шара. Это объясняется тем, что орга-
нические остатки в этих древнейших образованиях земной коры
не сохранились или сохранились в единичных случаях, по кото-
рым затруднительно сопоставление горных пород различных райо-
нов земного шара. Обычно архейская и протерозойская группы
называются докембрием.
Комиссия по определению абсолютного возраста геологических
формаций при Геологическом институте АН СССР рекомендует
четырехчленное разделение докембрия: катархей, архей, нижний
протерозой и верхний протерозой (см. гл. XXIX). Каждую систе-
му подразделяют обычно на три отдела: нижний, средний и верх-
ний или на два отдела: нижний и верхний.
Каждому из приведенных стратиграфических подразделений
соответствуют подразделения геологического времени, в течение
которого образовался данный стратиграфический комплекс гор-
Т а б лица 13
Эры (группы) и их индексы Начало —конец эры, млн. лет. продол- j ! житель- j ность, I млн. лет. । Периоды (системы) и их индексы 1 г <и Ч л ч о t? - О) £ . о н п и P.S g £ Пнет на карге Органический мир
Кайнозойская Kz 0—70 1 1 70 Четвертичный Q Неогеновый N* Палеогеновый Pg 1 24 30 Светло-серый Лимонио-жслт ый Желтый Расцвет покрыгосемяппых растений (злаков, цветко- вых, лиственных). Развитие птиц и млекопитающих. Появление человека
Мезозойская Mz 70—225 1 155 Меловой Сг»‘ Юрский J Триасовый Т 30 45 40 Светло-зеленый Голубей Светло- лиловый Рясцве г голосемянных растений (пальм, хв иных), Аммониты и белемниты. Расцвет рептилий. Первые костистые рыбы. Первые млекопитающие (сумчатые) животные
Палеозойская Pz 225—550 325 Пермский Р Каменноугольный С Девонский D Силурийский S Ордовикский О Кембрийский Сгп 45 50 80 20 60 90 Светло-коричневый Серый Коричневый Грязно-зеленый Коричневато-зеленый Сиреневый Древовидные споровые растения (папоротники, хво- щи, плауновые). Появление наземной флоры. Вадоросли. Брахиоподы, амфибии и зве- роподобные рептилии. Рас- цвет акул. Панцирные рыбы
Протерозойская Рг Докембрий IV (Рифей, Верхний протерозой) Докембрий III (Нижний протерозой) 550—20'10 1450 Общепринятых под- разделений иа пе- риоды нет — Розовый 1 Бактерии. В щороелп
Архейская Аг Докембрий II (Архей) Докембрий I (Катархей) 2C0J—3500 1500 Доклеточные формы жиз- ни (?)
» По 195 6 г палеоген и неоген считались отделами третичной системы 1г,
♦ * В Западной Европе принято меловой период делить на два самостоятельных- верхнемсловоп (,Г| и нижнемеловой U,.
Последовательность образования и возраст горных пород
187
ных пород. Стратиграфическим группам соответствуют геоло-
гические эры, системам — геологические периоды,
отделам — геологические эпохи и ярусам — геологи-
ческие века.
На таких основаниях построена современная стратиграфиче-
ская (иначе—геохронологическая) шкала (табл. 13).
Понятие об абсолютном возрасте горных пород
и абсолютном летосчислении в геологии
Изучение стратиграфических взаимоотношений и органических
остатков в горных породах позволяет установить только их от-
носительный геологический возраст. Во многих случаях очень
важно знать абсолютный их возраст, т. е. возраст, ис-
числяемый годами. Для этой цели используют явления радиоак-
тивности 'некоторых химических элементов, входящих в состав
минералов.
Установлено, что процесс распада урана, тория и других ра-
диоактивных элементов происходит с постоянной скоростью: 1 г
урана в течение года дает 1351,10~13 г уранового свинца (РЬ206);
1 г тория за то же время дает 513,10-13 г ториевого свинца
(РЬ208) и т. д.
Для практических целей продолжительность жизни радиоак-
тивного изотопа выражается периодом полураспада Т, т. е. вре-
менем, в течение которого распадается половина атомов данного
вещества:
„ In 2 0,693 „ „
1 =-----=------= 0,Ь93
л л
где Л— константа, характеризующая скорость радиоактивного
распада;
т — средняя продолжительность жизни радиокативных ато-
мов.
В настоящее время разработаны три основных метода опреде-
ления абсолютного возраста горных пород и минералов: свинцо-
вый, гелиевый и аргоновый.
Свинцовый метод является наиболее надежным. В основе его
лежит радиоактивное превращение урана и тория, при котором
образуется радиогенный свинец:
□238 _ pb206 + 8Не. Th232 _ pb208 6Не.
Очевидно, в каждом минерале радиоактивный распад начи-
нается с момента образования данного минерала, содержащего
радиоактивный элемент. Поэтому, например, исходя из известной
нам скорости распада урана и тория, содержания их в исследуе-
188
Петрографический состав Земной коры
мом минерале, а также содержания уранового (РЬ206) и ториевого
свинца (РЬ208) в нем, можно определить возраст минерала I:
t
P[j206 _ p[j208
и 4-0,38 Th
•76-IO8 лет.
Данная формула пригодна для вычисления возраста относи-
тельно молодых минералов. Для определения возраста древних
минералов необходимо вносить поправку на актиноуран и актино-
урановый свинец, а также учитывать убывание во времени U,
AcU и Th.
Определение изотопного состава радиогенного свинца в насто-
ящее время производится с большей точностью с помощью мас-
спектрометров.
Гелиевый метод, основанный на выделении радиогенного ге-
лия в процессе распада ряда химических элементов, дает несколь-
ко заниженные значения возраста пород по сравнению со значе-
ниями свинцового метода. Это объясняется тем, что гелий легко
диффундирует и рассеивается из минералов. В последнее время
установлены некоторые минералы, надежно удерживающие ра-
диогенный гелий.
При отсутствии потери гелия возраст t по гелиевому методу
вычисляется по формуле
t = JHr(Bec) ,49.10ю лет>
U+ 0,20 Th
Калий-аргоновый метод, разработанный в последнее время,
применяется для определения возраста минералов и горных пород,
содержащих калий. Изотоп калия с атомным весом 40 благодаря
К-захвату * превращается в аргон (Аг40):
К40 + ек -> Аг40.
Расчетная формула для определения возраста данным мето-
дом имеет вид
/ Аг40 \
+ 0,11071-IgO, 1107
2,39- 10-Ю
где Аг40 и К40 — найденные весовые количества изотопов аргона
и калия.
В настоящее время установлено, что средняя продолжитель-
ность одного геологического периода колеблется от 30 до
* Некоторые ядра атомов способны захватывать электроны из оболочек ато-
мов, частью которых они являются. Обычно происходит захват из ближайшей
к ядру К-о б о л о ч к и, поэтому этот процесс назван «К-захват».
Последовательность образования и возраст горных пород
189
50 млн. лет, а общая продолжительность геологических эр состав-
ляет:
Кайнозойской . . . . . . . Около 70 млн. лет
Мезозойской . . » 155 » »
Палеозойской . . . , ... » 345 » »
Докембрий ..... . . . . Более 3300 » »
Соответственно возраст земной коры исчисляется величиной
порядка 3,5 млрд. лет. Предполагают, что образование планет
Солнечной системы произошло примерно 6—7 млрд, лет назад.
Кроме рассмотренных физических (радиоактивных) методов,,
существуют геологические методы абсолютного летоисчисления.
Они основаны на допущении, что скорость геологических процес-
сов (накопления солей в Мировом океане, осаждения морских
осадков и т. д.) была постоянной во все геологические эры и пе-
риоды, но сейчас геологические методы имеют лишь историческое
значение.
Солевой метод основан на вычислении скорости соленакопле-
ния в Мировом океане. По этому методу геологический возраст
Земли составит всего лишь 150 млн. лет. По скорости накопления
морских осадков геологический возраст Земли получен равным
775,6 млн. лет. При этом исходили, что суммарная мощность мор-
ских осадочных горных пород палеозоя, мезозоя и кайнозоя до-
стигала 110800 м, а скорость осаждения осадков была постоянной-
и равной 1 м в 7 тыс. лет.
В действительности же скорость ' соленакопления, отложения,
морских осадков и других гелогических процессов не остается
постоянной: она возрастает во времени. По данным С. И. Бубно-
ва, скорость осадконакопления в кайнозое бы-
ла в пять раз больше, чем в палеозое.
Перечисленные выше радиологические методы определения аб-
солютного возраста горных пород позволяют получить данные,
которые хорошо согласуются с результатами определения относи-
тельного возраста горных пород стратиграфическим и палеонто-
логическим методами.
§ 38. КРАТКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ
ПОДРАЗДЕЛЕНИЙ
Архейская группа Аг. Древнейшие осадочные горные породы,
образовавшиеся в архейскую эру, видоизменены до неузнаваемо-
сти: они полностью превращены в метаморфические горные поро-
ды, частично переплавлены (мигматиты) и преобразованы в маг-
матические горные породы. В составе архейской группы развиты
мигматиты, гнейсы, кристаллические сланцы, магматические гор-
ные породы, а также кварциты и мраморы.
190
Петрографический состав Земной коры
Органические остатки в архейских породах до сих пор не най-
дены, если не считать отдельные проблематические образования,
считающиеся остатками водорослей. О существовании органиче-
ского мира и значительном его развитии говорят скопления угле-
кислого вещества в некоторых свитах архея.
Протерозойская группа Рг. Горные породы протерозойской
группы изменены в меньшей степени по сравнению с архейскими
породами. Встречаются слабометаморфизованные осадочные гор-
ные породы, сохранившие скудные остатки примитивных организ-
мов. Полагают, что к концу протерозойской эры возникли все
группы беспозвоночных, но их остатки не сохранились, так как
эти организмы не имели твердых скелетных частей.
Комплекс осадочных метаморфических и магматических по-
род верхнего протерозоя часто называют р и ф е е м или синие м.
Палеозойская группа Pz сложена из осадочных горных пород,
в меньшей мере из метаморфических и магматических. В осадоч-
ных породах палеозоя сохранились довольно обильные остатки
органических форм: из растений главным образом остатки водо-
рослей, папертников, хвощей и плауновых; из животных наиболь-
шего расцвета достигли трилобиты и брахиоподы. В палеозой-
ских породах находят остатки панцырных рыб, амфибий и зве-
роподобных рептилий.
Богатство органических остатков в палеозойских отложениях
позволило выделить названные выше шесть систем. В кембрий-
ской системе, в свою очередь, различают три отдела: нижнекемб-
рийский Спи, среднекембрийский Ст2 и верхнекембрийский Ст3.
Ордовик О выделен в самостоятельную систему в последнее
время. Раньше он считался нижним отделом силура. Верхний от-
дел силура в настоящее время относят к самостоятельной систе-
ме — силур S. В девонской и каменноугольной системах разли-
чают по три отдела (Db D2, D3 и Сь С2, С3), в пермской — два
отдела (Рь Р2)-
Мезозойская группа Mz представлена главным образом оса-
дочными горными породами. Роль метаморфических горных пород
еще меньше, чем в палеозойской группе. В мезозойскую эру до-
стигли расцвета рептилии (плавающие, летающие, звероподоб-
ные), а в конце эры появились первые млекопитающие (сумча-
тые). В растительном мире господствовали голосемянные (пальмы
и хвойные), вытеснившие на второй план тайнобрачные растения.
Из беспозвоночных животных для мезозоя очень характерны мол-
люски, а среди них белемниты и особенно аммониты (см. рис. 56).
Как уже отмечалось, в составе мезозоя различают триасовую
Т, юрскую J и меловую Сг системы. В свою очередь, в триасе
выделяют нижний Т>, средний Т2 и верхний Т3 отделы; в юре раз-
личают три отдела — нижний Jb средний J2 и верхний J3; меловая
система подразделяется на нижний Crt и верхний Сг2 отделы.
Последовательность образования и возраст горных, пород 191
Кайнозойская группа Kz сложена по большей части из нор-
мальных слабоизмененных осадочных горных пород, в обилии
содержащих хорошо сохранившиеся отпечатки и окаменелости
органических форм. Для кайнозойской эры характерен расцвет
млекопитающих и птиц, покрытосемянных растений (злаков и
цветковых) и появление человека (в конце эры).
В составе кайнозойской группы различают: палеогеновую Pg.
неогеновую N и четвертичную, или антропогеновую, Q системы.
В свою очередь палеогеновые отложения подразделяются на ниж-
непалеогеновые Pgl, среднепалеогеновые Pg2 и верхнепалеогено-
вые Pgs. Неогеновые отложения подразделяются на нижненеоге-
новые N[ и верхненеогеновые N2. Четвертичные отложения под-
разделяются на ледниковые (плейстоцен) и послеледниковые
(голоцен).
Более подробная характеристика геологической хронологии и
геологической истории Земли дана в гл. XXIX.
РАЗДЕЛ ПЯТЫЙ
ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИКИ
(ЭКЗОГЕННЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИ!
ПРОЦЕССЫ)
Глава XV
ОБЩИЕ ЧЕРТЫ ЭКЗОГЕННЫХ
ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ
Все геологические процессы подразделяются на две большие
труппы: экзогенные (извне рожденные) и эндогенные (внутри
рожденные). К труппе экзогенных процессов относятся: разруше-
ние (выветривание) горных пород, снос (транспортировка) и по-
следующее осаждение (седиментация) продуктов разрушения и
выветривания.
Экзогенные геологические процессы приурочиваются к поверх-
ности Земли и частично захватывают наружную, периферическую
область земной коры. Они распространяются на глубину, обычно
не превышающую нескольких десятков метров. Такая приурочен-
ность экзогенных процессов объясняется тем, что они являются ре-
зультатом активного воздействия внешних оболочек (атмосферы,
гидросферы и биосферы) на земную кору. Вследствие этого экзо-
генные геологические процессы обнаруживают связь с внешними,
в частности, климатическими условиями и подчиняются климати-
ческой зональности.
Экзогенные геологические процессы начинаются с выветрива-
ния горных пород и завершаются осадконакоплением (седимен-
тацией). Их связывают процессы смыва (сноса) и переноса
(транспортировки) продуктов выветривания. В результате удаля-
ются продукты разрушения горных пород, а на поверхности Зем-
ли обнажаются более свежие, еще не разрушенные породы, кото-
рые с этого времени становятся объектами интенсивного вывет-
ривания.
Процессы, приводящие к обнажению горных пород путем сноса
продуктов их разрушения, называются денудационными процес-
сами или просто денудацией (denudo — обнажаю). К ним
относятся процессы выдувания и развеивания, смыва и размыва,
выпахивания, абразия и некоторые другие. Выдувание и развеи-
вание продуктов разрушения горных пород производится ветра-
ми, смыв и размыв — потоками поверхностных и подземных вод,
Общие черты экзогенных геологических процессов
193
выпахивание — движущимися ледниками, абразия (сбривание бе-
реговой полосы) — морским прибоем и отчасти прибрежными те-
чениями.
Явления выветривания горных пород и денудации носят раз-
рушительный характер: они разрушают горные породы, береговые
склоны, возвышенности, горные сооружения и т. д. В противопо-
ложность им седиментация в своей основе имеет созидательный
характер. Однако седиментационные процессы были бы невоз-
можны без явлений денудации, которые поставляют материал для
образования осадков.
Явления выветривания и денудации приурочиваются к при-
поднятым участкам поверхности суши. Интенсивность этих явле-
ний зависит от разностей высотных отметок поверхности, т. е. от
«энергии рельефа»: чем выше «энергия рельефа» (т. е. чем бо-
лее пересечена местность), тем интенсивнее происходят денудация
и выветривание. По мере выравнивания поверхности (ослабления
«энергии рельефа») процессы денудации и выветривания посте-
пенно угасают.
Осадкообразование (седиментация) приурочивается к понижен-
ным участкам поверхности суши и происходит в основном в доли-
нах рек, на дне морей и озер. Очевидно, скорость седиментации
находится в прямой зависимости от интенсивности привноса ма-
териала — продуктов разрушения горных 1 пород. Соответствен-
но повышение темпа осадконакопления всегда вызвано активиза-
цией денудационных процессов, а понижение — угасанием явлений
денудации.
Общим результатом денудации и седиментации является посте-
пенное выравнивание поверхности, а следовательно, и постепен-
ное угасание самих денудационных и седиментационных процес-
сов. Выравнивание поверхности земной коры и угасание экзоген-
ных геологических процессов (т. е. процессов денудации и седи-
ментации) было бы уже полным за прошедшие геологические
эпохи, если бы им не противостояли эндогенные геологические
процессы, направленные в противоположную сторону. Они возоб-
новляют различия в высотном положении отдельных зон и обла-
стей земной коры и тем самым постоянно стимулируют экзогенные
геологические процессы. Отсюда следует, что экзогенные геологи-
ческие процессы были бы невозможны без эндогенных, постоянно
возобновляющих основное условие их существования — различия в
высотном положении отдельных частей поверхности земной коры.
При экзогенных геологических процессах происходят глубочай-
шие изменения вещества земной коры. О характере этих экзо-
генных превращений вещества земной коры сказано в последую-
щих главах данного раздела. Конечным результатом всех этих
превращений являются минералы и горные породы осадочного
происхождения.
7 П. А. Панюков, 3. Г. Перфильева
Глава XVI
ВЫВЕТРИВАНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД
Под выветриванием понимают процессы разрушения и химиче-
ского разложения горных пород и минералов под воздействием
внешних оболочек Земли — атмосферы, гидросферы и биосферы *.
В процессе выветривания изменяются первоначальное состояние
и свойства горных пород (например, снижается их прочность) и в
конечном счете образуются новые рыхлые минеральные массы —
разнообразные продукты выветривания.
Различают физическое п химическое выветривание. Оба типа
выветривания тесно связаны друг с другом, протекают одновре-
менно, но с различной интенсивностью в зависимости от местных
климатических, геологических и других условий.
§ 39. ФИЗИЧЕСКОЕ ВЫВЕТРИВАНИЕ
Физическое выветривание происходит под воздействием суточ-
ных и сезонных колебаний температуры воздуха (температурное
выветривание), замерзания и оттаивания воды, заключенной в по-
рах и трещинах горной породы (морозное выветривание), и не-
которых других явлений.
Температурное выветривание обусловлено тем, что различные
минералы, составляющие горную породу, обладают различными
теплофизическими свойствами. Так, коэффициент объемного теп-
лового расширения кварца составляет 0,00031, ортоклаза 0,00017,
роговой обманки 0,00028 и кальцита 0,00020. Поэтому при колеба-
ниях температуры они будут испытывать объемные деформации,
различные по величине. Вследствие этого на контактах минераль-
ных зерен возникают температурные напряжения, под действием
которых горная порода растрескивается.
Температурные напряжения возникают и в мономпнеральных
породах. В этом случае они связаны с анизотропностью тепло-
* Понятие «выветривание» не имеет ничего общего с этимологическим смыс-
лом термина выветривание (действие ветра).
Выветривание горных пород
195
Рис. 57. Десквамация (шелуше-
ние) гранита
физических свойств минералов. Так, коэффициент линейного теп-
лового расширения у кварца и кальцита в направлении, перпен-
тпкулярном осп симметрии L3 почти в два раза превышает тог
же коэффициент в направлении, параллельном оси L2. Поэтому
на контактах минералов с различной ориентировкой кристалло-
графических осей при колебаниях тем-
пературы возникают весьма значитель-
ные температурные напряжения, вызы-
вающие образование трещин.
На скорость температурного вывет-
ривания горных пород оказывают влия-
ние также другие особенности минера-
лов, например, их окраска. Горные по-
роды, состоящие из минералов различ-
ной окраски и, следовательно, нагрева-
ющиеся на солнцепеке с различной
скоростью, распадаются более интенсив-
но, чем горные породы, окрашенные мо-
нотонно. ; '
Физическое выветривание обычно на-
чинается со вскрытия и расширения уже
имеющихся в горной породе микротре-
щин и других «дефектов» внутреннего
строения. В дальнейшем происходит рас-
пад горной породы на отдельные обломки, минеральные зерна
(дресву) и частицы песка и пыли (дезинтеграция).
Скорость и характер физического выветривания зависят от
климатических условий и ряда свойств горной породы и составля-
ющих ее минералов. С повышением континентальности климата и,
следовательно, с увеличением амплитуд суточных и сезонных ко-
лебаний температуры и снижением влажности воздуха возрастает
скорость физического выветривания горных пород. Наиболее ин-
тенсивно оно протекает в сухих (аридных) климатических обла-
стях, особенно в пустынях. Дневное нагревание после холодной
ночи вызывает в этих условиях интенсивное шелушение обнажен-
ных горных пород — д е с к в а м а ц и ю (рис. 57). Последующее ох-
лаждение породы ночью приводит к ее растрескиванию.
В жарких, но влажных климатических условиях физическое
разрушение горных пород усиливается обильными дождями (лив-
нями), выпадающими нередко на раскаленную солнцем поверх-
ность обнаженных горных пород. При высыхании горной породы
на солнцепеке наблюдается интенсивное растрескивание и шелу-
шение.
Разрушение горных пород в северных широтах происходит в
основном под влиянием морозного выветривания. При замерзании
196
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
воды, заключенной в порах и трещинах горной породы, развива-
ются морозобойные трещины.
При переходе воды из жидкого состояния в твердое (лед) про-
исходит увеличение объема примерно на 9%- Сила роста кристал-
ликов льда достигает нескольких сот кГ]см2. При многократном
повторении замерзания и оттаивания эти трещины расчленяют
породу на отдельные обломки.
В случае морозного выветривания горная порода разрушается
силами кристаллизации (роста кристаллов) льда. Разрушающее
действие сил кристаллизации наблюдается также при выпадении
солей из водных растворов, находящихся в капиллярных трещи-
нах и порах горных пород. Под давлением растущих кристаллов
тонкие капиллярные трещины расширяются подобно тому, как это
имеет место при росте кристалликов льда. Такое явление харак-
терно для аридных климатических условий, в которых влага, на-
ходящаяся в капиллярных трещинах и порах, днем подтягивается
к поверхности и испаряется, а соли, содержащиеся в ней, кристал-
лизуются.
Из всех свойств и особенностей горных пород, влияющих на
скорость физического выветривания, наибольшее значение имеют:
1) минералогический состав. Полиминеральные гор-
ные породы разрушаются легче, чем мономинеральные. Это объ-
ясняется тем, что различные минералы нагреваются и охлажда-
ются с 'различной скоростью, при этом расширяясь и сжимаясь на
различную величину в зависимости от значения коэффициента теп-
лового расширения, теплоемкости, теплопроводности и других теп-
лофизических свойств. Особенно интенсивно выветриваются гор-
ные породы, имеющие в своем составе минералы с резко выра-
женной анизотропией указанных теплофизических свойств;
2) строение торной породы. Плотно сложенные горные
породы мелкозернистого строения более стойки против физическо-
го выветривания, чем породы пористые, рыхло сложенные, особен-
но крупнозернистые и неравномернозернистые. В случае порфи-
рового строения выветривание идет быстрее в том случае, когда
порфировые выделения крупные, и медленнее — когда они мельче;
3) сложение горной породы. Породы массивного сло-
жения наиболее стойки против выветривания. Сланцеватость и
плойчатость облегчают физическое выветривание;
4) трещиноватость. С повышением трещиноватости ско-
рость выветривания горных пород резко возрастает. Скорость вы-
ветривания монолитных пород минимальна;
5) водно-физические свойства горной породы.
Эти свойства, особенно влагоемкость (способность поглощать во-
ду) и водоотдача (способность отдавать воду), играют большую
роль в процессах физического выветривания. Породы с высокой
Выветривание горных пород
197
влагоемкостью, но со слабой водоотдачей подвержены интенсив-
ной десквамации (шелушению) и морозному выветриванию.
Скорость выветривания обычно повышается по мере того, как
возрастают различия между термодинамическими условиями об-
разования горной породы и теми условиями, в которых протека-
ют процессы выветривания. По этой причине многие осадочные
породы, образующиеся в условиях, близких к условиям вывет-
ривания горных пород и обладающие повышенной пустотностью,
разрушаются значительно медленнее, чем монолитные и плотные
метаморфические породы (например, кристаллические сланцы).
Последние, представляющие вполне устойчивые тела в условиях
высоких давлений и температур, оказываются крайне неустойчи-
выми и быстро выветривающимися на небольшой глубине от зем-
ной поверхности.
§ 40. ХИМИЧЕСКОЕ ВЫВЕТРИВАНИЕ
Химическое выветривание включает процессы окисления, гид-
ратации, растворения и гидролиза. Все эти процессы протекают
при непосредственном участии или в присутствии воды.
Окисление. Дождевые капли и поверхностные воды, стекаю-
щие по склонам, всегда содержат растворенные кислород и уг-
лекислый газ. Кроме того, просачиваясь через почвенно-расти-
тельный покров, они обогащаются органическими кислотами —
продуктами жизнедеятельности организмов и разложения органи-
ческих веществ. Поэтому инфильтрационные (просачивающиеся с
поверхности по породам и трещинам горных пород) воды обла-
дают высокой окисляющей и растворяющей способностью.
Просачиваясь через толщи горных пород, инфильтрационные
воды расходуют свободный кислород и постепенно теряют свою
окислительную способность. На некоторой глубине от поверхно-
сти Земли свободный кислород отсутствует и окислительные про-
цессы полностью прекращаются. Поэтому можно говорить о не-
которой нижней границе присутствия кислорода — о кислород-
ной поверхности, выше которой идут преимущественно про-
цессы окисления, а ниже — процессы восстановления.
Глубина залегания кислородной поверхности различна, и она
зависит от пересеченности местности, вещественного состава и
проницаемости горных пород, глубины залегания подземных вод
и некоторых других условий. В горных областях с резко пересе-
ченным рельефом кислородная поверхность находится на глуби-
не до 1000 м. В заболоченных равнинных пространствах она поч-
ти совпадает с земной поверхностью.
Окислению подвержены многие минералы и, прежде всего,
сульфиды и органические вещества. При окислении сульфидов об-
разуются кислородные соединения (сульфаты, карбонаты, гидро-
198
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
окислы и др.). Сам процесс окисления обычно имеет многоста-
дийный характер. Так, при окислении пирита FeS2 вначале обра-
зуется сульфат закиси железа FeSO4, который потом переходит в
сульфат окиси железа Fe2(SO4)3, и, наконец, появляется гидрат
окиси железа — лимонит Fe2O3-«H2O.
Реакция окисления сульфида железа (пирита) протекает сле-
дующим образом:
4 FeS, 4- 11 Н2О 4-15О2 = 2Fe,O3- ЗН,О 4- 8H,SO4.
Образующаяся при этом серная кислота реагирует с минера-
лами окружающих пород, например с карбонатами:
СаСО3 4- H2SO4 4- Н,О = CaSO4-2H2O 4- С021 .
ГИПС
Широко распространены в природе процессы окисления за-
кисных соединений железа, в частности сидерита FeCO3. В ре-
зультате окисления сидерита образуются залежи, например буро-
го железняка. При окислении сидерита наблюдается уменьшение
объема почти на */3 против первоначального за счет потери угле-
кислого газа. Поэтому залежи бурого железняка, образовавшиеся
путем окисления сидерита, отличаются рыхлым строением и на-
личием больших пустот.
Окислению железомагнезиальных силикатов (амфиболов, пи-
роксенов, оливина и др.) сопутствуют процессы гидролиза (см.
ниже).
Гидратация — явление поглощения минералами воды. При гид-
ратации частицы воды входят в структуру минерала. Вследствие
этого часто происходит перестройка кристаллической структуры
и увеличение первоначального объема минерала. Поэтому при яв-
лениях гидратации нередко возникают весьма значительные мик-
ронапряжения и деформации, сопровождающиеся развитием ин-
тенсивной трещиноватости горных пород.
Наиболее простым примером гидратации минералов могут слу-
жить превращения ангидрита CaSO4 в гипс CaSO4-2H2O и гема-
тита Fe2O3 в лимонит Fe2O3-nH2O.
Растворение, При растворении минеральное вещество перехо-
дит в раствор и может быть вновь выделено из раствора. Раство-
римость минералов зависит как от свойств растворителя, так и
от свойств самих минералов.
Природные воды, циркулирующие в толщах горных пород, яв-
ляются активными растворителями горных пород. Растворяю-
щая способность природных вод зависит от диссоциации моле-
кул воды на ионы Н+ и ОН": чем больше диссоциированы моле-
кулы воды и соответственно чем выше концентрация водородных
ионов pH. тем выше химическая активность воды. Известно, что
концентрация водородных ионов увеличивается с повышением тем-
Выветривание горных пород
199
пературы и содержания в воде свободной углекислоты. Повыше-
ние температуры от 0 до 30° С вызывает увеличение концентра-
ции водородных ионов примерно в два раза, а при насыщении
воды углекислотой концентрация водородных ионов возрастает
в 300 раз и более. Поэтому особо высокой растворяющей способ-
ностью должны обладать высокотемпературные подземные воды,
насыщенные СО2. Само собой разумеется, что растворяющая спо-
собность подземных вод резко повышается при появлении в их
составе сильных кислот, например серной, фтористоводородной
и др.
Все минералы земной коры в той или иной мере растворимы
в воде. По степени их растворимости различают: легкораствори-
мые минералы (каменная и калийная соли, гипс и некоторые дру-
гие) ; растворимые (кальцит, доломит) и слаборастворимые (си-
ликаты). Процессы растворения соленосных и гипсоносных толщ,
а также толщ карбонатных пород (известняков и доломитов) при-
водят к образованию карстовых пустот (см. гл. XIX).
Интенсивность растворения горных пород зависит не только от
растворимости составляющих ее минералов. Огромное влияние на
скорость растворения оказывает их трещиноватость, структура и
текстура горной породы. Скорость растворения горных пород по-
вышается также с увеличением скорости циркуляции подземных
вод.
Гидролиз характерен для соединения сильных оснований и
слабых кислот. К ним относятся силикаты и алюмосиликаты. При
гидролизе происходит распад минерала и вынос некоторых эле-
ментов в растворенном виде. Гидролиз, как и другие процессы хи-
мического выветривания, носит многостадийный характер. Так,
при гидролизе полевые шпаты вначале превращаются в промежу-
точные, слабоустойчивые минералы (например, в гидрослюды),
которые дальше распадаются на каолинит, опал и растворимые
в воде карбонаты и бикарбонаты.
Гидролиз полевых шпатов в присутствии СО2 протекает по сле-
дующей схеме:
К2О-А12Оэ- 6SiO2 + mCO2 4- пН2О -
ортоклаз
Al8O8-2SiO2-2H3O + SiO2-nH2O 4- К2СО8.
каолинит опал
Характерным для процессов гидролиза алюмосиликатов явля-
ется удаление из них катионов (К, Na, Са), которые при взаимо-
действии с растворенной в воде углекислотой переходят в истин-
ные растворы и в виде карбонатов и бикарбонатов выносятся под-
земными и поверхностными водами.
В жарких, но влажных климатических условиях происходит
200
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
дальнейшее разложение каолинита, который распадается на гид-
роокисел алюминия (составная часть боксита) и кремнезем:
А!2О3 • 2SiO2 • 2Н2О -> А12О3 • 2Н2О + 2SiO2.
Гидролиз железомагнезиальных силикатов (амфиболов, пиро-
ксенов, минералов из группы оливина и др.) протекает более ин-
тенсивно, чем алюмисиликатов. Двухвалентное железо этих мине-
ралов переходит из закисной формы в окисную и, в конечном сче-
те, в свободные гидроокислы железа (лимонит). Кремнезем, вхо-
дящий в состав данных минералов, выпадает в виде опала и ча-
стично выносится в растворенном виде вместе с образующимися
при гидролизе бикарбонатами Са и Mg.
Гидролиз железомагнезиальных силикатов протекает с обра-
зованием ряда промежуточных глинистых минералов (монтморил-
лонита, бейделлита и некоторых других). В условиях влажного,
но умеренно теплого климата эти промежуточные минералы до-
статочно устойчивы и поэтому образуют нередко значительные
скопления — промышленноценные месторождения. Накопление ко-
нечных продуктов гидролиза железо-магнезиальных силикатов —
водных окислов Al, Fe и Si наблюдается в жарких и влажных
климатических зонах тропиков и субтропиков.
§ 41. РОЛЬ ОРГАНИЗМОВ В ПРОЦЕССАХ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Поверхностные зоны земной коры до глубины порядка не-
скольких десятков метров являются средой богатой органи-
иеской жизни. (В нефтеносных толщах микроорганизмы встрече-
ны на глубине до 2 км.) Особенно богата органическая жизнь у
самой поверхности Земли Как показывают исследования, первы-
ми поселенцами свежеобнаженных скал горных пород являются
бактерии и синезеленые водоросли. Разрушая горные породы, они
подготавливают почву для микроорганизмов — диатомовых водо-
рослей и простейших грибков. Вслед за ними появляются лишай-
ники и мхи и, наконец, высшие растения и сопутствующий им жи-
вотный мир.
Энергичное разрушение горных пород происходит прежде все-
го под влиянием веществ (органических кислот), выделяющихся
при жизнедеятельности организмов, а также под действием про-
дуктов распада (гниения) остатков растений и животных. Расте-
ния. проникая в трещины и поры торных пород, разрушают их
также механически в процессе роста корневой системы, раздви-
гая стенки трещин. Особенно эффектна механическая работа по
расклиниванию трещин горных пород при росте корневищ дре-
весных растений. Определенную механическую работу по разру-
шению горных пород производят также землеройные животные.
В результате выветривания горных пород при участии живых
Выветривание горных пород
201
организмов и биохимических процессов происходит формирование
почвенного слоя. Последний состоит из минеральных частиц (гли-
ны, пыли, песка, щебня и т. д.), органических веществ (гумуса),
живых организмов (главным образом бактерий и грибков), поч-
венной влаги и воздуха.
§ 42. ПРОДУКТЫ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Процессы выветривания приводят к накоплению рыхлых щебе-
нистых, песчаных и глинистых масс — продуктов выветривания
горных пород. Все продукты выветривания горных пород, остаю-
щиеся на месте их образования, называются элювием. Элювий
чаще всего состоит из плохо отсортированных смесей щебня, дрес-
вы, песка и тонких пылевато-глинистых масс. Элювий, состоящий
из крупных обломков (камня, щебня), дресвы и песка, называется
элювиальной россыпью.
Элювий, в образовании которого основная роль принадлежала
биохимическому выветриванию и отличающийся высоким содержа-
нием органических веществ (гумуса), называется почвой.
§ 43. ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКАЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ ПРОЦЕССОВ
И ПРОДУКТОВ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Выше подчеркивалась зависимость процессов выветривания от
климатических условий. Следствием этой зависимости является
физико-географическая зональность продуктов выветривания гор-
ных пород (элювия и почвы).
Для северных (полярных и приполярных) стран наиболее ха-
рактерны продукты температурного и морозного выветривания —
элювиальные россыпи. Для северных широт с умеренными клима-
тическими условиями свойствен элювий, состоящий из смеси
щебня, дресвы, песка, пыли и глины.
Алюмосиликаты в условиях средних широт каолинизируются.
При разложении железо-магнезиальных силикатов образуются не-
редко промышленные скопления промежуточных продуктов вывет-
ривания данных пород — бейделлитовых, монтмориллонитовых и
некоторых других глин. Натриевые алюмосиликаты (альбит, нефе-
лин) в результате гидролиза дают цеолиты:
Na2O А 12Оа • 6SiO2 + 2Н2О Na2O • А12О3 • 2SiO2 2Н2О + 4SiO2.
альбит анальцим
В обстановке жаркого и теплого климата, со сменой сухих и
дождливых сезонов, силикаты и алюмосиликаты разлагаются с по-
степенным выносом кремнезема и щелочных земель и гидратацией
окислов алюминия и железа. В результате возникает латеритная
кора выветривания, характеризующаяся скоплением в элювии
больших масс гидроокислов железа и алюминия.
202
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
В аридных (засушливых) условиях преобладает температурное
выветривание. Продуктами выветривания здесь являются скопле-
ния обломочного материала — каменные развалы, щебень, песок
и пыль.
Географическая зональность процессов и продуктов выветри-
вания с особой отчетливостью видна на почвенном покрове. Как
известно, по мере передвижения с севера на юг наблюдается по-
следовательная смена тундровых почв подзолами, а последних
черноземом, каштановыми почвами, солончаками и солонцами
(в аридных зонах) и. наконец, красноземом (тропики и субтро-
пики) .
§ 44. КОРЛ ВЫВЕТРИВАНИЯ
Степень выветрелости горных пород ослабевает с глубиной.
Нижняя граница распространения процессов выветривания опре-
деляется условиями проникновения главных агентов выветрива-
ния— атмосферного кислорода, углекислого газа и инфильтра-
ционных вод. Глубина зоны окисления, как отмечалось выше,
изменяется от долей метра до 1 км. Процессы гидратации и
гидролиза силикатов могут протекать и на большей глубине. Об-
ласть развития процессов физического выветривания ограничи-
вается лишь зоной сезонных колебаний температуры горных пород.
Толща горных пород земной коры, в которой горные породы и
минералы в той или иной мере изменены процессами выветрива-
ния, образует кору выветривания. На практике под корой
выветривания обычно понимают только ту ее часть, которая
сложена рыхлыми, остаточными продуктами выветривания первич-
ных материнских горных пород.
По признаку преобладания физического или химического вы-
ветривания различают физический или химический типы коры
выветривания. Первый из них характерен для арктических и пус-
тынных областей с преимущественным развитием осадочных гор-
ных пород. Второй (химический тип коры выветривания) более
свойствен для областей избыточного увлажнения, особенно для
тропических и субтропических зон с преимущественным развитием
магматических горных пород.
По времени образования различают современную и древнюю
кору выветривания. Древняя кора выветривания обычно сохра-
няется только в погребенном состоянии под толщей позднейших,
более молодых напластований. Примером ее может служить древ-
няя кора выветривания района Курской магнитной аномалии.
Вследствие изменений условий выветривания с глубиной на-
блюдается вертикальная зональность коры выветривания. Отдель-
ные зоны коры выветривания отличаются друг от друга по степе-
ни раздробленности (физической выветрелости) и химического
Выветривание горных nopud
203
разложения горных пород. Горные породы, характеризующиеся
различной степенью выветрелости, образуют профиль коры
выветривания.
§ 45. ЗНАЧЕНИЕ ПРОЦЕССОВ ВЫВЕТРИВАНИЯ
При выветривании горных пород:
а) происходят механическая дезинтеграция (механический
распад) и химическое разложение горных пород. В результате
образуются мелко- и тонкораздробленные продукты выветривания
(пески и глины) и растворы (истинные и коллоидные);
б) вместе с механической дезинтеграцией резко повышается
активность вещества горных пород — способность вступать в хи-
мическое и физико-химическое взаимодействие с окружающей
средой (химические реакции окисления, гидратации, гидролиза,
сорбции и т. п_);
в) возрастает подвижность вещества горных пород и, следова-
тельно, способность его перемещаться, мигрировать.
Продукты выветривания перемещаются различными способами
(ветром, текучими водами, диффузионно и т. д.) и в различном
состоянии: в виде взвесей, во влекомом состоянии, истинных и
коллоидных растворов и т. д. Последующее накопление и осаж-
дение продуктов выветривания приводит к образованию толщ
осадочных горных пород. В них часто заключены разнообразные
и часто очень ценные месторождения полезных ископаемых — же-
леза, марганца, золота, платины, касситерита, алмаза и многих
других. Сами осадочные горные породы представляют собой цен-
нейший строительный материал (кирпичные, огнеупорные и другие
глины и т. д.) и химическое сырье (калийные соли, гипс и др.).
Продукты выветривания горных пород, остающиеся на месте (элю-
вий), нередко образуют месторождения каолинов, бокситов, нике-
левых и марганцевых руд и т. д.
Значение процессов выветривания заключается, наконец, в том,
что они вызывают изменения физического состояния горных пород
и показателей их механической прочности. Выветрелые горные
породы отличаются пониженными значениями показателей меха-
нической прочности и поэтому они слабо устойчивы в обнажениях
подземных горных выработок, в откосах карьеров и т. д. Вместе
с тем выветрелые породы легче разрабатываются.
Геологическая работа ветра (эоловые процессы)
205
пыль Сахары была разнесена по всей Западной Европе, включая
Англию и скандинавские страны. Общая масса этой пыли состави-
ла около 700 млн. кг. Пыль Средней Азии долетает в Куйбышев-
скую область, где она выпадает, губя растительность и посевы.
В Саратовской области оседает до 20 кг пыли на каждый гектар
ежегодно. Во время черной бури в апреле 1892 г. пылевая мгла
наблюдалась на пространстве от Киева до Петербурга. Эта буря
Глава XVII
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ РАБОТА ВЕТРА
(ЭОЛОВЫЕ ПРОЦЕССЫ)
§ 46. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЭОЛОВЫХ ПРОЦЕССОВ
В областях, лишенных или почти лишенных растительного
покрова, удаление продуктов выветривания происходит путем
выдувания и развевания ветром. К таким областям относятся в
основном пустыни и полупустыни.
Пустыни и полупустыни встречаются на всех материках неза-
висимо от высоты местности. В общей сложности они занимают
не менее ’/5 части поверхности суши. Только ветер может обна-
жать (денудировать) пустыню. Лишь в районах с пересеченным
рельефом денудационная работа ветра облегчается перемещением
продуктов выветривания по поверхности склонов под действием
собственного веса частиц. В результате возникают осыпи и особы.
Осыпи образуются постепенно путем накопления отделившихся
обломков и песчинок с вышележащих частей склона и перекаты-
вания их в нижележащие части и к основанию склона. Явления
осыпания нередко приобретают катастрофический характер от
толчков землятресений. Такого рода внезапные массовые смеще-
ния обломочного материала на склонах, вызванные толчками
землетрясений, называются осовами.
Однако главной денудационной силой в условиях пустани яв-
ляется ветер. Ветер выметает продукты распада горных пород,
проникает во все углубления и расщелины скал, захватывая там
мелкие продукты разрушения и унося их на далекие расстояния.
Вся эта работа ветра называется дефляцией (выдуванием).
Ветер уносит увлекаемый им материал в виде пыли во взвешен-
ном состоянии, образуя пылевые облака и бури, пылевые дожди
и т. д., или же перекатывает по поверхности земли частицы песка
и даже мелкие камешки.
Пыль переносится ветром на расстояние более 2000 км со ско-
ростью до 50 км/ч, а площади рассеивания пыли измеряются мно-
гими сотнями тысяч квадратных километров. В феврале 1903 г.
Рис. 58. Барханы (фото Г. А. Павл иди)
образовалась вследствие дефляции чернозема с южных чернозем-
ных степей.
За счет накопления пылевого материала происходит образова-
ние лёсса (см. ниже).
Перенос песка волоком сопровождается появлением очень
интересных образований — барханов и дюн. Они представляют
собой холмы движущихся песков (рис. 58). Барханы образуются
в областях пустынь. Они представляют собой холмы серповидного
(в плане) очертания. Наветренный склон их более пологий (5—
17°). По этому склону пески перекатываются вверх и, перевалив
через гребень, падают на подветренный склон, образуя более
крутой склон (до 30—35°). Барханы обычно покрывают большие
пространства пустынь, получившие название песчаных морей.
На песчаных берегах морей, озер и рек холмы движущихся
песков имеют форму вытянутых в линию бугров. Они называются
дюнами.
В барханах и дюнах наблюдается характерная перекрещиваю-
щаяся косая слоистость (рис. 59). Скорость движения барханов
и дюн зависит от силы и постоянства ветра и составляет 1—20 м
в год. Высота барханных гряд иногда достигает 100—150 м.
Движущиеся пески способны наступать на культурные оазисы,
дороги и т. д. Для борьбы с ними проводят насаждения специ-
ально подобранных видов растений и обводнение.
206
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
Поднимая песчинки и пыль, ветер обрабатывает ими скалы,
обтачивая их поверхность. Песчинками обтачиваются также об-
ломки горных пород. При этом сами песчаники постепенно округ-
ляются и мельчают. Все эти явления истирания и истачивания
называются ветровой (эоловой) корразией. Эоловая—-значит вет-
ровая. по имени бога ветров в древнегреческой мифологии Эола.
Рис. 59. Перекрещивающаяся косая слоистость песков
барханов и дюн.
Поэтому геологическую работу ветра (дефляцию, корразию и т. д.)
часто называют эоловыми процессами, а отложения ветра -эоло-
выми отложениями.
Песок, движимый ветром, чаще держится на высоте до 2—3 м
от поверхности земли. Поэтому корразия больше всего поражает
основания утесов. В результате быстрое истачивание оснований
одиночно стоящих в пустыне скал приводит к появлению таких
причудливых образований, как эоловые грибы, столовые возвы-
шенности и т. д. Причудливость очертаний подобных образований
особенно велика, когда скалы сложены горными породами разной
прочности и истираемости (рис. 60).
Весьма своеобразен процесс коррозии (химического выветри-
вания) горных пород в условиях пустыни.
Влага, содержащаяся в горных породах, запасы которой по-
полняются за счет утренней росы, днем вследствие нагревания
солнцем усиленно испаряется. При этом из более глубоких частей
горной породы поступают новые порции влаги, несущие легкорас-
творимые вещества -— соли и гидроокислы железа и марганца.
После испарения влаги, содержащей эти соли и гидроокислы, на
поверхности горной породы образуются выцветы или же корочки.
Выцветы соли легко сдуваются ветром и перемещаются вместе
Геологическая работа ветра (эоловые процессы)
207
с пылью, а корочки, обладая повышенной прочностью, лишь шли-
фуются песчинками. В результате появляется блестящая, отполи-
рованная поверхность черного или темпо-бурого цвета, которая
называется пустынным загаром.
За счет выцветов соли, сдуваемых и переносимых ветрами,
происходит засоление временных водоемов и озер, существующих
Рис. 60. Скалы, пораженные ветровой коррозией
как в пределах пустынь, так и в прилегающих к ним областях
полупустынь. Эти соли являются также важнейшим источником
засоления пород и почв в областях пустынь и полупустынь.
Ветер не только разрушает горные породы и транспортирует
продукты разрушения в аридных зонах земного шара. С работой
ветра связано образование особой генетической группы осадоч-
ных горных пород — эоловых отложений. К ним относятся
пески дюн и барханов и лёссы. В областях пустынь с эоловыми
отложениями ассоциируют отложения соленых озер и такыров.
Такыр — слово туркменское и означает плоскую глинистую
оголенную равнину. В сезон дождей и снеготаяния такыры покры-
ваются мелкими озерами, которые затем быстро высыхают. В та-
кырах накапливается мелкозернистый насыщенный солями мате-
риал. В водонасыщенном состоянии этот материал вязкий, липкий,
а в сухое время года превращается в плотную твердую массу с
характерной полигональной трещиноватостью.
Лёсс — мучнистая (на ощупь), мелкозернистая палево-жел-
тая порода, состоящая в основном из тонких пылеватых частиц
размером 0,05—0,002 мм в диаметре. Образуется он в некоторых
областях путем скопления пыли, переносимой главным образом
208
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
ветрами. Лёсс покрывает обширные пространства на земном шаре.
Мощность лёссовых отложений в Китае достигает 170 м.
Благодаря вертикально ориентированной трещиноватости и
инкрустации поверхности трещин солями (главным образом гип-
сом или карбонатами) лёссы способны держать вертикальные
откосы высотой в несколько десятков метров. На лёссовых равни-
нах развиваются наиболее плодородные почвы — черноземы. Для
них лёсс является материнской породой.
§ 47. ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ РАБОТА ВЕТРА И ПУСТЫНИ
Пустыня не только главная арена геологической деятельности
ветра: корразии, дефляции, ветровой транспортировки и седимен-
тации. В известной мере сами пустыни являются результатом
геологической работы ветра. Дело в том, что пустыни появляются
и развиваются в областях, где вследствие тех или иных причин
чахнет, а затем гибнет растительный покров. Это может произой-
ти, например, когда по пути движения влажных воздушных масс
со стороны океана вздымаются цепи горных сооружений и внут-
ренние области материка оказываются, таким образом, в усло-
виях недостаточного увлажнения. Так было, в частности, в Сред-
ней Азии, когда после поднятия Памиро-Гималайского горного
сооружения был прегражден путь влажным воздушным массам,
движущимся со стороны Индийского океана. Отступление морей
Северного Ледовитого океана исключило возможность проникно-
вения влажных воздушных масс и со стороны Ледовитого
океана и его морей. В результате горообразовательных процессов
и перемещения береговой линии морей на север центральноазиат-
ские области оказались в условиях недостаточной влагообеспечен-
ности и возникли условия для развития пустыни. Образованию
пустынь способствуют также сплошная вырубка и уничтожение
лесных массивов, неправильное землепользование и т. д.
Так или иначе лишенные растительного покрова территории
становятся ареной интенсивной дефляции. В первую очередь сду-
вается почвенный покров и обнажаются подпочвенные слои. В ре-
зультате возникают каменистые (если в подпочве развиты скаль-
ные породы), песчаные и глинистые пустыни (если подпочва
представлена рыхлыми песчаными и глинистыми породами). По-
следующее разрушение обнаженных скальных массивов приводит
к появлению каменисто-щебенистой, а затем песчаной пустыни с
характерными для них песчаными «морями».
Пустыни имеют наступательный характер. Движущиеся пески
погребают под собой все большие и большие площади, до этого
занятые оазисами и полупустынями. При этом наступление пусты-
ни подготовляется самой пустыней путем: а) воздействия на
климатические условия припустынных областей и б) уничтожения
Геологическая работа ветра (эоловые процессы)
209
растительного покрова этих областей и захоронения растительно-
почвенного слоя под осадки пылевых бурь и облаков.
Воздействие пустыни на климат окружающих ее областей воз-
растает по мере увеличения площади самой пустыни. Оно (это
воздействие) выражается в возрастании континентальности
климата и повышении сухости воздуха, вследствие чего «сухо-
веи» — раскаленные воздушные массы, движущиеся вдаль от
пустынь, сжигают растительный покров, а недороды сельскохозяй-
ственных культур делаются все более и более частым явлением
на обширных пространствах, удаленных от пустынь на многие
сотни и даже тысячи километров.
Лишь вода и растительность способны преградить путь на-
ступлению пустыни. Поэтому обводнение и древонасаждение яв-
ляются самыми надежными средствами борьбы с наступлением
пустыни.
Пустыни — одно из грандиозных геологических явлений. В ос-
нове возникновения и уничтожения пустынь лежат геологические
причины (образование горных сооружений, перемещения берего-
вых линий океанов и некоторые другие).
В заключение характеристики геологической работы ветра
следует отметить, что ветер является также основным механизмом
влагообмена и теплообмена между океанами и континентами, арк-
тическими и экваториальными областями. Ветер служит также
причиной морских волнений и ветровых течений.
Глава XVIII
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ РАБОТА
ВОД ПОВЕРХНОСТНОГО СТОКА
/
§ 48. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ РАБОТЕ ВОД
ПОВЕРХНОСТНОГО СТОКА
Выпадающие на поверхность суши атмосферные осадки частью
испаряются обратно в атмосферу, частью стекают по поверхности
в виде дождевых и талых снеговых вод и частью просачиваются
в почву. Подсчитано, что суммарное количество атмосферных
осадков, выпадающее за год на поверхность всей суши, составляет
99,3 тыс. км3. Из этого количества 63 тыс. км3 испаряется обратно
в атмосферу, а 36,3 тыс. км3 воды стекает по поверхности суши и
просачивается в почву и подпочвенные слои, пополняя запасы
подземных вод.
Осадки, стекающие по поверхности суши в виде дождевых и
снеговых вод, составляют поверхностный сток. Осадки,
просачивающиеся в почву и пополняющие запасы подземных вод,
питают подземный сток.
Реки, дренирующие материки, собирают как воды поверхност-
ного, так и подземного стока и сбрасывают их в моря и океаны.
Перемещение речных вод в моря и океаны называется речным
стоком. Речной сток идет на пополнение воды, испаряющейся
с поверхности Мирового океана.
Следовательно, существует постоянный круговорот воды в при-
роде: испарение с поверхности Мирового океана—посадки на
поверхность суши—«-речной сток (рис. 61). Этот круговорот на-
зывается большим круговоротом воды в природе, в от-
личие от м а л о г о, при котором испаряющаяся с поверхности Ми-
рового океана вода выпадает в виде осадков на эту же поверх-
ность.
Воды большого круговорота производят огромную геологиче-
скую работу по денудации материков. Их работа начинается с от-
рыва минеральных частиц от поверхности выветрелых горных
пород при падении дождевых капель. Хотя сила дождевых капель
Геологическая работа вод поверхностного стока
211
невелика, но благодаря огромной массе осадков, выпадающих
ежегодно, и геологическим масштабам времени общие результаты
разрушающей работы дождевых капель оказываются значитель-
ными. Недаром еще древние римляне говорили: «Капля по капле
и камень долбит».
Рис. 61. Схема круговорота воды в природе
Несравненно большее значение имеет работа отдельных струй
воды, которые возникают при дождях и таянии снежного покрова,
г- - I mu- \
благодаря живой силе [— j этих струи отрываются от горных
пород минеральные частицы и уносятся вниз по склону местности.
Рис. 62. Эрозионные рытвины на склоне
При этом образуются желобки и бороздки, густой сетью покрыва-
ющие поверхность склона. Очень узкие гребни между желобками
и бороздками легко размываются этими же струйками и таким
образом происходит и л о щ а д н ы й смыв рыхлых продуктов
разрушения горных пород. Этот процесс смыва рассредоточенными
струйками воды приводит к препарировке все более и более глу-
212
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
боких слоев, до этого находящихся под покровом рыхлых обра-
зований.
Отдельные струйки воды, следуя по уклонам местности, объ-
единяются в маленькие струйки-ручейки, а последние в ручьи, реч-
ки и реки. Их воды устремляются вниз, пока не достигнут наи-
более низколежащего сборного бассейна — озера или моря.
Рис. 63. Растущий овраг
Живая сила струй и ручейков возрастает по мере увеличения
массы воды и повышения уклона русла. Вместе с этим струйки
и ручейки приобретают способность углублять свои русла. Вна-
чале это приводит к образованию на склонах коротких размы-
вов — рытвин (рис. 62), при дальнейшем росте которых возникают
овраги (рис. 63); в условиях горного рельефа водотоки разраба-
тывают глубокие ущелья (рис. 64).
Оврагами называются удлиненные и крутостенные рытвины,
прорытые ручейками. В образовавшиеся овраги устремляются
струйки дождевых вод. Таким образом овраги превращаются в
водосборные каналы дождевых и талых вод. По мере роста оврага
растет дренирующее влияние оврага и площадь водосбора. Вместе
с этим увеличивается и число побочных оврагов, которые размы-
ваются ручейками, стекающими в главный овраг. В результате
появляется разветвленная сеть овражков, сливающихся в один
главный ствол оврага.
Рытвины и овраги являются формами размыва поверхности
склона. Они возникают в результате работы сосредоточенных по-
токов— ручейков. В отличие от них смыв, как уже отмечалось
выше, производится рассредоточенными струйками дождевых и
талых вод.
Перенос обломочного материала струйками и потоками воды
Геологическая работа вод поверхностного стока
213
сопровождается шлифованием и царапанием русла потока, т. е.
явлениями корразии. Наряду с этим также имеет место химиче-
ское растворение омываемых пото-
ком горных пород, т. е. коррозия.
Вся работа потока, начиная от
явлений смыва и размыва и кон-
чая явлениями корразии и корро-
зии, называется эрозией (erodo —
по латыни размываю, разъедаю).
Следовательно, понятие эрозии
объединяет следующие явления:
1) смыв и размыв горных пород
силой водного потока; 2) шлифова-
ние и царапание дна русла перено-
симыми потоком минеральными
частицами (корразия) и 3) химиче-
ское растворение (коррозия) гор-
ных пород водным потоком.
Захваченные струйками и пото-
ками воды минеральные частицы и
их растворы переносятся вниз по
течению. При этом перенос обло-
мочного материала осуществляет-
ся: 1) во взвешенном состоянии
(в виде мути, суспензии), 2) во
влекомом состоянии — путем пере-
катывания по руслу волоком и 3) в
взвешенном состоянии транспортируется наиболее мелкий обло-
мочный материал — тонкий песок, пыль и глинистые частицы.
Грубообломочный материал перекатывается волоком.
Транспортирующая сила водного потока возрастает пропор-
ционально шестой степени скорости течения. При увеличении
скорости течения, например, вдвое тот же поток способен увели-
чить свою транспортирующую силу в 64 раза. Благодаря этому
горный поток легко перекатывает не только гравий и гальки, но
даже крупные камни.
Так как скорость течения, а вместе с тем и транспортирующая
сила потока подвержены колебаниям по сезонам и в многолетнем
разрезе, то в отложениях этих потоков наблюдается соответствую-
щее этим переменам переслаивание тонкого и грубообломочного
материала.
Рис. 64. Каньонообразное ущелье (фото
Н. М. Синицына)
растворенном состоянии. Во
§ 49. ЗАКОНОМЕРНОСТИ ПРОЦЕССОВ ЭРОЗИИ
Размыв русел и рост оврагов идут от точки, находящейся в
их устье, вверх, т. е. в направлении, обратном течению водотока.
Такое направление развития эрозионной деятельности характерно
214
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
не только для ручьев, стекающих по днищам оврагов, но и для
любых других категорий водотоков — речек и рек. Поэтому оно
является общей закономерностью развития эрозии. Эту законо-
мерность можно сформулировать так: прорытие склона те-
кучими водами происходит от устья к верховью
и начинается от определенной точки В, находящейся у подножия
склона или же на уровне водосборного бассейна, куда стекают
годы данного потока; про-
Рис. 65. Последовательные стадии образования
продольного профиля равновесия реки
(по А. П, Павлову).
рытие русла идет регрес-
сивно (рис. 65).
Точка В, расположенная
у основания склона, от ко-
торого начинается образо-
вание рытвины и дальней-
ший рост оврага, назы-
вается базисом эрозии.
Для рек и речек базисом
эрозии является уровень
другой реки или уровень
водоема (озера, моря), в
который впадает данная река. Уровень Мирового океана назы-
вается абсолютным базисом эрозии.
Типичный водоток в зрелом состоянии подразделяется на три
части: верхнее, среднее и нижнее течение. В верховье потока про-
исходят смыв и размыв русла и вынос продуктов смыва и раз-
мыва. В среднем течении поток лишь переносит материал, смы-
тый и размытый в верховье; поток на этом уровне не углубляет
русла и не отлагает наносов, а только транспортирует материал.
В нижней части течения потока происходит намыв, отложение
материала. Границы отмеченных частей потока во времени пере-
мещаются в направлении, обратном течению самого потока, — в
полном соответствии с законом регрессивной эрозии.
Состояние потока, при котором четко выделяются три отмечен-
ные выше части, называется состоянием равновесия.
Продольный профиль потока в этом случае, начиная с базиса
эрозии, представляет плавную кривую, которая обращена вогнутой
стороной вверх и кривизна которой постепенно растет от устья
к истоку. Эта кривая русла в состоянии равновесия потока назы-
вается профилем равновесия. Она соответствует условиям
минимальной работы водотока по размыву русла.
Профиль равновесия потока достигается далеко не всегда, что
чаще всего связано с изменениями положения базиса эрозии. Если
базис эрозии понижается, например вследствие углубления русла
реки, в которую впадает данный водоток, последний начинает
врезаться в свое русло, углублять его. Русло углубляется от точки
базиса эрозии и постепенно распространяется вверх до восста-
Геологическая работа вод поверхностного стока
215
новления профиля равновесия, соответствующего новому, снижен-
ному положению базиса эрозии.
Процесс углубления русла водотока называется глубинной
или донной эрозией. На участках течения, где наблюдается
глубинная эрозия, река течет нередко бурным потоком, часто с
порогами и водопадами. В среднем и в особенности нижнем те-
чении глубинная эрозия прекращается и начинается размыв бере-
Рис. 66. Образование речных излучин:
!, 2, 3 и 4 — главные русла реки; 5— старица; 6 — меандра (излучина)
гов, так называемая боковая эрозия. Река, то прижимаясь
и размывая свой правый берег, то отходя от него, оставляет за
собой косы и старицы. Таким образом происходит расширение
речной долины. При этом сам водоток описывает излучины — м е-
андры (рис. 66). Течение водотока на таких участках вялое.
Река как бы стареет. Оживление реки может наступить после
нового снижения базиса эрозии, вслед за которым начинается
углубление русла потока, сопровождающееся образованием бы-
стрин, порогов и водопадов. Последние на реках чаще всего при-
урочены к выходам трудноразмываемых, например магматических
или прочных осадочных пород среди «рыхлых» песчано-глинистых
отложений.
Подобное обновление (омоложение) рек и речек, достигших
старости (стадии меандрирования), явление, свойственное рекам
всех стран света. Доказательством этого могут служить так на-
зываемые речные (иначе аллювиальные) террасы, постоянно со-
провождающие реки и речки, и нередко крупные овраги.
Каждая аллювиальная терраса состоит из почти горизонтальной
или слабоволнистой площадки, вытянутой вдоль русла реки и
216
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
уступа, ограничивающего эту площадку со стороны русла. Линия
пересечения площадки и уступа террасы называется бровкой тер-
расы, внутренний край площадки — швом террасы (рис. 67).
Площадка террасы обычно сложена русловыми и пойменными
отложениями. Образуется она в фазу меандрирования реки, т. е.
в фазу боковой эрозии и интенсивной аккумляции аллювия. Уступ
террасы формируется в последующую за ней фазу углубления
русла, т. е. в фазу донной эрозии.
Рис. 67. Поперечный разрез речной долины, «переживаю-
щей» два цикла эрозии:
I — пойменная терраса; II— надпойменная терраса; 1 —
пойменные аллювиальные отложения; 2 — надпойменные
аллювиальные отложения; 3— швы террасы; 4 — бровка
террасы; 5 — уступ террасы; 6 — коренной (нетеррасиро-
ванный) берег реки: 7— коренное ложе аллювия
В долинах рек часто можно наблюдать несколько террас, что
говорит о неоднократной смене фаз боковой и донной эрозии
в геологической истории реки, а следовательно, и о неоднократ-
ных изменениях положения уровня базиса эрозии.
Счет аллювиальных террас ведется снизу вверх. При этом
самая низкая терраса, часто заливаемая в половодье, называется
пойменной террасой, или просто поймой. Соответственно
вышележащие террасы называются надпойменными тер-
расами первой, второй, третьей и т. д.
Старение гидрографической сети (рек, речек) неизбежно
отражается и на овражной сети: овраги превращаются в балки.
Балки отличаются от оврагов мягкими, пологими и задернован-
ными склонами и плоским днищем.
Водоток, нередко имеющийся в балках, вялый, недеятельный.
Продольный профиль его русла соответствует профилю равновесия
в том его состоянии, когда явления размыва наблюдаются только
в истоках балочных отвержков, а явления аккумуляции — в устье
главного ствола балки. На всем остальном протяжении нет сколько-
нибудь заметных признаков размыва дна и намыва балочного
аллювия.
Геологическая работа вод поверхностного стока
217
§ 50. МАСШТАБЫ ЯВЛЕНИЙ ДЕНУДАЦИИ МАТЕРИКОВ
Наиболее активной формой эрозии на обширных пространствах
безлесных, степных и лесостепных равнин являются овраги. Вместе
с развитием оврагов усиливается смыв почвенного, а в дальней-
шем рыхлого подпочвенного покрова. Благодаря этому степи и
лесостепи, обладающие плодородными почвами, нередко превра-
щаются в «дурные земли». Под ними понимают области со
сложно ветвящейся сетью оврагов и разделяющих их межовражных
возвышенностей, полностью или частично лишенных почвенно-рас-
тительного покрова. Увядание и гибель растительного покрова в
этих областях связаны не только со смывом и размывом почвен-
ного покрова, но также с иссушением ее густой сетью оврагов.
Росту оврагов и появлению «дурных земель» способствует
сведение леса, распашка крутых склонов, раскопки и т. д.
Вред, приносимый оврагами, огромен. Они не только разъедают
плодородные земли, но и делают непригодными для строитель-
ства огромные территории и нередко угрожают дорогам, мостам,
плотинам и другим инженерным сооружениям. В США общая
площадь эродированных земель составляет более 400 млн. га
(в СССР — порядка 100 млн. га). Ежегодно с полей и пастбищ
США смывается 3 млрд, т почвы, при этом только путем смыва
с полей уносится ежегодно до 63 млн. т наиболее питательных для
растений веществ (калий, фосфор, азот); стоимость их опреде-
ляется в 2 млрд, долларов в год.
Смываемые и размываемые потоками поверхностных вод рых-
лые продукты разрушения горных пород частично отлагаются
в руслах и поймах, а в основной своей массе выносятся в море.
Самая длинная река на нашей планете — Миссисипи ежегодно
выносит осадков 211,5 млн. м3. Реке Хуанхе принадлежит мировое
первенство по количеству переносимых осадков в единице объема
воды. Если Нил в 1 л/3 воды в среднем несет 1 кг взвешенных
частиц, Аму-Дарья — 4 кг, то Хуанхе — 34 кг; максимальное коли-
чество частиц в 1 м3 воды реки Хуанхе достигает 580 кг. Подсчи-
тано, что только Хуанхе ежегодно уносит в море около миллиарда
кубометров наносов, приносимых в нее многочисленными прито-
ками, размывающими крупнейшее в мире лёссовое плато.
Минеральные массы, выносимые реками в море во взвешенном
и влекомом состоянии, составляют твердый сток реки. Те
же минеральные вещества, которые выносятся в море в растворен-
ном состоянии, образуют химический сток реки.
Твердый сток всех рек СССР равен 472,3 млн. т в год, что
составляет примерно 3,7% твердого стока всех рек земного шара.
Химический сток рек нашей страны достигает 374 млн. т; в год,
или около 6% химического стока всех рек мира. Соответственно
масштабы денудации территории СССР выражаются величиной
218
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
порядка 846,3 млн. т в год. Суммарный твердый и химический
сток рек всех материков равен 16 826 млн. т в год.
Таковы размеры разрушения (денудации) материков. След-
ствием таких грандиозных по своему масштабу геологических
процессов является общее снижение уровня поверхности суши.
Величина этого снижения в среднем оценивается величиной 1 м
в течение 12 тысяч лет. Само собой разумеется, что темп дену-
дации горных стран несравненно более высокий, чем средний темп
денудации всех материков, характеризуемый только что приве-
денными цифрами.
Горные сооружения и плоскогорья были уничтожены денуда-
цией в течение геологического времени. На их месте сейчас обна-
руживаются лишь «корни» этих сооружений. Примером этому
может служить Центральный Казахстан.
§ 51. ЦИКЛЫ ЭРОЗИИ
Работа текучих вод в конечном счете приводит к уничтожению
возвышенностей, к общему снижению уровня суши и превращению
материков в размытые равнины или, как говорят иначе, в пене-
плены (почти равнины). Однако те же текучие воды создают
сильно пересеченный гористый рельеф страны. Это происходит
в том случае, когда поверхность суши поднимается над уровнем
моря — над абсолютным базисом эрозии, т. е. когда наблюдается
понижение абсолютного базиса эрозии. Вследствие этого водотоки
начинают врезаться в русла, углубляя их и превращая свои до-
лины в глубокие горные ущелья. Междуречья сохраняют вначале
характер равнин. В результате появляются столовые плоскогорья
и столовые возвышенности (рис. 68). По мере углубления и раз-
ветвления эрозионной сети столовые междуречные возвышенности
распадаются на ряд небольших возвышенных массивов, плоские
вершины которых располагаются примерно на одной и той же
высоте.
В дальнейшем водоразделы между горными долинами и
ущельями все более сужаются, пока, наконец, горные склоны
соседних долин не сомкнуться в узком гребне. Когда боковые
притоки основных речных долин достигают этих узких гребней,
а затем перепиливают их, горная междуречная гряда распадается
на отдельные островершинные горные массивы. Поразительным
свойством последних является так называемая линия равных вы-
сот: все вершины данной горной области имеют примерно одну
и ту же высоту. Она соответствует высоте приподнятой поверх-
ности первоначальной равнины. Со временем высотные отметки
горных вершин становятся различными, что объясняется неоди-
наковой скоростью их денудации вследствие разной прочности гор-
Геологическая работа вод поверхностного стока
219
Рис. 68. Идеальный цикл размыва в условиях влаж-
ного климата и при однородных породах:
а—начальная стадия; зародошевые овражные обра-
зования; б, в — стадии разрастающейся овражной
сети; г, д — рассекание боковыми оврагами, превра
щение водоразделов между ними в холмистые гря-
ды; е — старческая стадия рельефа равнина или
пенеплен
ных пород, слагающих эти вершины, неодинаковой крутизны гор-
ных склонов и по некоторым другим причинам.
Появление вершин с различными высотными отметками озна-
чает вступление эрозионных процессов в новую стадию развития.
Она характеризуется об-
щим (хотя и идущим с
неодинаковой скоро-
стью) снижением отме-
ток всех возвышенностей
и сглаживанием горных
склонов. На этой стадии
горная страна постепен-
но превращается в хол-
мистую страну, а затем в
размытую равнину — пе-
неплен.
Таким образом, эро-
зионные процессы в од-
них случаях (при погру
жении уровня базиса
эрозии) создают пересе-
ченный горный рельеф.
В тех случаях, когда ба-
зис эрозии остается на
одном уровне, эти же
процессы уничтожают
горные сооружения, пре-
вращая их в конечном
счете в размытые равни-
ны — пенеплен^!. Вырав-
нивание поверхности
ускоряется при поднятии базиса эрозии или, что то же самое, при
понижении уровня суши.
Сообразно периодам жизни человека стадию развития рельефа,
характеризующуюся горным рельефом, называют стадией юно-
сти (В. Д. Дэвис). Последующую стадию, при которой явления
размыва отступают к истокам рек, а водоразделы превращаются
все в более и более низкие плоскозакругленные хребты, называют
стадией зрелости. Реки в этой стадии блуждают в широких
долинах, образуя многочисленные излучины. Старческая стадия
характеризуется тем, что хребты превращаются в широкие плоские
увалы, а долины- в широкие равнинные понижения. Этой стадией
завершают циклы эрозии материков по В. Д. Дэвису.
Если после этого выравнивания поверхность будет вновь при-
поднята, то начнется новый цикл эрозии, когда реки начнут раз-
мывать свои русла, и через некоторое время старая и размытая
220
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
равнина (пенеплен) обратится в область со всеми признаками
юного состояния, за которым последует новое состояние зрелости,
а потом и старости.
Таким образом, колебания базиса, носящие рит-
мический (периодически повторяющийся) харак-
тер, лежат в основе цикличности эрозионных
процессов. В свою очередь, колебания базиса эрозии являются
лишь внешним выражением глубинных, эндогенных процессов, со-
вершающихся в недрах Земли. В этом состоит глубокая связь
денудационных процессов с проявлениями внутренней динамики
Земли.
§ 52. ОТЛОЖЕНИЯ ТЕКУЧИХ ВОД
Рис. 69. Схема накопления делювия:
1 — первичная поверхность склона;
2 — поверхность склона, образовав
шаяся в результате смыва; 3—де-
лювиальные накопления
Смываемые струйками дождевых и талых вод продукты раз-
рушения горных пород отлагаются в нижних частях склона и
у подножия его. Так происходит накопление делювия (делювий
по латыни означает смытый)
(рис. 69). Делювий чаще всего пред-
ставлен глинистыми горными порода-
ми — супесями, суглинками и глина-
ми, включающими обломки твердых
коренных горных пород, снесенных с
вышележащих частей склона времен-
ными потоками (струйками) воды.
Иной характер имеют отложения
временных потоков, смывающих обло-
мочный материал с горных склонов.
Сами эти потоки часто имеют харак-
тер грязевых потоков, несущих огромную массу не только взве-
шенных частиц, но также влекомого материала — гравий, гальку
и камни. Такие потоки называются в Средней Азии селями, а в
Альпах — мурами.
Грязевые потоки, выходя из гор, разливаются широко по пред-
горью и образуют временные водоемы и озера. На их дне вначале
откладывается грубообломочный, а затем и тонковзвешенный ма-
териал. При многократном повторении грязевых потоков форми-
руются мощные толщи, сложенные чередующимися грубообломоч-
ными, песчаными и глинистыми отложениями. Такие отложения
называются пролювием (это значит промытый).
Отложения сосредоточенных потоков поверхностных вод — ру-
чейков, речек и рек называются аллювием (что значит намы-
тый). Аллювиальные отложения накапливаются в долине реки и
при устье. Отложение осадков в долине происходит в основном
во время половодий, когда река разливается, затопляя пойму, а ее
воды несут огромное количество взвешенного и влекомого мате-
Геологическая работа вод поверхностного стока
221
риала. На поверхности поймы, где глубина и скорость потока
минимальные, отлагается мелкий обломочный материал — мелкий
песок и пылевато-глинистые частицы. В русле реки, где поток
Рис. 70. Схема начальной стадии развития поймы в до
лине реки (по Е. В. Шанцеру):
/, II, III — последовательные стадии развития долины:
I — положение подмываемого берега в предыдущую фа-
зу; 2— направление смещения русла; 3— горизонт ме-
женных вод; 4 — горизонт высоких вод (р — русло; б —
бичевник. по — прирусловая отмель, п — пойма); 5 —
русловой аллювий; 6 — пойменный аллювий; 7 — скло-
новые отложения
имеет наибольшую глубину и перемещается
ростью, переносится, а затем откладывается
с наибольшей ско-
наиболее крупный
поАВСЬ
Рис. 71. Дельта реки:
1 — осадки дельты; 2 — коренные породы дна моря н
континента
222
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
обломочный материал — гравий, галька и песок. Так образуется
русловый аллювий (рис. 70).
Русловые отложения, выступающие из-под воды в меженное
время в виде удлиненных островков и подводных гряд, назы-
ваются мелями и косами.
В устье реки, где ее воды вливаются в бассейн со стоячей
водой (море, озеро), происходит образование намытых остров-
ков— дельт, разделенных многочисленными речными рукавами.
По форме эти острова нередко напоминают греческую букву
дельта Л, откуда и происходит название данных образований.
Наносы в устье рек отлагаются на дне водоема в форме плоского
конуса, вершиной обращенного к устью реки, а расширяющимся
основанием — в сторону моря (рис. 71).
§ 53. ОТЛОЖЕНИЯ ОЗЕР И БОЛОТ
Интенсивное осаждение намытых отложений в континенталь-
ных условиях происходит в озерах. По происхождению самих впа-
дин, занятых озерами, различают озера старичные, образо-
ванные в старых, отделенных от реки руслах; запрудные,
возникшие путем запруживания рек горными обвалами; ледни-
ковые, выпаханные ледником; карстовые, образованные
путем провала сводов подземных карстовых пустот (пещер);
остаточные морские, возникающие в наиболее глубоких
частях пересохших морских водоемов (Аральское море, Балхаш
и др.), и тектонические, образованные путем погружения
отдельных блоков земной коры (озеро Байкал, Мертвое море
и др.).
Геологическое значение озер заключается главным образом
в том, что на их дне происходит интенсивное накопление раз-
личного рода осадков — озерных отложений. Последние относятся
к механическим, органическим и химическим осадкам.
Вдоль крутых скалистых берегов озер, разрушаемых волнами
и действием процессов выветривания, происходит накопление грубо-
обломочного материала. За их счет формируются береговые отмели
и пересыпи на всем протяжении берега. Грубый обломочный ма-
териал привносится в озера также реками и отлагается в виде
подводного и надводного дельтового конуса. Более тонкий обло-
мочный материал рассеивается в водных массах озера и отла-
гается более медленно и на более обширных пространствах дна
озера. Так накапливается озерный минеральный ил.
К озерному минеральному илу обычно примешиваются органи-
ческие вещества — остатки главным образом простейших животных
организмов и водорослей, населяющих водоем.
Особый интерес вызывают химические осадки озер и главным
образом соленых озер. Вода в этих озерах большей частью насы-
Геологическая работа вод поверхностного стока
223
щена NaCl и MgCl2 и содержит также CaSO4, MgSO4. .\'a2SO4,
K2SO4, CaCI2, KC1 и другие соли. В сухое время года, когда
значительная часть воды озера испаряется (а иногда озера пол-
ностью высыхают), происходит осаждение солей. Так, в озере
Эльтон осаждается до 100 тыс. т соли ежегодно.
Пополнение запасов соли таких самосадочных озер происходит
путем привноса солей речками и ручейками, стекающими весной,
а также подземными водами, поступающими в озеро. Известную
роль играет также соляная пыль, переносимая с поверхности со-
лончаков и солонцов, которая, падая на водную поверхность озер,
растворяется.
В озерах, окруженных болотами, нередко происходит осажде-
ние железных руд — бурых железняков. Железо в этом случае
привносится водами болот, обогащенными органическими кисло-
тами и несущими в растворенном состоянии закисные соединения
железа. Эти закисные соединенния, попадая в озеро, окисляются
и выпадают в виде хлопьев.
Из органогенных озерных отложений привлекают внимание
отложения органического ила, из которого в дальнейшем могут
образоваться сапропелевые угли, горючие сланцы и некоторые
другие горючие полезные ископаемые. В озерных водоемах про-
исходит также накопление трепела — светло-серой или желтоватой
мягкой на ощупь породы, легко растирающейся в порошок и
состоящей из кремнистых остатков диатомовых водорослей.
Озерные водоемы обычно недолговечны в масштабах геоло-
гического времени. Большинство из них заносится осадками уже
в течение нескольких тысяч лет, а затем, зарастая раститель-
ностью, превращаются в болота (рис. 72).
В дальнейшем в болотах происходит накопление растительных
остатков, из которых образуется торф. Главную роль в образова-
нии торфа играют мхи (гипновые и сфагновые), водоросли, осоки,
тростник, камыш, хвощи и другие влаголюбивые растения.
Клетчатка n(C6Hio05), из которой главным образом состоят
растительные остатки, разлагается. Разложение ее в озерах и
болотах происходит в анаэробных (бескислородных) условиях
путем анаэробного брожения. Бактерии, производящие брожение
в данных условиях, отнимают у клетчатки кислород и водород.
Значительная часть водорода освобождается в виде воды и
метана, а оставшаяся твердая часть содержит гораздо меньше
кислорода и водорода, чем клетчатка. Следствием этого является
повышение содержания углерода. Со временем растительные
остатки превращаются в черное углистое вещество с высоким
содержанием углерода.
Процессы, при которых из клетчатки растительных остатков
образуется углистое вещество, называются обугливанием или
обуглероживанием.
224
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
На первой стадии обуглероживания образуется торф. В даль-
нейшем торф превращается в бурый уголь (лигнит). Он отли-
чается от торфа большим содержанием углерода, меньшим содер-
жанием кислорода и большей плотностью. Бурые угли еще хорошо
а
Рис. 72. Зарастание озера:
а. б, в, г — соответственно первая, вторая, третья и
четвертая стадии
сохраняют растительную структуру. Температурные условия пре-
вращения торфа в бурый уголь мало отличаются от условий на
поверхности.
Бурый уголь связан постепенными переходами с каменным
углем. Превращение бурого угля в каменный происходит в темпе-
ратурных условиях, отличных от поверхностных, а именно: при
300° С и несколько выше. Каменный уголь отличается еще более
высоким содержанием углерода и большей плотностью. Раститель-
ная структура сохраняется только в некоторых частях. Каменные
угли отличаются от бурых углей черной, редко черно-бурой чер-
той. Черта бурых углей — бурая, как исключение — черно-бурая.
Геологическая работа вод поверхностного стока
225
Антрациты являются высшей стадией обуглероживания рас-
тительных остатков. Они образуются в условиях высоких темпе-
ратур и давлений, когда углесодержащие толщи погружаются на
большую глубину. Они отличаются очень плотным сложением,
металловидным блеском и очень малым содержанием летучих
компонентов.
Бурые и каменные угли озерно-болотного происхождения
называются углями лимническими (от слова limno — озеро).
Угли, образовавшиеся из торфяников, возникших в приморских
болотах, получили название паралических. Примером лим-
нических углей являются угли Подмосковного бассейна, параличе-
ских — угли Донецкого бассейна.
8 П А Панюков. 3 Е Перфильева
Глава XIX
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ РАБОТА ВОД
ПОДЗЕМНОГО СТОКА
§ 54. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ О ПОДЗЕМНЫХ ВОДАХ
Подземные воды образуются путем просачивания (ин-
фильтрации) атмосферных осадков и талых вод, а в некоторых
случаях также вод рек и озер. Имеется еще и другой способ
питания подземных вод — путем сгущения (конденсации) во-
дяных паров в холодных стенках пор трещин и пустот горных
пород. Такое явление происходит в том случае, когда упругость
водяных паров атмосферы выше упругости водяных паров почвен-
ного воздуха и воздуха, заключенного в подземной атмосфере.
Это имеет место в жаркое время года, когда атмосферный воздух
нагрет, а подземный воздух еще сохранил зимний холод. Роль
конденсации паров атмосферного воздуха в питании подземных
вод ограничена. Некоторый теоретический интерес представляет
третий источник питания подземных вод — конденсация водя-
ных паров, выделяющихся из магматических очагов и при обезво-
живании горных пород в процессе их метаморфизма.
Названным способам пополнения запасов подземных вод
соответствуют следующие генетические типы их: инфильтра-
ционные, конденсационные, м а г м а т о ге н н ы е и ме-
та морфогенные. В практике имеют дело исключительно
с водами инфильтрационного происхождения.
Наука о подземных водах называется гидрогеологией.
Подземные воды находятся в состоянии движения, циркуля-
ции. Они перемещаются из области, где происходит пополнение их
запасов, например путем инфильтрации атмосферных осадков,
в те зоны, где подземные воды дренируются, т. е. выходят на
поверхность. Область, в пределах которой происходит пополнение
запасов подземных вод, называется областью питания.
Участки (зоны) выходов подземных вод получили наименование
области разгрузки или дренажа. Между областями питания
и разгрузки располагается область транзита подзем-
ных вод.
Геологическая работа вод подземного стока
227
Сосредоточенные выходы подземных вод называются ключами
или источниками. Если вода в ключах пробивается с напором,
то родники называются восходящими, свободно, без напора —
нисходящими.
Воды источников иногда имеют высокую температуру, превы-
шающую среднегодовую температуру данной местности. Такие
источники называются тер-
м а льны м и или просто тер-
мами. В этом случае воды по-
ступают из глубинных высоко-
температурных областей земной
коры.
Чаще всего выход подземных
вод на поверхность носит рассре-
доточенный характер —в виде
бесчисленного количества мелких
струек, рассеянных на более или
менее значительной площади. Та-
кого рода выходы можно обна-
ружить только по повышенной
влажности пород и произраста-
нию на этих местах влаголюби-
вых растений.
Подземные воды перемеща-
ются в порах, трещинах и иных
пустотах, имеющихся в горных
Рис. 73. Схема залегания водоносных го-
ризонтов:
1 — горизонт грунтовых вод; 2 — горизонт
безнапорных межпластовых вод; 3 и 4 —
соответственно II и III горизонты напор-
ных межпластовых вод; 5 — сухие пески;
6 — водоупорные породы; 7 — уровень грун-
товых вод; стрелками обозначены напоры
межпластовых водоносных горизонтов
породах. В зависимости от характера и степени иустотности
(скважности) изменяется и водопропускная способность горных
пород, их водопроницаемость. По водопроницаемости различают
горные породы высокой, средней и слабой водопроницаемости и
водоупорные. Последние являются практически водонепроницае-
мыми породами. Примером их могут служить глины. Галечники,
крупнозернистые гравелистые пески, трещиноватые известняки и
другие являются породами высокой водопроницаемости.
Так как водопроницаемые и водоупорные горные породы
обычно переслаиваются, наблюдается также чередование водонос-
ных и водоупорных слоев. Слои (толщи) горных пород, содержа-
щие подземные воды, называются водоносными горизон-
тами. Первый от поверхности водоносный горизонт, который
образуется на первом же от поверхности водоупорном слое, назы-
вается горизонтом грунтовых вод (рис. 73). Водоносные
горизонты, разделенные водоупорными слоями, называются меж-
пластовыми водоносными горизонтами. Их может
быть в данном районе несколько. Счет межпластовых горизонтов
ведется сверху вниз.
Межпластовые воды, заключенные в мульдообразно залегаю-
228
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
щих толщах горных пород—прогибах и синеклизах (см. гл. XXV),
образуют артезианские бассейны. Таковы, например.
Подмосковный, Днепровско-Донецкий, Прибалтийский и другие
артезианские бассейны. Подземные воды артезианских бассейнов,
будучи вскрыты скважинами, нередко дают самоизлив (фонтани-
руют) и во всех случаях наблюдаются более или менее значи-
тельные поднятия уровня
воды в скважинах. Высота
поднятия вод артезианских
бассейнов (или, как гово-
рят, величина напо-
ра) зависит от разности
высотных отметок подзем-
ных вод данного горизонта
в областях его питания и в
точке вскрытия (закон со-
общающихся сосудов). На-
пором могут обладать меж-
пластовые воды и в других
Рис. 74. Гидрогеологический разрез участка:
В А — зеркало грунтовых вод: CD — водоупорное
ложе; ft— величина падения напора на отрезке
©т точки С до точки D; I — длина пути фильтра-
ции потока между сечениями АС и BD
условиях залегания водо-
вмещающих и водонепро-
ницаемых пород (например,
в пределах грабенов, моно-
клинально залегающих
толщ пород и т. д.).
Подземные воды, приуроченные к сильнораздробленным зонам
твердых (скальных) пород, называются жильными трещин-
ным и.
Скорость движения подземных вод зависит от водопроницае-
мости горных пород и гидравлического уклона потока подземных
вод. Основной закон движения подземных вод выражается следую-
щей формулой:
V = kl,
где v — скорость движения подземных вод;
k — коэффициент фильтрации, характеризующий водопро-
ницаемость горных пород;
/ — гидравлический уклон потока, равный отношению раз-
ности отметок уровня воды в двух точках к расстоянию,
отделяющему эти точки, т. е. /=-р, где h=Hi — Н2
(рис. 74).
С глубиной обычно уменьшается скважность горных пород, а
следовательно, и их водопроницаемость, а также гидравлические
уклоны потоков подземных вод. Вследствие этого скорости движе-
ния подземных вод с глубиной снижаются.
Геологическая работа вод подземного стока
229
Наибольшие скорости, измеряемые несколькими метрами, реже
десятками метров в сутки, наблюдаются на отметках выше
уровня воды рек, озер и болот, дренирующих подземные воды
данной местности. Уровни воды в них являются наинизшими в
данной местности и называются местными базисами дренажа
подземных вод. На глубине ниже уровня моря или, как говорят,
ниже абсолютного базиса дренажа, подземные воды имеют застой-
ный характер.
Л1ежду уровнями местного и абсолютного базиса дренажа
подземные воды циркулируют со скоростями, имеющими промежу-
точные значения.
Верхнюю зону циркуляции подземных вод называют зоной
активного водообмена, среднюю — зоной замедлен-
ного водообмена и нижнюю — зоной застойного ре-
жима. Зона активного водообмена является вместе с тем зоной
интенсивного выщелачивания (коррозии) горных пород и минера-
лов. Зона застойного режима характеризуется вековым накопле-
нием минеральных солей. Поэтому ее можно определить так же,
как зону аккумуляции минеральных веществ в подземных водах и
осаждения их в пустотах, порах и трещинах горных пород. В зоне
замедленного водообмена имеют место явления выщелачивания и
аккумуляции.
§ 55. РАСТВОРЯЮЩАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Геологическая работа подземных вод в основном заключается
в выщелачивании горных пород и минералов, выносе и отложении
растворенных в них веществ в трещинах, порах горных пород, в
местах выходов подземных вод на поверхность и на дне водоемов
(озер, морских заливов и т. д.). Немаловажная роль принадлежит
подземным водам в разрушении береговых склонов, а именно:
в явлениях оплывания горных пород, оползневых и в некоторых
других.
Выщелачивание горных пород. Карстовые явления. С наиболь-
шей легкостью выщелачиваются такие горные породы, как камен-
ная соль, гипс, известняк и доломит. Поэтому в районах развития
этих пород возникают различного рода пустоты — пещеры, гроты
(короткие пещеры), естественные колодцы и шахты с отвесными
и крутыми стенками и т. д. При провале сводов такого рода пустот
на поверхности появляются провальные воронки, некоторые из них
заполняются водой и таким образом возникают карстовые озера.
По системе подземных пустот нередко текут подземные реки,
соединяющие между собой подземные озера.
Перечисленные явления, связанные с растворяющей деятель-
ностью подземных вод, называются карстовыми явле-
ниями — по наименованию плоскогорья Карст (Югославия,
230 Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
северо-восточнее Триеста, где данные явления распространены
очень широко и издавна известны). Наиболее крупные карстовые
полости и карстовые явления развиваются в известняках (рис. 75).
Карстовые явления распространены широко на территории
СССР. На берегу р. Сылва, в окрестностях г. Кунгура, находится
Рис. 75. Карстовая пещера в известняках со сталакти-
тами, сталагмитами и колоннами
известная Кунгурская ледяная пещера. Карстовые воронки и
пещеры наблюдаются по рекам Печоре, Чусовой, Волге (Самар-
ская Лука), в Горьковской, Ивановской и Тульской областях, на
Кавказе, в Крыму (Южное побережье) и т. д. Карстовые пещеры
и гроты известны в Подмосковье и на территории г. Москвы.
Подземные воды, омывающие горные породы, выщелачивают
в них в первую очередь наиболее растворимые минералы. Иными
словами, данное явление носит избирательный характер. Но рас-
творяющая способность самих подземных вод не остается по-
стоянной. Она, в частности, возрастает с повышением температуры
и давления, а также с увеличением содержания некоторых кислот
и щелочей. Вследствие этого пещеры, хотя и в несравненно мень-
ших масштабах, возникают не только в известняках, но и в дру-
гих породах, даже в гранитах.
Скорость растворения горных пород возрастает также с повы-
шением их трещиноватости и скважности. Благодаря этому
карстовые полости и пустоты приурочиваются обычно к зонам
максимальной раздробленности и трещиноватости горных пород.
Такая локализация карстовых явлений обусловливается следую-
щими причинами: 1) с увеличением трещиноватости (раздроблен-
ности) горных пород повышается водопроницаемость, а следова-
тельно, и скорость циркуляции подземных вод; 2) с повышением
трещиноватости (скважности) возрастает площадь соприкоснове-
ния горных пород с потоком подземных вод и 3) в зонах
Геологическая работа вод подземного стока
231
повышенной трещиноватости горных пород возможен активный
водообмен не только в горизонтальном, но и в вертикальном
направлении, т. е. поступление вод как из вышележащих, так и
подстилающих толщ горных пород. Благодаря смешению вод раз-
личных глубин нередко наблюдается повышение растворяющей
(коррозийной) способности подземных вод.
§ 56. ОТЛОЖЕНИЕ ОСАДКОВ ПОДЗЕМНЫМИ ВОДАМИ
Растворенные в подземных водах вещества осаждаются в тол-
щах горных пород или же в местах выходов подземных вод на
поверхность. Отложение осадков в толщах пород происходит по
различным причинам, в частности вследствие понижения темпе-
ратуры самой воды, изменения ее газового состава и концентра-
ции отдельных растворенных компонентов, уменьшения скорости
фильтрации и некоторых других причин, когда содержание неко-
торых из растворенных веществ в данных условиях становится
предельным.
Путем постепенного выполнения трещин образуются, например,
жилы кальцита, арагонита, кварца, гипса, флюорита, барита и
других минералов. Вместе с ними нередко выпадают из раствора
некоторые рудные минералы.
Осаждение солей в рыхлых породах приводит к их цементации.
Цементирующими веществами в данном случае обычно являются
кальцит, кварц, сидерит, фосфорит и некоторые другие. Так, из
галечников, щебня и песка могут возникнуть конгломераты, брек-
чии и песчаники.
Осаждение солей из подземных вод часто сопровождается
образованием конкреций, секреций, налетов и корок. На стенках
карстовых полостей появляются сталактиты, сталагмиты, колонны,
занавесы и т. д., состоящие из кальцита, реже из гипса и неко-
торых других минералов (рис. 76).
Сталактиты напоминают обычные ледяные сосульки на карни-
зах крыш и водосточных труб. Они спускаются с потолка пещер.
Навстречу им от пола кверху растут сталагмиты. При встрече
сталактита со сталагмитом образуются колонны. Ряд колонн мо-
жет образовать перегородки, занавесы и т. п. Пещеры с подобными
натечными образованиями при электрическом освещении произ-
водят неизгладимо яркое впечатление удивительных подземных
дворцов.
К осадкам подземных вод у их выходов на поверхность отно-
сятся известковые и кремнистые туфы, железные и марганцевые
руды и некоторые другие образования.
Известковые туфы образуются путем выпадения извести
как из холодных, так и из горячих (термальных) источников. Из
холодных источников выпадает кальцит, а из горячих полиморфная
232
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
модификация его — арагонит. Известковые туфы пористы, иногда
с крупными пустотами и поэтому напоминают губку. В них часто
находят отпечатки и окаменелости растений и животных.
Кремнистые туфы выпадают из горячих источников
(терм), в частности из гейзеров. Гейзерами называются источники,
периодически, через равные промежутки времени выбрасывающие
столб горячей воды. Кремнистые туфы, отложенные гейзерами, на-
зывают гейзеритами. Они представляют белую или светлоокрашен-
ную породу, состоящую из опала БЮг-нНгО.
Железные и марганцевые руды часто образуются
в местах выходов подземных вод на дне водоемов, озер и морей.
Месторождения руд такого происхождения распространены ши-
роко. Примером их могут служить железорудные месторождения
на Керченском и Таманском полуостровах. Железо попадает в
водоемы в виде закисных соединений (РеСОз, FeO), растворенных
в подземных водах. Окисление этих соединений приводит к обра-
зованию железистых хлопьев (водная окись железа). Постепенное
их накопление вокруг песчинок, раковин и т. д. приводит к обра-
зованию бобовин, оолитов и других сфероидальных образований.
Таким же путем могут образоваться залежи марганцевых руд.
С деятельностью подземных вод связано возникновение ряда
других очень важных и ценных месторождений полезных ископае-
мых, в том числе редких элементов. Последние находятся в горных
породах обычно в рассеянном состоянии. Благодаря избиратель-
ному (селективному) характеру явлений выщелачивания горных
пород эти рассеянные элементы нередко легко растворяются под-
земными водами, а с изменением растворяющей способности тех
же вод (например, вследствие изменения кислотности или щелоч-
ности воды или окислительно-восстановительного потенциала) эти
Геологическая работа вод подземного стока
233
элементы осаждаются, образуя промышленно ценные концентра-
ции редких элементов, т. е. месторождения.
Таким образом, подземные воды способны переводить химиче-
ские элементы и некоторые соединения из рассеянного состояния
в промышленно ценные концентрации.
Иногда ценные химические вещества содержатся в промыш-
ленных концентрациях в самих водах. В этом случае подземные
воды добываются и используются как полезное ископаемое для
извлечения из них нужных веществ. Таковы, например, йодо-бро-
мистые воды с промышленной концентрацией йода и брома, радио-
активные воды и некоторые другие. Высокая концентрация пова-
ренной соли в подземных водах, нередко наблюдающаяся в ряде
районов, позволяет использовать эти воды для выпарки поварен-
ной соли. Древнерусский солеваренный промысел был основан
на подземных водах в районах Соликамска, Солигалича и других.
Но подземные воды, выщелачивая минеральные вещества,
способны также выщелачивать, разрушать месторождения полез-
ных ископаемых.
§ 57 РОЛЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД В РАЗРУШЕНИИ БЕРЕГОВЫХ СКЛОНОВ
Разрушение береговых склонов происходит различными спо-
собами. Выше были рассмотрены явления смыва дождевыми и
талыми водами, размыва сосредоточенными потоками поверхност-
ных вод (ручейками, речками и реками), смещения мелких облом-
ков и зерен, отделяющихся от поверхности склона при выветри-
вании (осыпи) или же от толчков землетрясений (особы) .
Береговые склоны крупных водоемов разрушаются также силой
волновых ударов.
Разрушение основания склонов в процессе размыва часто при-
водит к нарушению равновесия вышележащих частей склона. При
этом возникают смещения часто очень крупных блоков и пачек
пород, носящие внезапный, иногда катастрофический характер.
Такого рода явления отрыва масс пород от склона и быстрого
перемещения их вниз, падения, опрокидывания и обрушения назы-
ваются обвалами. Горные обвалы иногда преграждают долины,
образуя запрудные озера. Так, во время Памирской катастрофы
в 1911 г. в долине р. А1ургаб обвал образовал в долине запруду
площадью 16 км? при ширине от 4 до 5 км и мощности 650—
740 м. Река Мургаб выше этой запруды образовала озеро длиной
75 км, шириной до 1,5 км и глубиной до 262 м.
Толчком для обвала могут послужить сильный ливень, буря
или землетрясение. Основная роль в подготовке перечисленных
явлений разрушения береговых склонов принадлежит работе по-
верхностных вод, а также процессам выветривания горных пород.
234
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
Сами смещения горных пород в этих случаях происходят под
действием собственного веса горных пород.
Имеются и другие формы разрушения береговых склонов, по-
явление и развитие которых связано с деятельностью подземных
вод. К ним относятся оплывины, подкапывание (суффозия) горных
пород и оползни.
О п л ы в и н а м и называют деформации рыхлых горных пород
наподобие течения вязкой жидкости. Легко оплывают тонкозер-
нистые, особенно пылеватые горные породы — пылеватые пески,
рыхлые супеси и некоторые им подобные породы. Такого рода
явления течения горных пород происходят под действием давле-
ния потока подземных вод, выбивающегося на поверхность склона
из толщи пород. Оплыванию горных пород всегда способствуют
толчки землетрясений, взрывы и другие динамические воздействия.
Струи подземных вод иногда способны размывать горные
породы. Такого рода явления размыва совершаются внутри горных
пород и называются подкапыванием или суффозией. В резуль-
тате суффозии в толще пород образуются пустоты, а на земной
поверхности появляются суффозионные оседания и даже провалы.
Оползни — наиболее распространенная форма разрушения
береговых склонов, совершающаяся при участии подземных вод.
Самой характерной особенностью оползней является смещение
оторвавшихся от склона горных пород в форме скольжения. Спол-
зание часто происходит по ослабленным поверхностям между
двумя соседними пластами или же по наиболее слабым пропласт-
кам и прослоям пород, наклоненным в сторону откоса. Наиболее
слабыми являются контактовые поверхности с глинистыми поро-
дами, смоченные подземными водами. Поэтому поверхности спол-
зания оползневых масс приурочиваются наиболее часто к контак-
там с глинистыми горными породами.
Оползневым явлениям способствуют: 1) размягчение и особенно
оплывание горных пород, слагающих основание или нижнюю часть
склона, и 2) выжимание пластических пород основания склона
под действием веса вышележащих горных пород. Оползни, кото-
рые вызываются и часто сопровождаются названными явлениями,
относятся к типу сложных оползней.
В отличие от них простые оползни характеризуются оползанием
оторвавшихся блоков и пачек горных пород, без заметного участия
явлений оплывания и пластического выжимания горных пород, по
крайней мере в начальные, подготовительные фазы развития ополз-
невого процесса.
Оползни в нашей стране широко распространены по Черно-
<морскому побережью Крыма и Кавказа, в Поволжье, на Днепре
и по берегам других рек. По р. Москве наиболее крупные оползни
^находятся в районе Ленинских гор, Кунцево и Сабурово (рис. 77).
Оползни часто разрушают железнодорожные сооружения.
Геологическая работа вод подземного стока
235
шоссе, затрудняют, а нередко исключают возможность возведения
нужных построек на неустойчивых, оползневых склонах. Поэтому
борьба с оползневыми явлениями представляет задачу большого
народнохозяйственного значения.
Рис. 77. Схема строения оползневого косогора:
1 — каменноугольные известняки; 2— оксфордские глины; 3 — келловейские глины.
4 - нижневолжские пески; 5 — верхневолжские пески и неокомские пески и песчани-
ки; 6—аптские глины; 7—аптские пески; 8— подморенные пески; 9—морена: 10 —
современный аллювий; // — современный делювий; 12— перемятые и смещенные
юрские глины, образующие вал выпирания; /. II и III.— блоки оползневых смещений
Основными мероприятиями по укреплению оползневых скло-
нов являются:
1) защита от разрушения (размыва,' подмыва) основания
склона;
2) дренаж подземных вод, заключенных в массиве пород
склона;
3) организация отвода поверхностных вод (атмосферных осад-
ков, талых вод) с целью предотвращения просачивания их в по-
роды склона;
4) планировка поверхности склона, древонасаждение, задер-
новка и т. д.
Глава XX
Г ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ РАБОТА ЛЕДНИКОВ
Вода производит огромную геологическую работу не только в
жидком, но и в твердом состоянии — в виде льда ледников. Об-
щая площадь, занятая ледниками, составляет около 16 млн. км2,
или 11% всей суши.
Общий объем льда на Земле равен примерно 30 млн. км3, из
этого количества около 28 млн. км3 льда приходится на одну Ан-
тарктиду. Для сравнения следует отметить, что объем всех прес-
ных вод суши (озер, рек, водохранилищ и т. д.) составляет не
более 4 млн. км3.
Ледники образуются в полярных странах (Антарктический и
Гренландский ледники) и в высокогорных районах независимо от
географической широты местности. Ледники полярных стран за-
нимают 99,5%, а горные ледники 0,5% ледяной поверхности суши.
В ледниках земного шара заключена огромная масса воды.
При стаивании массы льда всех ледников уровень Мирового океа-
на должен был бы подняться на 50 м, причем за счет Антаркти-
ческого ледника — на 40 м, Гренландского ледника —на 8 м и
всех остальных ледников — на 2 м. Ледники образуются за счет
обильных снежных осадков, не успевающих стаивать в течение ле-
та и из года в год накапливающихся в виде сплошного снежного
покрова. Нижняя граница снегового покрова, или уровень, ниже
которого снег стаивает, а выше сохраняется, называется снего-
вой линией. Накопление мощных долго сохраняющихся снегов,
за счет которых формируется ледник, возможно только выше сне-
говой линии. В ледниках различают область литания (фирновое
поле), область движения (собственно ледник) и область таяния.
В области питания лед имеет особую фирновую (зернистую)
структуру, откуда и название этой области. Путем последующего
уплотнения зернистого льда под действием собственного веса и в
условиях пластического деформирования (пластического течения)
образуется плотный, прозрачный лед голубого цвета и без пу-
зурьков воздуха.
Геологическая работа ледников
237
Движение ледника носит характер пластического течения и
скольжения по своему ложу. При этом скорость движения ледни-
ка возрастает пропорционально уклону ложа и массе (мощности)
льда. Скорость движения
ледника возрастает так-
же в местах сужения
русла ледяного потока.
В этом отношении ледя-
ной поток не отличается
от речного потока. Самые
большие ледники Альп и
Кавказа движутся со
вредней скоростью 10—
150 м в год, а ледники
Памира и Гималаев — со
скоростью до 1200
1500 м в год.
Рис. 78. Ледник Федченко (Памир). Темные полосы
на поверхности ледника — боковые и срединные мо-
рены
лед-ники спускаются по горным до-
Различают два основ-
ных типа ледника: гор-
ные (рис. 78) и матери-
ковые (рис. 79). Горные
линам. Фирновое поле этих ледников питает или один ледяной
или же несколько ледяных потоков
поток (альпийские ледники)
Рис. 79. Материковый ледник (Гренландия)
(норвежские ледники).
Материковые
ледники имеют по-
кровный характер. Лед в
этом случае расползает-
ся по уклонам местности
во все стороны. Подходя
к морю, лед опускается в
него, некоторое время
движется в прибрежной
части морского дна, а за-
тем всплывает. При этом
он разламывается на от-
дельные глыбы, которые
имеют вид пловучих ле-
дяных гор; они называ-
ются айсбергами. Над-
водная часть айсбергов нередко превышает 100 м, на подводную
часть приходится восемь девятых общей мощности айсбергов.
Ледники являются мощной силой, производящей снос, переме-
щение и отложение продуктов разрушения горных пород, а так-
же выпахивание и шлифование ложа, по которому они движутся.
В условиях горных ледников продукты разрушения торных
238
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
вершин и утесов падают на фирн или же ледник в виде глыб и
мелкообломочного песчано-глинистого материала. Весь этот мате-
риал вместе с материалом, содранным
Рис. 80. Троговая долина
ледником с ложа, уносится
вниз, где он откладыва-
ется^ в виде морены.
Грубообломочный мате-
риал при этом округляет-
ся, шлифуется и покры-
вается царапинками и,
таким образом, превра-
щается 'в валуны. Валу-
ны — обязательные со-
ставные части морен.
Различают несколько
видов морен: донную, бо-
ковую, срединную и ко-
нечную. Донная морена
отлагается на ложе лед-
ника и прессуется дви-
жущимся ледником, поэтому она плотная, иногда рассланцована.
Конечная морена накапливается на переднем крае ледника, где он
оттаи-вает и оставляет заключенный в нем обломочный материал.
Боковые морены 'скапливаются по бокам ледника за счет матери-
ала, скатывающегося с
окружающих горных
склонов. При слиянии
двух ледников из боко-
вых морен образуется
срединная морена.
Движущийся ледник
выпахивает поверхность
Земли и образует весьма
характерные формы
рельефа: троговые доли-
ны, ниши (кары), ледни-
ковые озерки и некото-
рые другие. Троговые до-
лины имеют в попереч-
ном сечении форму корыта
(рис. 80). Нишеобразные и
Рис. 81. Курчавые скалы
с крутыми склонами И вогнутым ДНОМ
циркообразные углубления образуются
на склонах горных гребней.
Ледник покровного типа образует в своем ложе котловины и
шлифует поверхность скал. После отступления ледника эти котло-
вины заполняются водой и образуются ледниковые озера. Курча-
вые скалы — очень характерные образования для ледникового
ландшафта Карелии и Мурманского края. Поверхность курчавых
Геологическая работа ледников
239
скал покрыта шрамами и царапинами, ориентированными в на-
правлении движения ледника (рис. 81).
Талые воды ледника, разливаясь впереди края ледника, откла-
дывают приносимый им взвешенный и влекомый материал. Так
происходит накопление флювиогляциальных отложе-
Рис. 82.
Ленточная слоистость
озерно-ледниковых
отложений
ний.. Те же талые воды доставляют обломочный материал также
в озерные водоемы. За их счет формируются озерно-леднико-
вые отложения. Некоторые разности этих отложений, назы-
ваемые ленточными глинами, имеют очень тонкую правильную
слоистость (рис. 82). Слоистость их связана с изменениями сезон-
ных условий осадконакопления, поэтому ее называют годичной
слоистостью. Тонкий материал в этих толщах откладывался в хо-
лодное время года, а песчаный — в теплое время, в сезон интен-
сивного таяния ледника. По числу слоев можно определить период
отступания ледника в данном районе.
В начале четвертичного периода покровное оледенение занима-
ло большую часть Европы. На обширных пространствах, которые
были заняты этим оледенением, встречаются отложения морены,
флювиогляциальные и другие типичные ледниковые осадки. Пло-
щадь ледников во время ледникового периода превышала
50 млн. км2, а их объем составлял более 100 млн. км?. В результате
таяния этих масс льда уровень Мирового океана поднялся при-
мерно на 180 м.
Четвертичное оледенение было многофазным, периоды наступа-
ния ледника чередовались периодами отступания и теплыми меж-
ледниковыми периодами. Следами геологических перемен, связан-
ных с неоднократным оледенением, являются чередования несколь-
ких горизонтов морены с межморенными отложениями, в том чис-
ле торфяниками, эоловыми и некоторыми другими осадками, от-
ложившимися в теплых и даже в жарких климатических усло-
виях. По современным представлениям в четвертичное время на
240
Основы геодинамика (экзогенные геологические процессы)
территории европейской части СССР были четыре оледенения —
окское, днепровское с московской стадией, калининское и осташ-
ковское и три разделяющих их межледниковья. Границы распро-
странения этих оледенений показаны на рис. 83. Известны более
Рнс. 83. Границы распространения оледенений на евро-
пейской части территории СССР в четвертичное время
(по А. И. Москвитнну):
Ок — Ок — предполагаемая граница окского оледенения;
Д — Д — граница распространения днепровского оле-
денения; М — М — граница распространения москов-
ского оледенения (стадия днепровского оледенения);
К—К — граница распространения калининского оледене-
ния; О—О — граница осташковского оледенения
древние оледенения на земном шаре, в частности в палеозойской
эре. Наиболее крупные изменения в климатических условиях, а сле-
довательно, и появление ледниковых периодов связаны с измене-
ниями высотного положения материков, .их конфигурации и неко-
торыми другими явлениями. Появление крупных материков в по-
лярных областях, со всех сторон окруженных морями, всегда
является причиной возникновения крупного материкового оледене-
ния типа Гренландского или Антарктического. Этому способствует
также изоляция вод полярных бассейнов от проникновения теплых
течений, что связано с изменениями рельефа и глубины морского
дна. Наконец, немаловажное значение имеют горные сооружения,
преграждающие путь для перемещения теплых воздушных масс в
северные широты, и общее поднятие больших площадей в областях
высоких широт.
Глава XX!
геологическая работа моря
§ 58. РАЗРУШИТЕЛЬНАЯ РАБОТА МОРЯ
Геологическая работа моря выражается в разрушении берего-
вой полосы, в транспортировке продуктов разрушения и з накоп-
лении морских осадков, т. е. в явлениях денудации и аккумуляции
(седиментации).
Береговая полоса разрушается в основном морским прибоем,
т. е. постоянными ударами набегающих на берег волн. Меньшее
значение в разрушении берега имеет химическое воздействие мор-
ской воды на горные породы (коррозия). В некоторых случаях
действует особый, пневматический механизм разрушения скали-
стого берега. Набегающая с большой силой волна на скалистый
берег загоняет по трещинам морскую воду и сжимает воздух, за-
полняющий эти трещины. При отходе волны сжатый воздух с си-
лой выбрасывает столб воды и захваченные им со стенок трещин
эбломки горных пород.
Разрушительная работа прибоя проявляется вдоль всей бере-
говой линии материков и островов на протяжении 260 тыс. км.
Однако скорость разрушения берега неодинакова. Она зависит ог
высоты набегающей волны, глубины побережья, направления уда-
ра волн и прочности горных .породу
С увеличением высоты волн возрастает их разрушительная си-
ла. Волны достигают берега и ударяются о его поверхность с пол-
ной силой на участках с большими глубинами. С обмелением
береговой полосы сила удара волн ослабевает, так как энергия
волны в значительной мере тратится на преодоление трения о дно
и на размыв береговой полосы./ При прямом ударе сила волны
наибольшая, косонабегающие волны отражаются от берега и их
сила в значительной мере расходуется на формирование прибреж-
ного течения. А1аксимальная скорость разрушения берега наблю-
дается на участках, сложенных рыхлыми, непрочными горными
породами, на таких участках появляются заливы. На участках,
сложенных прочными породами, образуются мысы и береговая
линия приобретает извилистое очертание.
242
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
Разрушительная сила морского прибоя значительно возрастает
при наличии в воде обломочного материала, приводимого в дви-
жение волнением. Взвешенный и влекомый материал является об-
тачивающим и истирающим орудием морского прибоя. Во время
штормов волны вместе с течениями катят глыбы горных пород
весом до 30—40 т. Под ударами таких глыб уничтожаются бере-
говые (портовые) сооружения, если они не защищены волнореза-
ми, буками и другими берегоукрепительными устройствами.
Рис. 84. Волноприбойная морская терраса
В результате ударов морской волны береговая полоса посте-
пенно отступает по направлению к суше, оставляя за собой ров-
ную, слегка наклоненную к морю площадку, называемую волно-
прибойной террасой (рис. 84). Волноприбойная терраса постепен-
но растет и достигает иногда значительной ширины (до 2 км).
Однако по достижении некоторой предельной для данных условий
ширины вся сила набегающей на берег волны будет расходоваться
на преодоление трения о поверхность волноприбойной террасы.
С этого момента волны вместе с течениями начинают размывать
поверхность террасы, а размыв самого берега прекращается.
Но положение может измениться коренным образом, если уро-
вень моря повысится или, что то же самое, поверхность суши сни-
зится. Вследствие этого прибойные волны и течения приобретают
вновь разрушительную способность и возобновляют работу по раз-
рушению берега. При таком развитии береговых явлений расши-
рение волноприбойной террасы не прекращается. Оно подготовля-
ет ровное дно наступающему на сушу морю. Процесс нивелирова-
ния поверхности суши, связанный с работой морского прибоя, на-
зывается абразией (от латинского слова abrado — брею, сбри-
ваю).
Геологическая работа моря
243
Абразией могут быть срезаны крупные острова, горные соору-
жения и снивелированы целые материки.
Процесс наступления моря на сушу называется трансгрес-
сией моря. В результате трансгрессии моря на абрадированной
поверхности суши образуется область эпиконтинентальных морей
и полоса материкового шельфа. На участках погружения поверх-
ности суши под уровень моря часто происходит затопление речных
долин, возвышенностей и других неровностей местности. Такое яв-
ление наблюдается в тех странах, где абразия береговой полосы
отстает от темпа погружения поверхности суши. Затопленные в
таких условиях устья рек называются на севере губами (Обская
губа), на юге — лиманами (Днепровские лиманы). При погруже-
нии суши с сильно пересеченным рельефом появляются подвод-
ные каньоны, подводные горные сооружения и некоторые другие
формы рельефа.
В тех случаях, когда уровень моря понижается или, что то же
самое, когда поверхность суши повышается, береговая линия пере-
мещается в сторону моря — море отступает. „Процесс отступления
моря называется регрессией моря. При регрессии эпиконти-
нентальных морей с их ровным абрадированным дном образуются
обширные низменности, слегка покатые в сторону моря, подобные
Западно-Сибирской. Если море отступает с перерывами, на бере-
говой равнине появляется ряд плоских, расположенных один под
другим уступов. Они представляют волноприбойные морские тер-
расы.
В явлениях разрушения полосы побережья некоторую роль иг-
рают также приливы и отливы, дважды в сутки затопляющие и
осушающие низинное побережье. В результате приливно-отливных
явлений на поверхности побережья появляется сеть каналов и бо-
розд. Трубообразные расширения устьев рек, известные под назва-
нием эстуарий, образованы также приливно-отливными явлениями.
Приливные волны, проникающие в эстуарии с большой скоростью
(от 60 до 150 км/ч), вызывают запруживание реки. Отлив, сле-
дующий за приливом, развивается с такой силой, что все отложе-
ния, накопившиеся во время прилива, уносятся в море. Это пре-
пятствует образованию дельты^
§ 59. АККУМУЛЯТИВНАЯ РАБОТА МОРЯ
Рыхлые продукты, образующиеся при разрушении береговой
полосы прибоем, а также приносимые реками, рассеиваются в
морских просторах и в конечном счете осаждаются на их дне.
В морских и океанических бассейнах происходит осаждение так-
же химически растворенных веществ. Большую роль в этом отно-
шении играют организмы, населяющие моря и океаны и строящие
244
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
60 30 0 30 GO 90 120 150
с
С
й О
г BS
о a g g о ч а ч
s а
S « 2
X
ч
.. Q <я
— а
cd .- а
2 а
§ ® “ С к в «
S *х а «и Я'О
ЁоЗ «S О
S
X
S
а «
о л
Q К
3 м ®
® ё
гае*
а
я
У, QJ и •
я a S-
я 5й О га е
С
— .1 W —
S ё 9 ч S
5s 2
а
5 о а о
га ш
«з
аГ Я Е °
В
о
QU gW 3 О С
о.^о a-s о я а
а° й о
u,uO !ГО О t-
“7 . со 2 о. CD
о Д S Л о q 3
I— а . . г* tn te
Геологическая работа моря
24о
свои скелетные части за счет ассимиляции рас-
творенных минеральных веществ морской воды.
За счет этих скелетных частей происходит обра-
зование органогенных морских осадков. Им при-
надлежит одно из первых мест в толщах оса-
дочных пород морского происхождения.
Чисто химическое осаждение минеральных
солей из морской воды, по-видимому, имеет ме-
сто только в морских лагунах.
Осаждение обломочного, иначе терригенного,
материала начинается уже на месте разрушения
береговой полосы. Каждая достигающая берега
волна несет взвешенный и влекомый материал.
Если берег низменный, то этот материал выбра-
сывается на берег и нагромождается вдоль него
длинными валами. Так происходит намыв бере-
говых валов.
Особую форму береговых валов представля-
ют береговые косы и пересыпи. Они откладыва-
ются прибрежными течениями.’'Начальной ста-
дией их является коса, которая постепенно на-
мывается от одного берега бухты (залива) и до-
стигает противоположного его берега и таким
образом превращается в пересыпь. Сложены они
песке ми галечником. Пересыпи отделяют'широ-
кие бухты от открытого моря, обращая их. в ла-
гуны. Они нередко также соединяют острова с
берегом материка.
В лагунах, отшнурованных от моря пересы-
пью, отлагаются в основном пески и глины. В
гумидных (влажных) климатических условиях в
лагунах накапливаются также растительные
остатки, за счет которых в дальнейшем образу-
ются залежи торфа и ископаемых углей. В арид-
ных (засушливых) климатических зонах воды
лагуны засолонены. Для таких лагун характер-
ны осадки, представленные тонкими глинами,
различными солями (поваренной, калийной, гип-
сом), доломитом и т. д.
Одновременно с накоплением лагунных отло-
жений и намывом береговых валов, кос и пере-
сыпей происходит осаждение обломочного (тер-
ригенного) материала на дне открытого моря.
При этом состав, характер и интенсивность на-
копления материала изменяются по мере удале-
ния от берега и увеличения глубин.
246
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
Выделяют следующие зоны осаждения моря: а) берего-
вую, или литоральную; б) шельфовую; в) батиальную и'Т)—абис-
сальную. Соответственно различают морские осадки: литоральные,
шельфовые (мелководья), батиальные и абиссальные.
Литоральные отложения накапливаются в полосе, за-
ливаемой приливами и выходящей из-под уровня моря при отли-
вах. Здесь откладывается наиболее крупный обломочный матери-
ал, перекатываемый приливно-отливными волнениями и прибоем.
Но в мелководных побережьях, подобных побережьям Северного
и Балтийского морей, осаждается тонкий, глинистый материал.
В данных условиях сила набегающих волн расходуется на тре-
ние о дно, поэтому волнения не способны смывать тонкий мате-
риал. Осаждению ила и закреплению его на месте осаждения спо-
собствуют водоросли и другие растения, выбрасываемые морем на
берег. Поверхность таких низинных илистых побережий повыша-
ется с каждым прилйвом за счет накопления наносов. За счет
осушения подобных участков и ограждения их от морей плотиной
образуются польдеры — широко известные в Нидерландах плодо-
родные земли.
Шельфовые отложения, иначе отложения мелководья
(глубина до 200—400 м). В шельфовой зоне осаждается материал,
находящийся во взвешенном состоянии и поэтому хорошо отсорти-
рованный. В результате образуются пески и глинистые породы,
отличающиеся правильной слоистостью.
Батиальные отложения — это отложения области мате-
рикового склона (глубина от 200 до 2000 м). Здесь преобладают
разнородные илы, в том числе илы органогенные. В районах ак-
тивного вулканизма откладывается ил вулканического происхож-
дения.
На материковых склонах нередко наблюдаются оползни и так
называемые мутевые (суспензионные) потоки, значительно нару-
шающие спокойную обстановку осадконакопления. Возникновению
данных явлений способствуют толчки землетрясений, приводящие
осадки в разжиженное («мутьевое») состояние.
Абиссальные (что значит глубинные) отложения образу-
ются на дне океанов на расстоянии более 200—300 км от берега.
Представлены они главным образом органогенными илами—из-
вестковыми (глобигериновый и птераподовый илы), кремнистыми
(радиоляриевые и диатомовые илы), а также известковыми песка-
ми и илами, образующимися при разрушении коралловых соору-
жений— атоллов, береговых и барьерных рифов. Особое положе-
ние занимают глубоководные красные глины — илы, образующие-
ся путем накопления неорганического материала, приносимого с
суши ветрами и течениями, а также космической пыли.
Глубоководные осадки занимают большую площадь — не менее
половины земной поверхности. Однако они осаждаются крайне
I еологическая работа моря
247
медленно. С наибольшей скоростью осадконакопление идет в
шельфовой зоне. В эту зону попадает фактически весь терригенный
материал, сносимый с материков в процессе их денудации (рис. 85).
§ 60. ОБРАЗОВАНИЕ МОРСКИХ СЛОИСТЫХ ТОЛЩ
Береговая линия моря не фиксирована на одном и том же
месте, она постоянно перемещается или в сторону суши—при его
трансгрессии, или в сторону моря — при регрессии. По этой при-
Рис. 86. Схема смещения фациальных зон вслед за перемещением бере-
говой линии:
а — при трансгрессии; б — при регрессии; в — при полном цикле седимен
тации — при трансгрессии н последующей регрессии; I—Z; II—II; III—
III — границы фации; I—7— временные границы:
Условные обозначения: 1 — галечник; 2— песок; 3— глина; 4 — известняк
чине не остаются на месте границы между зонами осадконакопле-
ния: они перемещаются то в сторону суши, то в сторону моря.
Следствием этого является перекрывание осадков различных фа-
циальных зон. При трансгрессии осадки литоральной зоны пере-
крываются осадками шельфовой полосы, а последние глубоковод-
ными илами. В вертикальном геологическом разрезе отложения
мелководные будут перекрываться все более и более глубоковод-
ными: галечники песками, а последние — глинами и органогенны-
ми илами (рис. 86). Такой геологический разрез называется
трансгрессивным.
Очевидно, что при регрессии моря будет наблюдаться обратная
последовательность напластований:'' в основании геологического
разреза будут залегать глубоководные осадки, а выше они будут
перекрываться все более и более мелководными осадками и, на-
248
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
конец, осадками, накапливающимися в прибрежно-морских низи-
нах (озерно-болотными отложениями). Такой геологический раз-
рез называется регрессивным.
Трансгрессивная и регрессивная серии осадков, образовавшие-
ся в фазы трансгрессии и регрессии моря, непосредственно следу-
ющие одна за другой, образуют цикл седиментации. При
многократном повторении циклов седиментации образуются толщи
осадочных пород цикличного строения. Классическим примером
их является многокилометровая угленосная толща Донбасса.
Отдельные циклы седиментации нередко разграничены один от
другого явлениями размыва, или абразии. Размыв имел место в-
тот период, когда данная территория была поднята выше уровня
моря и являлась ареной денудации (смыва, размыва). В после*
дующую за ней фазу наступления (трансгрессии) моря на сушу
срезались неровности эрозионного рельефа (явления морской аб*
разии) и на выровненной таким образом поверхности отклады-
вались осадки последующего цикла седиментации. В таких случа*
ях границы между соседними циклами оказывались очень резкими
и являлись следствием не только перерыва в седиментации, но s
явлений размыва и абразии.
Резкие границы свойственны также слоям (пластам), входя-
щим в состав отложений отдельных циклов. Это указывает на то,
что явления размыва сопровождают весь процесс седиментации.
Если привнос и накопление материала идут более интенсивно, чем
переотложение его волнениями и течениями, то происходит седи-
ментапия, т. е. закрепление осадка и увеличение мощности слоя.
В противном случае, т. е. когда .привнос материала незначитель*
ный, а смыв более интенсивный, наблюдается смыв ранее осевших
осадков. В этот момент формируется верхняя граничная поверх-
ность (кровля) слоя и нижняя граничная поверхность (почва) по-
следующего слоя. Изменения характера и состава приносимого в
водоем материала, происшедшие за это время, обусловливают рез*
кие различия в литологическом составе отдельных слоев.
Таким образом, слоистость осадочных толщ является резуль*
татом того, что в процессе седиментации имеют место
не только накопление осадков, а также явления
размыва, формирующие кровлю и почву пласта.
Кроме слоистости, свойственной всем осадочным горным поро-
дам морского происхождения, наблюдается внутренняя слоистость
отдельных пластов. Она может быть правильной (параллельной)’,
косой и диагональной. Внутренняя слоистость осадочных горных
пород является нередко следствием сезонных изменений в услови*
ях седиментации. Внутренняя слоистость может быть связана так-
же с изменениями скорости и направления течений, интенсивности
волнений, глубины водоема, отдаленности от берега и т. д.
Геологическая работа моря
249
§ 61. ЗНАЧЕНИЕ ПРОЦЕССОВ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ (СЕДИМЕНТАЦИИ)
Главной областью седиментации является Мировой океан, точ-
нее — шельфовые области Мирового океана и эпиконтинентальные
моря. Материки в этом отношении представляют по преимуществу
области денудации и в несравненно меньшей мере континенталь-
ной седиментации.
Осадочные горные породы занимают примерно 75% поверхно-
сти суши. Толщина (мощность) чехла осадочных пород невели-
ка— она измеряется сотнями и первыми тысячами метров. Пред-
полагают, что в некоторых районах мощность осадочных пород
достигает 10—20 км. Однако на части площади суши осадочные
породы или полностью отсутствуют или же очень маломощны. Это
объясняется двумя причинами: 1) обширные пространства суши,
испытывающие вековое поднятие, являются областями интенсивной
денудации. В таких областях оказываются отпрепарированными
глубоко лежащие метаморфические и магматические горные поро-
ды, вначале залегавшие под чехлом осадочных горных пород;
2) осадочные горные породы устойчивы только в интервале срав-
нительно небольших глубин. На глубине более 10—20 км осадоч-
ные породы превращаются в метаморфические.
По указанным причинам осадочные породы составляют не бо-
лее 5% веса всей земной коры. Тем не менее геологическое значе
ние явлений седиментации и практическое значение осадочных
горных пород огромно. Дело в том, что в процессе самой седи-
ментации и в подготовительные ее фазы выветривания и транс-
портировки продуктов выветривания горных пород наблюдается
химическая дифференциация (расщепление) вещества земной ко
ры. Это происходит потому, что все экзогенные геологические про-
цессы имеют селективный (избирательный) характер. В этом от
ношении их можно уподобить процессам сепарации, известным из
химической технологии. При экзогенных процессах возникают:
1. Продукты механического разрушения горных пород и мине-
ралов, отличающиеся наибольшей химической стойкостью; эти
продукты механической дезинтеграции в дальнейшем сортируются
по величине обломков (зерен) и по удельному весу, в результате
чего' появляются ценные россыпные месторождения золота, пла-
тины, алмаза, касситерита .и других минералов, а также крупные
залежи песков, галечников и т. д.
2. Продукты гидролиза и окисления. Этим процессам мы обя
заны месторождениями очень ценных глин, боксита, лимонита
и т. д.
3. Карбонаты щелочноземельных элементов (мощные толщи из-
вестняков и доломитов).
4. Щелочные земли в виде галоидных солей (каменная соль,
калийные соли).
250
Основы геодинамики (экзогенные геологические процессы)
Все названные и им подобные осадочные образования возника-
ют при распаде и разложении сложных силикатных соединений,
в которых нужные для практики химические вещества содержатся
или в рассеянном, или же в труднодоступном для извлечения со-
стоянии.
Химическая дифференциация вещества достигает особо высо-
кой степени благодаря биохимической седиментации, а также яв-
лениям выщелачивания и переотложения вещества подземными
водами. В результате этих процессов возникают месторождения
ряда редких и рассеянных, в том числе радиоактивных элементов.
Из вышеизложенного следует, что промышленные концентра-
ции полезных ископаемых связаны в основном с осадочными гор-
ными породами.
Осадочная дифференциация вещества лежит в основе огромно-
го разнообразия метаморфических и магматических горных пород,
нередко образующихся за счет коренного изменения, а затем пере-
плавления осадочных горных пород.
Неоценимо значение осадочной седиментации как процесса,
при котором происходит не только дифференциация и накопление
минеральных веществ — продуктов разрушения материнских гор-
ных пород. Как уже отмечалось раньше (см. гл. VI), при осадоч-
ном породообразовании происходит формирование минеральных
масс, отличающихся обычно более высоким «энергетическим уров-
нем», чем минеральное вещество исходных материнских пород.
Иными словами, при осадочном породообразовании наблюдается
приращение энергетических ресурсов минеральных масс. Количе-
ственно оно равно работе экзогенных сил по выветриванию гор-
ных пород и химической дифференциации (сепарации) веществ в
процессе выветривания, эрозии, транспортировки и осаждения. По
своему происхождению эта энергия солнечная (гелиогенная).
Следовательно, процесс образования осадочных горных пород
является вместе с тем процессом аккумуляции солнечной энергии.
Эта энергия заключена не только в горючих подземных ископае-
мых, но также во всех минеральных компонентах горных пород
осадочного происхождения.
РАЗДЕЛ ШЕСТОЙ
ОСНОВЫ ГЕОДИНАМИКИ
(ЭНДОГЕННЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ
ПРОЦЕССЫ)
Глава XXII
ОТЛИЧИТЕЛЬНЫЕ ЧЕРТЫ
ЭНДОГЕННЫХ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ
ПРОЦЕССОВ
К эндогенным геологическим процессам, как известно, отно-
сятся магматизм, метаморфизм горных пород, тектонические дви-
жения земной коры и землетрясения. В противоположность экзо-
генным процессам, их источником являются глубинные области
Земли. Нередко зарождаясь в подкоровом субстрате (в верхней
мантии), их влияние постепенно или практически мгновенно (как
при глубокофокусных землетрясениях) распространяется на по-
верхностные зоны земной коры. Другой весьма существенной от-
личительной чертой их является то, что минеральные системы,
порождаемые эндогенными процессами, отличаются, как правило,
более низким энергетическим уровнем, чем исходные (материн-
ские) породы. Иными словами, эндогенные превращения вещест-
ва совершаются в основном с выделением тепла, по экзотерми-
ческой схеме. Дак обстоит дело не только при образовании маг-
матических расплавов, но и при кристаллизации их (выделение
теплоты кристаллизации), тектонических движениях и сопровож-
дающих их землетрясениях. По экзотермической схеме проте-
кают также и процессы метаморфизма осадочных горных пород
(Лебедев В. И., Белов Н. В., Панюков П. Н.). Из данного пра-
вила, по-видимому, составляют исключение явления так называе-
мого ретроградного (регрессивного) метаморфизма горных пород.
Большинство эндогенных процессов сопровождается смеше-
нием продуктов осадочной дифференциации вещества земной ко-
ры. Такая тенденция обусловлена высокими температурами в глу-
бинных областях земной коры и, следовательно, повышением сме-
симости веществ с глубиной. В области метаморфических пре-
вращений эта смесимость выражается в образовании и во все
большем усложнении состава твердых растворов — изоморфных
смесей, а также усложнении состава и внутренней структуры ми-
нералов. Так, при температуре 800° С уже невозможно раздель-
252
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
ное выделение NaCI и КС! и ряда других химических соединений,
тогда как они легко образуют самостоятельные минералы в экзо-
генных условиях.
Наибольшая смесимость веществ имеет место не в твердых ра-
створах, а в жидких расплавах — магмах. Однако дальнейшая
эволюция магматических расплавов сопровождается как явле-
ниями дифференциации вещества, так и ассимиляции.
Таковы отличительные черты эндогенных процессов, подчерки-
вающие резко противоположный их характер по отношению к эк-
зогенным процессам.
Между экзогенными и эндогенными превращениями вещества
земной коры происходят процессы литификации (окаменения)
осадочных пород. Они заключаются в обезвоживании первона-
чального ила и сильно гидратизированных минералов, старении
и перекристаллизации коллоидов, цементации осадка и т. д. Пе-
речисленные процессы подготавливают метаморфизм осадочных
горных пород. Последний происходит под воздействием высоких
температур и давлений на значительной глубине. Замечено, что
метаморфические превращения осадочных горных пород начина-
ются на глубине 3—5 км и, естественно, усиливаются с увеличе-
нием глубины.
Как уже отмечалось раньше, метаморфизм заключается в
полной перекристаллизации горных пород в твердом состоянии,
без предварительного ее переплавления. Ниже зоны метаморфиз-
ма располагается зона ультраметаморфизма, в которой происхо-
дит частичное переплавление пород метаморфизующейся толщи,
внедрение магматических расплавов и летучих выделений в ок-
ружающие еще не расплавившиеся, но глубоко метаморфизован-
ные толщи пород.
Дальнейшее развитие ультраметаморфизма приводит к появ-
лению очагов магматических расплавов и последующему переме-
щению высоко подвижных магматических масс в толще земной
коры. Совокупность явлений магмообразования, миграции магма-
тических расплавов и превращения их в магматические горные
породы называют магматизмом.
Среди эндогенных процессов особое положение занимают
тектонические движения земной коры. К ним относятся медлен-
ные и незаметные поднятия и опускания земной коры (колеба-
тельные движения) и более быстро протекающие деформации
земной коры, при которых горные породы сминаются в складки
и нарушаются разрывами (дислокационные движения).
Естественно видеть в тектонических движениях земной коры
реализацию внутренних напряжений, неизбежно возникающих при
вещественно-энергетических превращениях в земной коре и подко-
ровом субстрате и вызываемых изменениями объема вещества
в результате изменений, например, геотермического поля (как
Отличительные черты эндогенных геологических процессов
253
это имеет место вблизи очагов магмообразовання), полиморф-
ных, фазофизических и других превращений.
В физически неоднородных средах объемные деформации ве-
щества протекают крайне неравномерно. Возникающие вследст-
вие этого очаги локализации напряжений обусловливают усиле-
ние неустойчивости этой среды. В условиях земной коры и под-
корового субстрата источники объемных напряжений и физиче-
ская неоднородность среды носят региональный, а в некоторых
случаях и общепланетарный характер. Возникающие в данных
условиях напряжения и вызываемые ими деформации, естествен-
но, будут иметь также региональный или планетарный характер.
Они в общей сложности создают поля тектонических
напряжений и деформаций. Напряженность тектониче-
ских полей, очевидно, будет особенно высокой в поясах сочлене-
ния сегментов земной коры, резко отличающихся один от другого-
по геологическому строению и тем более по направленности геоло-
гических процессов. Таковы, например, пояса сочленения конти-
нентов и океанов тихоокеанского типа. Крайне неустойчивое, мо-
бильное состояние этих поясов, проявляющихся в высокой актив-
ности современных эндогенных процессов, очевидно, является убе-
дительным свидетельством только что охарактеризованной нами-
природы тектонических напряжений и деформаций *.
Тектонические движения земной коры противостоят выравнива-
нию земной поверхности и постоянно порождают основное усло-
вие для развития экзогенных процессов — различное высотное-
(гипсометрическое) положение отдельных частей суши и дна моря.
Огромна роль тектонических процессов также в явлениях магма-
тизма. Дело в том, что наиболее существенной чертой магматиз-
ма является перемещение (миграция) магматических расплавов
в толще земной коры, носящее массовый характер. Такое пере-
мещение их становится возможным только благодаря тектониче-
ским деформациям земной коры, в частности, разрывным нару-
шением ее. С тектоническими движениями, наконец, связаны и
явления метаморфизма горных пород. На этом основании тек-
тонические процессы считаются и действительно-
являются ведущими геологическими процессами,
хотя сами они (в конечном счете) являются интегральным ре-
зультатом объемных напряжений вещества земной коры и подко-
рового субстрата, неизбежно возникающих при геологических,
превращениях вещества этих оболочек.
* В настоящее время бытуют представления, согласно которым тектонические-
явления вызываются различного рода внешними силовыми воздействиями, напри-
мер, приливным трением Луны и Солнца. Подобные представления отвлекают вни-
мание исследователей от изучения внутренней природы данных явлений н, очевид-
но, отражают тот уровень геологических знаний, который еще не позволял подойти-
к исследованию геологических процессов с позиции современной физики.
Глава XXIII
МАГМАТИЗМ
§ 62. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА МАГМАТИЗМА
Магматизм — сложный многостадийный процесс. Этим терми-
ном объединяют явления зарождения самой магмы, последующей
ее миграции в земной коре и образования магматических гор-
ных пород.
Магма представляет огненно-жидкий расплав, состоящий из
силикатов. Магматический расплав всегда содержит летучие ве-
щества — газы и пары воды. Возникает магма путем лереплавле-
ния горных пород или же вещества подкорового слоя (мантии
Земли) на значительной от поверхности глубине. Несмотря на то,
что в нижних горизонтах земной коры и подкоровом 'слое господ-
ствуют высокие температуры, превышающие 1000—1200° С, ве-
щество этих областей обычно находится в твердом, точнее в по-
тенциально-жидком состоянии. Переходу их в жидкое состояние
препятствует высокое давление. Но в местах, где это давление
из-за тех или иных причин понижается (например, вследствие об-
разования разлома земной коры) или 'снижается температура
плавления горных пород (например, в присутствии паров воды *)
вещество переходит в огненно-жидкое состояние.
Участки с только что возникшими магматическими расплава-
ми называются первичными магматическими очагами. Вторичные
магматические очаги возникают позже, путем перемещения маг-
матических масс из первичного очага в вышележащие толщи зем-
ной коры.
Магма, перемещаясь в толще земной коры, воздействует на
окружающие горные породы своей высокой температурой, газами
и парами воды и частично переплавляет и ассимилирует вещест-
ва этих пород, тем самым изменяя свой первоначальный состав.
* Вода является основным «плавнем», содействующим, например, образованию
гранитной магмы. В присутствии воды это происходит уже при температуре по-
рядка 600—700° С, тогда как точка плавления «сухого» гранита превышает
1000е С.
Магматизм
255
Достигая поверхности Земли, магма теряет значительную часть
растворенных газов и приобретает большую подвижность и та-
ким образом превращается в лаву. Следовательно, магма при ми-
грации непрерывно меняет свой состав.
Магматизм проявляется в двух основных формах: а) в форме
эффузивного магматизма и б) в форме интрузивного магматизма.
При эффузивном магматизме магматические массы
пробиваются через всю толщу земной коры и изливаются на по-
верхность (явления извержения вулканов). На поверхности они
быстро застывают и превращаются в эффузивные (излившиеся)
магматические горные породы. Главными отличительными особен-
ностями их являются стекловатое или неполнокристаллическое
строение и залегание в виде покровов и потоков.
При интрузивном магматизме магма лишь внедря-
ется в толщу земной коры, но не пробивается на поверхность. За-
стывая на глубине, магма превращается в интрузивные (глубин-
ные) горные породы. Главными отличительными признаками их
являются полнокристаллическое строение и залегание в виде ин-
трузивных тел — жил, даек, батолитов, лакколитов, силл и т. д.
(см. рис. 43).
§ 63. ЭФФУЗИВНЫЙ МАГМАТИЗМ
Эффузивный магматизм иначе
ратом вулканического извержения
ковым может быть трещина или
называется вулканизмом. Аппа-
чаще всего является канал, ка-
жерло. Вследствие многократ-
Рис. 87. Схема строения вулкана:
4 — конус вулкана; Б — кратер; В — канал или жерло;
Г — магматический очаг
ных извержений возникают вулканы — горы конической формы
с кратером в вершине и подводящим каналом (вулканической
трубкой), по которому поступает магма из магматического очага
(рис. 87, 88). Нередко излияние лавы происходит из трещины,
рассекающей земную кору (трещинное излияние лавы).
Вулканизм относится к величественным и грозным явлениям
природы. Сейсмические исследования (см. гл. XXVI) при рожде-
“256
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
нии нового вулкана Парикутин в Мексике в 1943 г. и вулкана Ко-
лима установили глубину очага 'первого из них около 40 км, вто-
рого 80—100 км. Вторичные очаги, непосредственно питающие
вулкан, могут находиться выше.
В настоящее время известно около 430 действующих и свыше
4000 недействующих (потухших) вулканов. Большая часть дейст-
вующих вулканов (свыше 360) располагается в так называемом
Рис. 88. Ключевский вулкан (Камчатка)
Тихоокеанском огненном кольце: на Алеутских островах, Камчат-
ском полуострове, Курильских, Филиппинских, Молуккских и Ма-
лайских островах, Новой Гвинее, Новой Зеландии, Антарктиде и
далее в горных цепях Тихоокеанского побережья Южной, Цен-
тральной и Северной Америки. Линейно-кольцевое расположение
вулканов в данной зоне не случайно: здесь проходит величайшая
зона разлома земной коры, отделяющая впадину Тихого океана
от окружающих ее континентальных массивов земной коры
(рис. 89).
Второй пояс вулканической деятельности приурочен к припод-
нятой части и сопровождающим ее зонам разлома дна Атлантиче-
ского океана. Сюда относятся вулканы Исландии, Азорских и Ка-
нарских островов, Зеленого мыса, Вознесения, Святой Елены
и ДР-
Особое место занимают вулканы Средиземноморского пояса.
К ним относятся: Везувий (близ Неаполя), Стромболи и Вулка-
не (Липарские острова), Этна (Сицилия), вулканы Греческого ар-
хипелага, Малой Азии и Кавказа (Казбек, Эльбрус, Арарат).
Вулканы Гавайских, Ново-Британских, Соломоновых, Фиджи,
«Самоа, Таити и Маркизских островов составляют группу Тихо-
Магматизм
257
океанских вулканов. Они приурочены к зонам ' разломов цент-
ральных частей Тихоокеанской впадины.
К особой группе следует отнести также вулканы Абиссинии и
более южных областей (в том числе Килиманджаро), составляю-
щие Восточно-Африканский вулканический пояс.
Современные извержения совершаются через вулканический
аппарат, описанный выше (см. рис. 88). Но в геологическом про-
Ряс. 89. Географическое распространение вулканов
шлом большую роль играли трещинные излияния. В этих слу-
чаях лава поступала по трещинам, рассекающим толщу земной
коры, и растекалась на обширной площади, образуя лавовые по-
кровы. Так образовались знаменитые базальтовые покровы пло-
скогорья Декан (Индия), Южной Африки, Южной Америки, Си-
бири и др. На территории СССР трещинные излияния крупного
масштаба в сравнительно недавнем геологическом прошлом име-
ли место на Армянском нагорье. Площадь образовавшегося при
этом лавового покрова достигает 50 тыс. км2.
Современные трещинные излияния известны только в Ислан-
дии. Так, в 1873 г. произошло крупнее излияние базальтовой ла-
вы из трещины длиной 32 км (вулкан Лаки). Базальтовый по-
кров этого излияния занимает площадь около 557 км2.
Продуктами извержения вулканов являются лава, газы и раз-
личные твердые вещества.
В больший тве случаев температура лавы превышает 1000° С
и достигает 1200° С. В зависимости от температуры и химиче-
ского состава лава бывает очень жидкой или тягучей. При за-
9 П. А. Панюков. 3. Г. Перфильева
258 Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
стывании жидкой лавы возникает покров или поток волнистой
лавы. Из вязкой лавы обычно образуется глыбовый лавовый по-
кров, в котором глыбы нагромождаются друг на друга под напо-
ро*м новых порций лавовых излияний. При подводном излиянии
возникает подушковая лава, состоящая из округлых образований,
похожих по виду на подушки или валики.
Главной составной частью вулканических газов являются па-
ры воды. При обильном их выделении в результате конденсации
вулканических паров в атмосфере возникают сильные ливни. Они
часто сопровождают извержение вулкана. В составе вулканиче-
ских газов содержатся: СО2, NH3, SO3, H2S, NH4CI, N2, Н3ВО3,
HF, Cl, FeCl2, HC1 и др.
Твердые продукты извержений образуются из лавы путем рас-
пыления ее прорвавшимися вулканическими газами, при этом об-
разуются огромные массы вулканического пепла, вулканического
песка, ляпиллий и вулканических бомб. Осаждаясь, они дают
мощные толщи этих твердых продуктов извержения, нередко по-
гребающие целые города. Путем последующей цементации их об-
разуются толщи вулканического туфа и вулканического конгло-
мерата. К твердым продуктам извержений относятся также облом-
ки и глыбы горных пород, оторванных от стенок вулкана. За их
счет образуются вулканические брекчии.
После прекращения активной деятельности вулканы вступают
в поствул канн ческую стадию своего развития. Для
нее характерно выделение вулканических газов (фумарол) из тре-
щин, выходящих на склоне или в основании вулканической горы,
а впоследствии появление горячих источников (терм). В началь-
ных фазах температура фумарол превышает 500° С и в их составе
преобладают С1 и F (галоиды). Со временем они сменяются га-
зовыми струями — сольфатарами, в составе которых появля-
ются сернистые газы. В последнюю стадию фумаролы имеют тем-
пературу около 100° С и ниже и углекислый состав. Их называют
мофеттами (углекислые струи).
Горячие источники—-последнее проявление жизни вулканиче-
ской горы. Среди них особенно интересны периодически дейст-
вующие источники — гейзеры. Периодичность в деятельности гей-
зеров объясняется существованием на глубине сообщающихся
подземных резервуаров, периодически заполняющихся подземны-
ми водами, выбрасываемыми под давлением перегретых паров во-
ды. Время, необходимое для перегрева воды в этих резервуарах
до температуры 126—127° С, при которой начинается кипение во-
ды и интенсивное выделение паров воды, определяет продолжи-
тельность времени между выбросами столба кипящей воды. Так,
известный источник «Старый служака» (Иеллусто тский нацио-
нальный парк, США) через каждые 63 мин выбрасывает гигант-
ский столб воды (рис. 90).
Магматизм
259
Гейзеры известны во многих других странах мира — в СССР
(Камчатка), в Исландии, Новой Зеландии и других. С деятель-
ностью горячих источников связано образование кремнистых и
известковых туфов, осаждающихся при остывании воды этих
источников.
Деятельность вулканов. Даже
весьма» деятельные вулканы извер-
гаются с продолжительными перио-
дами покоя или дремлющей (пост-
вулканической) деятельности. На-
ряду с действующими вулканами
существуют и такие, которые за все
историческое время не обнаружили
признаков вулканической деятель-
ности (Казбек и Эльбрус). Такие
вулканы называются потух ши м и.
Но некоторые из потухших вулка-
нов могут вновь стать весьма дея-
тельными. Примером может слу-
жить Везувий, который в древности
даже не считался вулканом, а в
79 г. н.э. произошло катастрофиче-
ское извержение его. В начале
XIV столетия наступил второй, бо-
лее короткий (300-летний) период
покоя Везувия. В настоящее время
Везувий относится к числу актив-
Рис. 90. Гейзер «Старый служака»
(Иеллустонский национальный парк,
США)
ю
ных вулканов мира.
Характер вулканического извержения различных вулканов не-
одинаков. Существуют два крайних типа извержений вулканов —
эффузивный и взрывной.
К вулканам эффузивного типа относятся вулканы Гавайских
островов. Жидкая лава при извержении изливается через край
вулканического жерла, образуя на склоне каскады. Вулканиче-
ские газы свободно выделяются, поэтому извержение происходит
без взрыва.
К вулканам взрывного типа относится Везувий. Извер-
жение вулканов данного типа сопровождается взрывами с выбро-
сом огромной массы вулканического пепла, лапиллий и бомб. Это
объясняется тем, что вязкая, быстро застывающая лава этих вул-
канов часто закупоривает выводной канал. После взрыва потоки
лавы движутся бесшумно, медленно, быстро остывая и ломаясь.
Несколько обособленное положение занимает вулкан Мон-
Пеле (Малые Антильские острова, о. Мартиника). Чрезвычайно
вязкая лава успевает застывать до выхода наружу, закупоривая
жерло. Такая лавовая пробка медленно выдавливается из жерла
260
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
давлением вулканических газов, образуя купола, обелиски и т. п.
Б 1902 г. взрыв раскаленных газов произошел из боковой части
вулкана, обращенной к приморскому городу Сен-Пьер. Горячие
газы и пепел, двигавшиеся со скоростью 500 км!ч, уничтожили в
несколько секунд город с его тридцатитысячным населением. Пос-
ле извержения из кратера вулкана была выдавлена «пробка» за-
стывшей андезитовой лавы в виде гигантского обелиска.
Формы залегания эффузивных горных пород. Магматические
излияния дают лавовые покровы и потоки. Лавовые покровы ча-
ще образуются при трещинных излияниях в условиях равнинной
местности, когда лава растекается во все стороны в виде покро-
ва. Потоки образуются в том случае, когда излившаяся лава течет
по ложбине, образуя при этом сильно вытянутый по направле-
нию своего движения узкий поток.
Твердые продукты вулканических извержений дают вулкани-
ческие туфы и агломераты. Первые образуются путем уплотне-
ния и цементации вулканического пепла и вулканического песка.
Вулканические агломераты отличаются от вулканических туфов
только более грубым составом обломков. Если агломерат состоит
в основном из обломков горных пород, то его называют вулка-
нической брекчией, а если состоит из лапиллей и вулканических
бомб — его называют вулканическим конгломератом.
§ 64. ИНТРУЗИВНЫЙ МАГМАТИЗМ
Интрузивный магматизм непосредственно не наблюдается, так
как он совершается на больших глубинах. Поэтому о данном яв-
лении судят, изучая различные интрузивные магматические те-
ла, а также их условия залегания и взаимоотношения с окружа-
ющими горными породами. Различают две стадии интрузивного
магматизма: а) стадию образования мелких гипабиссальных маг-
матических интрузий и б) стадию абиссальных магматических
интрузий.1
Гипабиссальная стадия интрузивного магматизма не-
посредственно следует за эффузивным магматизмом или проте-
кает одновременно с ним. На этой стадии образуются гипабис-
сальные магматические тела типа некк, жил, даек, интрузивных
залежей (силл) и лакколитов (см. рис. 43). Они возникают путем
выполнения магмой выводных каналов и трещин, по которым она
прорывается из магматического очага на поверхность Земли.
Некк представляет неправильное цилиндрическое тело, образо-
вавшееся путем затвердения лавы в выводном канале вулкана.
Жилы образуются путем выполнения магмой трещин неправиль-
ных очертаний и самой различной ориентировки. Они обычно
встречаются не поодиночке, а образуют жильное поле (рис. 91).
Магматизм
261
Дайки отличаются от жил более правильной плитообразной фор-
мой и вертикальной или почти вертикальной ориентировкой. 1
Интрузивные залежи (силлы) иначе пластовые жилы, возни-
кают в горизонтально залегающих толщах путем внедрения маг-
мы между слоями (пластами). Они часто образуют серии пла-
стовых залежей, чередующихся со слоями осадочных горных по-
род. В том случае, когда мощность интрузивной залежи сильно
раздувается, а протяжение ее сокращается, возникает лакколит.
Он представляет грибообраз-
ное или караваеобразное тело. ——
К абиссальным магма- Л
тическим телам относят- \Х ' У //
ся батолиты и их ответвле- >ч) (УУ
ния — штоки. Л/ / У&У
Батолиты («глубинные ка- V л// /
менные массы») являются са- \ к л/
мыми большими магматиче- ) / VrZ К
скими телами. Полагают, что г /Г У/
они распространяются на очень 1 X <
большую глубину и своими
корнями сливаются С магма- Рис. 81. Жильное поле,
тическими очагами. В теле ба-
толитов (обычно у их поверх-
ности) заключены обломки ок-
ружающих горных пород ксенолиты. Частично они переплавле-
ны и ассимилированы.
Магматические породы отличаются большим разнообразием.
Причинами разнообразия магматических горных пород являются:
1. Различные условия затвердевания магматического распла-
ва. При остывании его на поверхности Земли образуется большая
группа эффузивных неполнокристаллических горных пород. За-
твердевание магмы в недрах Земли приводит к образованию ин-
трузивных горных пород, отличающихся полнокристаллическим
строением.
2. Различия в начальном химическом составе магматического
расплава. Эти различия могут быть обусловлены тем, что магма-
тический очаг образуется на разных глубинах и, следовательно,
за счет переплавления гранитной, базальтовой или даже мантий-
ной (перидотитовой) оболочки. В результате могут возникнуть
магмы кислые (с содержанием SjO2 белее 65%), основные (с со-
держанием SiO2 от 52 до 40%) и ультраосновные (с содержа-
нием SiO2 менее 40%).
3. Гибридизация (смешение) магматических расплавов раз-
личного состава, в результате чего образуются магмы, например
средней кислотности, с содержанием SiO2 от 52 до 65%.
4. Ассимиляция — расплавление и растворение магмой боко-
262
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
вых горных пород. При этом изменяется первоначальный хими-
ческий и газовый состав магмы.
5. Магматическая дифференциация — расщепление магматиче-
ского расплава. Различают ликвационную дифференциацию,
т. е. разделение ее на две и больше не смешивающиеся между
собой жидкие фазы, и гравитационно-кристаллизаци-
онную дифференциацию, связанную с процессом кристаллиза-
ции магмы.
В последние годы большое внимание начали уделять явле-
ниям так называемой зонной плавки вещества верхней мантии
(А. П. Виноградов, В. А. Магницкий и др.). Наиболее вероятно,
что данное явление приурочено к слою пониженных скоростей
распространения сейсмических волн, находящемуся в интервале
глубин 60—250 км. Вещество этого слоя предположительно нахо-
дится в стеклообразном состоянии, а температура данного слоя
близка или даже превышает точку плавления вещества, что и обу-
словливает возникновение очагов первичного питания
вулканов.
Предполагают, что оплавление вещества данного слоя носит
избирательный характер: в расплав переходят только легкоплав-
кие вещества, а тугоплавкие кристаллизуются и выпадают внизу
слоя расплава. Данный процесс протекает непрерывно, так как
нижние части слоя остаются относительно перегретыми за счет
теплоты кристаллизации, а верхние — относительно охлажденны-
ми. Перемещение перегретого материала вверх, а ' переохлажден-
ного вниз (тепловая конвекция) будет вызывать непрерывное оп-
лавление кровли слоя и поднятие нижней границы слоя расплава.
Такое развитие очага первичного питания может продолжаться
до тех пор, пока верхняя граница ее не встретит открытых тре-
щин или каналов.
Дальнейшая миграция .расплава по трещинам будет происхо-
дить уже под действием гидростатического давления и расшире-
ния газовой составной магматического расплава. О величине газо-
вого давления можно судить по образованию так называемых
вулканических трубок взрыва, по которым происходили выбросы
на поверхность вещества из очагов первичного питания вулка-
нов.
Главными продуктами магматизма являются магматические
горные породы (см. гл. XII).
§ 65. ЗНАЧЕНИЕ МАГМАТИЗМА В ОБРАЗОВАНИИ МЕСТОРОЖДЕНИЙ
ПОЛЕЗНЫХ ИСКОПАЕМЫХ
Магматические процессы играют большую роль в возникно-
вении разнообразных месторождений полезных ископаемых. В ре-
зультате дифференциации основных и ультраосновных магмати-
Магматизм
263
ческих расплавов возникают сульфидные медно-никелевые место-
рождения, месторождения хромита, платины и некоторые другие.
С массивами щелочных пород связано возникновение месторож-
дений апатитов (Хибины).
Из остаточных магматических расплавов возникают крупно-
зернистые породы, залегающие в виде жил, линз и гнезд, так на-
зываемые пегматиты, с которыми связаны месторождения ряда
редких рассеянных и радиоактивных элементов.
К отмеченным выше вулканическим трубкам взрыва приуро-
чены коренные месторождения алмазов (Южная Африка, Якут-
ская АССР).
В результате контактового воздействия магматических рас-
плавов на окружающие (чаще карбонатные) горные породы воз-
никают очень ценные рудные месторождения. Таковы, например,
залежи железных руд горы Магнитной, Соколово-Сарбайского
месторождения и др.
Громадную роль в образовании рудных месторождений игра-
ют горячие минерализованные водные растворы (термы), возни-
кающие за счет сжижения магматических паров воды, и пневмато-
литовые 'процессы. С ними связаны гидротермальные и пневма-
толитовые месторождения свинца, меди, цинка и других металлов.
Глава XXIV
МЕТАМОРФИЗМ ГОРНЫХ ПОРОД
§ 66. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ЯВЛЕНИИ МЕТАМОРФИЗМА
ГОРНЫХ ПОРОД
Под метаморфизмом понимают коренные изменения горных
пород, 'происходящие в твердом состоянии (без переплавления)
в основном под действием высоких давлений, значительных темпе-
ратур и без участия процессов выветривания. В частных случаях
эти изменения могут быть чисто механическими. Так обстоит дело
при раздроблении или, как говорят, при катаклазе горных пород
вдоль трещин тектонических смещений отдельных блоков земной
коры. Сильно раздробленные в этих условиях горные породы, со-
стоящие из крупных обломков, называются тектоническими брек-
чиями, а тонкозернистые, распыленные и развальцованные их раз-
ности— милонитами. Вся эта группа пород, своим происхожде-
нием связанная с тектоническими перемещениями, получила наи-
менование тектонитов (см. гл. XIII).
Обычно при метаморфизме происходит перекристаллизация
вещества горной породы, при которой изменяется не только
строение, но также сложение горной породы и ее минеральный
состав. Причиной этого являются изменения внешних условий и
в первую очередь температуры и давления, т. е. термодинамиче-
ских условий.
Метаморфизм может происходить с минералообразованием без
привноса (и выноса) вещества, только за счет распада старых ми-
нералов и образования более устойчивых минералов в новых тер-
модинамических условиях или же с минералообразованием в ус-
ловиях привноса (и выноса) вещества. В первом случае валовой
химический состав горной породы не меняется (метаморфизм без
привноса вещества), во втором случае изменяется валовой хими-
ческий состав горной породы (метаморфизм с привносом веще-
ства) главным образом в результате пневматолито-гидротермаль-
ных процессов метасоматоза (см. гл. VIII).
Метаморфизм горных пород
265
Метасоматические изменения совершаются путем взаимодейст-
вия минеральных составляющих горной породы с газами и парами
воды, выделяющимися из магмы, или продуктами их сжижения —
горячими водными растворами, выполняющими поры горной по-
роды.
Повышение температуры, особенно температурных градиентов,
всегда приводит к увеличению подвижности вещества, миграцион-
ной способности химических элементов и их соединений. Поэтому
повышение температурных градиентов является важнейшим ус-
ловием для метаморфизма горных пород с привносом (выносом)
вещества.
Увеличение давления способствует разрушению (распаду) не-
устойчивых минералов и появлению новых минералов и их ассо-
циаций, устойчивых в условиях повышенных давлений.
Повышение давления является основной причиной метамор-
физма горных пород без привноса вещества. Деформирующее гор-
ную породу давление является причиной возникновения системы
параллельных трещин, по которым порода легко раскалывается.
Такие трещины, как известно (см. гл. XIII), называют кливажем.
Одна из систем трещин кливажа создает сланцеватость. Она вы-
ражается в способности горной породы легко распадаться на тон-
кие листоватые пластинки.
Если изменения температуры t и давления р захватывают це-
лые области (регионы), метаморфизм горных пород приобретает
региональный характер. Такой метаморфизм называется регио-
нальным метаморфизмом горных пород.
Изменения внешних термодинамических условий довольно ча-
сто носят местный, локальный характер. Глубокие метаморфиче-
ские преобразования горных пород местного характера происхо-
дят вблизи магматических тел (контактовый метамор-
физм) или же в зонах тектонических нарушений и раздроб-
ления (катаклаза) горных пород. Такого рода местные метамор-
фические изменения горных пород принято называть локальным
метаморфизмом.
Полная перекристаллизация горных пород происходит при
некоторой температуре, называемой критической. Установле-
но, что критическая температура значительно снижается в том
случае, если горная порода попадает в условия интенсивной ми-
грации вещества, например в область магматических внедрений
(интрузивов), выделяющих в изобилии магматические пары и га-
зы. Перекристаллизации горной породы способствует также пла-
стическое деформирование (течение) ее. Такое явление наблю-
дается, например, при тектонических деформациях горных пород,
вызывающих их смятие в сложные системы складок.
Систематическое повышение температуры и давления с глу-
266
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
биной в конечном счете приводит к тому, что на некоторой глу-
бине от поверхности Земли горные породы начинают плавиться.
Плавление горных пород носит избирательный характер. На этой
стадии происходит частичное переплавление вначале наиболее
легкоплавких горных пород и минералов и пропитывание обра-
зовавшимся расплавом вмещающих горных пород по плоскостям
сланцеватости. В результате образуются мигматиты, в составе
Рис. 92. Послойный мигматит, пересеченный пегматитовой
жилой. Северная Карелия (фото К. А. Щур кин а)
которых сохраняются непереплавленные, но сильно измененные
породы, инъецированные по плоскостям сланцеватости переплав-
ленным материалом (рис. 92). Данный процесс называется мигма-
тизацией или, сокращенно, м и г м а т и з м о м.
Явления мигматизма относятся к крайним, предельным фор-
мам метаморфизма горных пород, и, как уже отмечалось, они на-
зываются ультраметаморфизмом горных пород.
§ 67. РЕГИОНАЛЬНЫЙ метаморфизм горных пород
В условиях, когда отдельные области земной коры испытыва-
ют прогрессивное погружение, осадочные горные породы пере-
мещаются из верхних зон в более и более глубокие зоны зем-
ной коры. При этом, как показывают наблюдения, скорость погру-
жения таких участков обычно компенсируется скоростью нара-
щивания новых толщ осадочных горных пород. Если такой про-
цесс идет длительное геологическое время, образуется мощная
толща осадочных горных пород, в низах претерпевающая глубокие,
метаморфические изменения.
Таковы наиболее простые условия регионального метаморфиз-
ма горных пород.
Более сложные явления регионального метаморфизма связаны
Метаморфизм горных пород
267
с интенсивным магматизмом и тектоническими процессами, за-
хватывающими крупные области и огромные зоны земной коры,
области развития горноскладчатых сооружений (см. раздел седь-
мой) .
В том и другом случае региональный метаморфизм имеет об*-
щие черты. Они заключаются в закономерной смене горных по-
род, представляющих ассоциацию (сообщество) низкотемператур-
ных минералов, ассоциациями высокотемпературных минералов,
при этом такого рода смена имеет не местный, а региональный ха-
рактер и происходит по мере перехода из верхних зон метамор-
физма в нижележащие зоны.
Некоторые минералы этих ассоциаций, образовавшихся из
пород одинакового химического состава, являются показателями
степени (глубины) метаморфических изменений. Появление их
означает переход от более низкой к более высокой степени мета-
морфизма горной -породы. Такие минералы называются минерала-
ми-указателями или индекс-минерала ми (по Барроу),
Индекс-минер алы отмечают границы зон метаморфизма горных
пород.
В метаморфизованных толщах глинистых пород индекс-мине-
ралами являются хлорит, биотит, гранат (альмандин). В карбо-
натных толщах последовательными ступенями метаморфизма яв-
ляются: кремнистый известняк, тремолитовый известняк, диопси-
довый известняк, волластонитовый известняк.
Однако имеются (хотя и немногочисленные) минералы, мало
чувствительные к изменениям термодинамических условий. Их
называют «проходящими» минералами. К ним относятся кварц,
рутил, титанит, магнетит, альбит. Эти минералы способны устой-
чиво проходить все ступени метаморфизма.
Общая характеристика зон регионального метаморфизма и гор-
ных пород приведена в табл. 12.
В эпизоне небольшое одностороннее давление (порядка
1000—1500 до 2000 атм), относительно невысокие температуры
(порядка 100—150°С); глины и глинистые сланцы переходят в
шиферные сланцы и филлиты, песчаник — в сланцеватый квар-
цит, известняки — в тонкозернистые мраморы.
В мезозоне давление одностороннее, но более высокое (по-
рядка 2000—2500 атм), температура от 200—300 до 500°С; проис-
ходит полная перекристаллизация и рассланцевание породы. В
этой зоне образуются кристаллические сланцы.
В катазоне вследствие очень высоких гидростатических дав-
лений и температур породы переходят в пластическое состояние
и постепенно теряют сланцеватое сложение. Наиболее характерно
гнейсовидное сложение пород (гнейсы).
Рассмотренный случай регионального метаморфизма называ-
ется прогоессивным метаморфизмом. Но в природе
268
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
можно наблюдать явления, по своей направленности обратные
прогрессивному метаморфизму горных пород и поэтому называе-
мые регрессивным (или ретроградным) метамор-
физмом горных пород. Регрессивный метаморфизм происхо-
дит в условиях постепенного понижения температуры и давления,
например на участках земной коры, испытывающих поднятие и ин-
тенсивную денудацию. При регрессивном метаморфизме возни-
кают все более и более низкотемпературные минералы и их ассо-
циации, причем минералообразование происходит с поглощением
воды и углекислоты. Некоторые филлиты и серицит-хлоритовые
сланцы возникли за счет преобразования гнейсов в результате ре-
троградного метаморфизма.
Иногда метаморфические изменения порождаются эволюцией
замой метаморфизующейся породы, например, под воздействием
летучих веществ и растворов, выделяющихся в процессе охлаж-
дения только что образовавшейся магматической породы. Такой
метаморфизм получил название авто мета морфизм а. Сюда
относятся процессы серпентинизации перидотитов, альбитизации
диабазов и др. Автометаморфизм может иметь как региональ-
ный, так и местный (локальный) характер.
§ 68. ЛОКАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЗМ ГОРНЫХ ПОРОД
Наиболее распространенным видом локального метаморфизма
горных пород является контактовый метаморфизм. Под
этим названием подразумевают разнообразные изменения, кото-
рые испытывают горные породы от соприкосновения с магмати-
ческими телами. Контактовые изменения происходят под воздей-
ствием высокой температуры магматических масс (пиромета-
морфизм), горячих газов, выделяющихся из остывающей маг-
мы (пневматолиз), горячих минерализованных вод, конден-
сирующихся из паровых выделений магмы (гидротермаль-
ны й м е т а м о р ф и з м), а также под силовым воздействием внед-
ряющегося интрузива (контактовый динамометамор-
физм). Контактовые явления иногда сопровождаются тонкими
послойными внедрениями жидкой магмы в окружающие породы.
Такое явление называется инъекционным метаморфиз-
мом. Инъекционный метаморфизм может сопровождаться частич-
ным расплавлением и поглощением боковых пород, их ассими-
ляцией.
Область, в пределах которой наблюдается контактовое воздей-
ствие, называется ореолом контактовых изменений.
.Мощность контактового ореола обычно невелика, однако при уве-
личении массы интрузива и уменьшении глубины его залегания
мощность контактового ореола достигает 10—15 км и более.
Метаморфизм горных пород
269
При массовых интрузиях контактовые ореолы отдельных инт-
рузивных тел часто перекрывают друг друга.
По контактам с интрузивами обычно наблюдаются все (или
почти все) названные виды контактовых явлений. Но в одних
случаях преобладают процессы пирометаморфизма и контактово-
го динамометаморфизма, а в других—- пневматолитовые и гидро-
термальные метасоматические изменения. Характер контактовых
явлений прежде всего зависит от особенностей (в первую очередь
состава) самого магматического интрузива и состава окружаю-
щих горных пород.
Весьма интенсивные пневматолитовые и гидротермальные изме-
нения происходят на контактах кислых и средних по химическому
составу магматических масс с карбонатными породами (известня-
ками, доломитами). В этом случае образуются скарны — это кон-
тактово-метаморфические горные породы, состоящие из диопсида,
эпидота, граната, волластонита и других богатых кальцием сили-
катов. Со скарнами связаны некоторые очень крупные и ценные
месторождения полезных ископаемых (магнитного железняка на
горах Магнитной, Высокой и Благодать; оловянные, вольфрамо-
вые, медные и другие месторождения).
При контактном воздействии на глинистые горные породы об-
разуются роговики и пятнистые (узловатые) сланцы. Они обязаны
своим возникновением главным образом явлениям пирометамор-
физма.
Глава XXV
ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ
И ПРОЦЕССЫ
Земная кора находится в состоянии движения. Об этом можно
судить по изменениям высотного положения поверхности матери-
ков, вызывающим трансгрессии и регрессии морей, смену эрози-
онных циклов, образование речных террас, и т. д- Весьма нагляд-
ным и убедительным доказательством движений земной коры
также служат разнообразные нарушения первоначального зале-
гания горных пород, например смятия их в складки, разрывы тре-
щинами на отдельные блоки и т. д.
Движения земной коры, вызывающие изменения высотного
положения и нарушения первоначального залегания горных пород
называются тектоническими движениями. Новые усло-
вия и формы залегания, возникающие в результате тектонических
движений, называются соответственно тектоническими условиями
и формами.
Всесторонним изучением тектонических движений, тектониче-
ских форм и условий залегания горных пород занимается особая
геологическая наука — геотектоника.
Как уже отмечалось выше, различают две основные группы
тектонических движений земной коры: колебательные и дислока-
ционные.
§ 69. КОЛЕБАТЕЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Земная кора постоянно испытывает медленные вековые подня-
тия и опускания, т. е. колебательные движения, называемые эпей-
рогеническими, а самый процесс —эпейрогенезом (в переводе с
греческого эпейрогенез означает «порождение материков»). При-
чем в одном и том же месте поднятие с течением времени сме-
няется опусканием.
Инструментальные наблюдения позволили установить, что
Скандинавский полуостров (Фенноскандия) испытывает общее.
Тектонические явления
271
хотя и неравномерное в различных своих частях поднятие. Из
схемы изоанабар— линий одинаковых поднятий этого полуострова,
представленной на рис. 93, видно, что поднятие Фенноскандии
происходило в позднечетвертичное и современное время в виде
гигантского купола; наибольшее вздымание наблюдается вдоль
западного побережья Ботнического
залива, где оно достигло за это вре-
мя 270 м.
Современная столица Швеции —
Стокгольм поднимается со скоро-
стью 0,24 м в столетие. Города
Упсала и Сигтуны, строившиеся как
портовые города и являвшиеся в
различные времена столицей Шве-
ции, в настоящее время отстоят от
берега моря на 60 и 25 км. Ленин-
град в настоящее время располо-
жен на полметра выше над уровнем
моря, чем Санкт-Петербург времен
Петра Первого. Высоко приподня-
тые над уровнем моря волпоприбой-
Рис. S3. Схема изоанабар на Скандм*
навском полуострове
ные террасы являются результатом
колебательных движений земной коры. Они представляют собой
прежние береговые линии моря и нередко встречаются по несколь-
ку одна над другой и прослеживаются на большом протяжении
морских побережий (рис. 94).
Рис. 94. Волнопрнбоииые террасы на морском побережье
Доказательством погружений (опусканий) отдельных участков
земной коры могут служить затопленные города и речные доли-
ны. Сарбонна, Эгюморт и другие города Южной Франции были
затоплены несколько столетий тому назад. Подводные долины
272
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
известны по Азиатскому и Американскому побережью Тихого оке-
ана, а также по побережьям Атлантического и Индийского океа-
нов/ Русло р. Конго в виде рытвины прослеживается до глубины
2000 м на расстоянии более 130 км от современного устья (рис. 95).
Рис. 95. Затопленная (подводная) часть р. Конго
У побережья Австралии и в некоторых других пунктах земного
шара имеются коралловые рифы, вырастающие со дна моря с глу-
бины 340 м. В то же время известно, что кораллы могут жить на
глубине, не более 40 м. Это явление впервые было объяснено
Ч Дарвином ростом кораллового рифа по мере погружения мор-
ского дна до современной глубины.
Прибрежные части Голландии и Бельгии имеют отметки более
низкие, чем уровень Северного моря, и не затоплены только бла-
годаря плотинам. Затопленные береговые склоны, уступы морских
террас и подводные продолжения речных террас можно видеть
в Баренцевом море на глубине 100 и 200 м, в Черном море на
глубине до 500 м.
Путем повторного нивелирования установлено, что за время с
1920 по 1948 г. Донбасс и Украинский кристаллический массив
поднимались относительно Ростова-на-Дону примерно со скоро-
стью 10 мм в год, а Средне-Русская возвышенность со скоростью
15—20 мм в год. Скорость опускания Азово-Кубанской впадины
достигает 3—5 мм в год, Терской впадины 6—7 мм в год.
Толщи морских осадочных горных пород обычно построены из
серий напластований, образовавшихся в условиях трансгрессий и
регрессий морей. Изучая последовательную смену пород в верти-
Тектонические явления
213
кальном геологическом разрезе данной местности, можно устано-
вить ряд последовательно сменявших друг друга опусканий и
поднятий, т. е. колебательные движения земной коры. На рис. 96
приведен разрез Купянского района, на рис. 97 — диаграмма ко-
Рис. 9в. Геологический разрез Купянского Рис. 97. Диаграмма колебательных движений
района: земной коры: I, II—соответственно нижний
/ — остатки наземной фауны; //— полеон- и веРхнив морские комплексы
тологически немые; III — морская фауна;
1 — лёсс: 2 — полтавские пески; 3 — харь
ковские глнны: 4 — киевские мергели; 5 —
бучакские пески; 6 — мел
лебательных движений земной коры в меловую и третичную эпоху
(по Н. М- Страхову).
В районах современных горообразовательных процес-
сов и вулканизма интенсивность колебательных движений
земной коры достигает нескольких сантиметров в год и более. При
этом они сопровождаются значительными горизонтальными сме-
щениями геодезических знаков, установленных на земной поверх-
ности. Так, в районе Авачинской сопки (Камчатка) горизонтальные
смещения нередко достигают 4 д в год, причем они обычно про-
исходят без видимых нарушений земной поверхности. Во время
Ашхабадского землетрясения в 1948 г. горизонтальные смещения
достигли 2 м и сопровождались нарушениями земной поверхности.
Со скоростью нескольких сантиметров в год опускается при-
брежная часть Калифорнийского побережья. Это создало опас-
ность для одной военно-морской верфи, которая была здесь по-
строена в 1941—1943 гг. К настоящему времени большая часть
территории верфи опустилась ниже уровня моря. Для защиты тер-
ритории верфи от затопления воздвигнуты дамбы, которые при-
ходится все время наращивать. Колебательные движения земной
274
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
коры большой интенсивности и сопровождающиеся значительными
горизонтальными смещениями геодезических знаков являются про-
явлениями дислокационных движений земной коры и выделяются
в отдельную группу тектонических движений.
Главнейшие особенности колебательных движений земной коры.
Как и следует из самого названия, данные движения носят коле-
бательный характер: медленные вековые поднятия (положитель-
ные движения) неоднократно сменяются опусканиями (отрица-
тельными движениями). На общем фоне колебательных движений
обычно выделяется или прогрессивное опускание данной мест-
ности, или же прогрессивное поднятие ее- Это зависит от того,
каков общий, алгебраический результат колебательных движе-
ний — отрицательный или положительный.
Важнейшей особенностью колебательных движений является
универсальность их в пространстве и во времени.
«Нет такого участка земной коры для любого отрезка времени,
как бы краток он ни был, который находился бы вне той или
иной формы колебательных движений, восходящих или нисходя-
щих» (акад. Н. М. Страхов).
Довольно часто восходящие (положительные) движения
сопряжены с нисходящими (отрицательными) движениями в сосед-
ней области. Другими словами, происходит как бы компенса-
ция колебательных движений различных зна-
ков в соседних областях земной коры. Компенса-
ция колебательных движений для земного шара в целом, по-види-
мому, является законом, так как размеры нашей планеты не
изменяются, а если и изменяются, то незначительно. Преоблада-
ние же колебательных движений одного знака неизбежно привело
бы к общему увеличению или уменьшению радиуса Земли, что
не подтверждается современными астрономическими и геофизи-
ческими данными.
В связи с тем, что колебательные движения охватывают об-
ширные площади и протекают очень медленно, они не отража-
ются на устойчивости и долговечности инже-
нерных сооружений и устройств.
Однако геологические результаты колебательных движений
огромны. С ними связаны изменения гипсометрического (высот-
ного) положения горных пород и земной поверхности, колебания
базисов эрозии и дренажа и соответствующая смена циклов эро-
зий и денудации материков. Прямым следствием колебательных
движений являются изменения очертаний континентов и океанов,
явления трансгрессии и регрессии морей. Наконец, колебательные
движения лежат в основе формирования трансгрессивных и ре-
грессивных серий осадочных горных пород и слоистой оболочки
(стратисферы) в целом.
Тектонические явления
275
§ 70. дислокационные движения земной коры
Колебательные движения земной коры не сопровождаются-
сколько-нибудь существенными изменениями или нарушениями
первоначального залегания горных пород- Если эти изменения и
возникают, то они незаметны на малых участках, столь геометри-
чески слабо они выражены. В отличие от колебательных дислока-
ционные движения всегда сопровождаются нарушениями перво-
начальной формы залегания и смещениями горных пород.
Дислокационные движения часто называют орогеническими».
т. е. горообразовательными движениями, иначе орогенезом, что»
однако, неточно, так как горообразование — процесс более слож-
ный, чем дислокация. В орогенезе участвуют не только дислока-
ционные движения, но также колебательные движения, процессы
денудации и седиментации, магматизм, землетрясения и др. (см.
раздел седьмой).
При дислокационных движениях земной коры создаются новые
тектонические формы залегания горных пород.
Среди них различают разрывные (дизъюнктивные), складчатые
(пликативные) и складчато-разрывные нарушения. В первом слу-
чае деформации горных пород сопровождаются нарушениями их
сплошности, т. е. образованием разрывов. Во втором случае де-
формации имеют пластический характер; при данных деформаци-
ях горные породы сминаются в разнообразные складки. В третьем
случае горные породы подвержены как пластическим, так и раз-
рывным деформациям.
Другой не менее важной отличительной чертой дислокацион-
ных движений является их приуроченность к относи-
тельно узким линейно вытянутым зонам и по-
ясам земной коры и эпизодический (во времени)
характер- Периоды интенсивных дислокационных движений
чередуются в истории Земли с периодами относительного покоя,
медленного течения геологических событий.
Зоны интенсивных дислокационных движений чаще всего при-
урочиваются к пограничным поясам между соседними областями
(сегментами) земной коры с различной направленностью и интен-
сивностью колебательных движений к их стыкам. Наиболее ин-
тенсивно дислоцированные (нарушенные) зоны земной коры про-
тягиваются вдоль прибрежных частей современных и древних
материков, в пределах которых: а) океанические впадины почти
вплотную подходят к материкам, отделяясь от них только узкой
полосой шельфа, и б) наблюдается очень интенсивное накопление
осадков — продуктов денудации материков. Примером может слу-
жить вся западная окраина Тихоокеанского бассейна, характери-
зующаяся весьма высокой активностью современных тектонических
движений.
276
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
Дислокационные движения способны вызвать магматические
явления и интенсивный метаморфизм горных пород. Области и
зоны интенсивных дислокаций являются одновременно областями
высокой магматической активности и глубоких метаморфических
изменений горных пород. Магматизм при колебательных движе-
ниях земной коры — явление довольно редкое.
Дислокационные движения на земной поверхности проявляются
в виде волновых и глыбовых деформаций. Первые из них характе-
ризуются плавными волновыми вздыманиями и опусканиями зем-
ной поверхности, вторые — относительными смещениями сосед-
них блоков земной коры пю поверхности разрыва сплошности
земной коры. Как те, так и другие находят отражение в строении
поверхности Земли, так как интенсивность данных движений
обычно превышает интенсивность денудационных процессов. Ам-
плитуды и темпы данных движений несравненно более высокие,
чем у эпейрогенических движений. Кроме того, знаки этих дви-
жений меняются на небольших расстояниях и в течение короткого
промежутка времени. Нередко дислокационные движения носят
катастрофический характер и совершаются в форме мгновенного
сдвига, кручения и т. д. С ними связаны появления мощных под-
земных толчков, известных как толчки землетрясений.
Дислокационные движения отражаются на устойчивости и дол-
говечности инженерных сооружений, нередко с ними связаны круп-
ные катастрофические разрушения целых городов (явления зем-
летрясений), разрывы трубопроводов, телефонных кабелей и т- д.
Между колебательными и дислокационными движениями
имеются многочисленные переходные явления. Последние возни-
кают по мере постепенного увеличения темпов и интенсивности
колебательных движений и локализации их во времени и простран-
стве. Колебательные движения и дислокационные явления пред-
ставляют лишь крайние формы единого процесса движений зем-
ной коры. Однако между ними имеются очень отчетливо выражен-
ные качественные различия, охарактеризованные выше.
§ 71. ТИПЫ ТЕКТОНИЧЕСКИХ НАРУШЕНИИ ПЕРВОНАЧАЛЬНОГО
ЗАЛЕГАНИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
Разрывные (дизъюнктивные) нарушения
К данной группе нарушений относятся широко известные в
горном деле сбросы и взбросы, сдвиги, сбросо-сдвиги и сложные
сбросы.
Сброс — нарушение залегания пород, которое сопровождается
образованием трещин и относительными смещениями соседних
блоков в вертикальном или близком к нему направлении (рис. 98).
Трещина, по которой происходит относительное перемещение по-
Тектонические явления
277
род, называется трещиной’ сброса или сбрасывателем. При
пересечении сбрасывателя с земной поверхностью образуется
линия сброса. Она соответствует местам выхода сбрасыва-
геля на поверхность.
По обе стороны от сбрасывателя располагаются крылья
сброса; одно из них приподнято, другое опущено. При верти-
кальном положении сбрасывателя
сброс называется вертикаль-
н ы м, при наклонном положении—
наклонным. Различают также
«висячий» и «лежачий» бока сбро-
са. Висячим боком называют крыло
сброса, которое лежит выше на-
клонного сбрасывателя. Рис 98 Сбсос
Величину относительного пере-
мещения пластов по сбрасывателю
называют амплитудой сброса. В случае вертикального
сброса амплитуда сбрасывателя равна вертикальной составляю-
щей смещения: при этом горизонтальная составляющая смещения
равна нулю. Вертикальную составляющую смещения называют
высотой сброса, а горизон-
тальную — шириной сбро
с а. Величину же смещения по
плоскости сбрасывателя назы-
вают наклонной высотой
сброса (рис. 99).
Рис. 99. Элементы сброса:
.4 — наклонная амплитуда сброса; а —
вертикальная амплитуда сброса; а' —
стратиграфическая амплитуда сброса;
Ъ — горизонтальная амплитуда сброса;
в’ — стратиграфическая амплитуда сброса
Рис. 100. Взброс
Взброс (иначе пересброс, или обращенный сброс) — частный
случай наклонного сброса, когда пласты висячего бока располо-
жены выше однозначных пластов в лежачем боку. При взбросе
пласт разрывается на две части, контуры которых перекрывают
друг друга (рис. 100); вследствие этого буровая скважина, задан-
ная на участке такого перекрытия, пересечет один и тот же пласт
два раза: в висячем и лежачем боках.
Сдвиги — особый вид разрывных нарушений, когда перемещение
блоков по обе стороны от плоскости разрыва происходит не в вер-
278
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
тикальном, а в горизонтальном или близком к нему направлении.
Чаще всего при сдвигах происходит перемещение не только в
горизонтальном, но и в вертикальном направлении. Тогда говорят
о сбросо-сдвигах (рис. 101).
Рис. 102. Сложные сбросы
а
в
Рис. 101. Частные случаи сдвигов:
а — сброс; б — сдвиг; в — сбросо-
сдвиг
Сложные сбросы. Одиночные сбросы распространены редко.
Они обычно встречаются группами, образуя сложные сбросы.
К числу их относятся; ступенчатые сбросы, грабены и горсты
(рис. 102).
Ступенчатые сбросы — система сбросов, когда каждое
последующее крыло является опущенным относительно предыду-
щего (рис. 102, а).
Грабены — система двух ступенчатых сбросов, в которой
центральная часть оказывается опущенной, а по обе стороны от
нее располагаются ступенчатые сбросы, в каждом из которых по-
следующее крыло приподнято относительно предыдущего (102,6)..
Горсты—-группа сбросов, в которой центральная часть ока-
зывается приподнятой, а периферические опущенными (102, в)-
Тектонические явления
279
Складчатые (пликативные) нарушения
Основной формой складчатых нарушений является полная
складка, которая состоит из вогнутой — синклинальной и
выпуклой—а н ти кл и н а л ь н о й частей (рис. 103). Обычно
говорят о синклинали и антиклинали как о самостоятельных
складках. На рис. 104 изображены складчатые деформации толщи
осадочных пород.
Геометрия и части складки. Плоскость, разделяющая синкли-
наль или антиклиналь на примерно симметричные части, назы-
вается осевой плоскостью. Правильнее ее называть осе-
вой поверхностью, так как она часто бывает не плоской, а изо-
гнутой. По обе стороны осевой поверхности располагаются
крылья складки. Часть складки, где происходит переход от
одного крыла к другому (т. е. замыкание крыльев), называется
замковой частью складки. Породы, заключенные внутри
складки, составляют ядро складки. Ядро синклинали сла-
гается наиболее молодыми слоями; у антиклинали ядро распола-
гается в глубине и слагается более древними слоями.
Линия, соединяющая точки перегиба пласта в осевой плоско-
сти, называется шарниром складки- Геометрически она
представляет линию пересечения осевой поверхности с поверхно-
стью пласта. Следует различать еще ось складки, или сво-
довую линию складки, которая образуется при пересечении осевой
поверхности с горизонтальной плоскостью на уровне земной по-
верхности. Шарнир складки по отношению к оси складки может
погружаться или, наоборот, вздыматься в зависимости от того,
погружается или вздымается поверхность пласта в осевом сече-
нии складки.
Разновидности складок. По положению осевой поверхности
различают складки: прямые, наклонные, лежачие и опрокинутые
(рис. 106). Наблюдается также неполная складка в форме пере-
гиба горизонтально лежащих слоев. Это однокрылая складка,
или флексура (рис. 107). Наконец, в природе можно наблюдать
толщи одинаково наклоненных пластов, которые образуют моно-
клиналь (рис. 108).
Короткая складка, длина которой не больше ее ширины, погру-
жающаяся на обоих концах, называется брахискладкой —
брахисинклиналью и брахиантиклиналью (рис. 109).
Сложные складки. В горноскладчатых районах складки
обычно образуют сложные системы, среди которых наиболее ти-
пичными являются: изоклинальные и веерообразные складки, син-
клинории и антиклинории (рис. ПО). Они нередко прослеживают-
ся на протяжении многих десятков и даже сотен километров-
Изоклинальные складки — система складок с парал-
280
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
Рнс. 103. Полная складка
Рис. 104. Складчатые деформации толщ осадочных пород
Рис. 105. Элементы складки:
Я — ядро складки; Ш — шарнир; К — крыло;
АБВ — ось складки
Тектонические явления
281
Рис. 106. Разновидности складок
Рис. 108. Моноклиналь
АА ББ
Рис. 109. Брахискладки:
а — брахисинклиналь; б — брахиантиклиналь
Рис. ПО. Сложные складчатые структуры:
а — синклинорий; б — антиклинорий
282
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
лельными осевыми поверхностями и параллельным расположением
слоев на крыльях. Когда слои на крыльях крупной складки имеют
дополнительную складчатость, то структура называется анти-
клинорием или синклинорием.
Складчато-разрывные нарушения
К этой группе относятся чешуйчатые складки и складчато-над-
виговые структуры. Они характеризуются смятием и разрывами
слоев.
Чешуйчатые складки представ-
ляют серию разорванных на крыль-
ях складок и сдвинутых одна на
другую по плоскостям, более или
менее параллельным осевым плоско-
стям отдельных складок (рис. 111).
В случае надвиговой структуры
имеет место целая зона смещений,
состоящая из основной плоскости
Рис. 111. Чешуйчатые складки НЭДВИГа И СОПрОВОЖДЭЮЩИХ ее бо-
лее или менее мелких, но обычно
весьма многочисленных разрывов (рис. 112).
В горном деле различают: пологие пласты, когда угол наклона
поверхности не превышает 25°, наклонные пласты — 25—45° и
крутые пласты — более 45°.
Рис. 112. Две стадии возникновения надвига
Изображение тектонических нарушений в плане
Рассмотрим простейшие случаи залегания горных пород.
Горизонтальное залегание пород. Если местность равнинная
и слагается серией горизонтально залегающих пластов, то, оче-
видно, на плане может быть изображен только самый верхний
пласт. Подстилающие пласты будут видны лишь при пересечении
местности оврагами или речными долинами. В этом случае выхо-
ды пластов на поверхность будут изображаться в виде полос,
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
283
параллельно горизонталям местности (рис.
этих полос зависит от мощности пластов и от
уклона поверхности. Очевидно, чем мощнее пласт и
вытягивающихся
113, а). Ширина
величины
положе склон, тем шире будут
полосы выходов пластов и наобо-
рот.
Моноклинальное залегание
пластов. Выходы одинаково (мо-
ноклинально) наклоненных пла-
стов в условиях равнинной мест-
ности будут иметь вид парал-
лельных друг другу полос. Если
местность неровная, то полосы
выходов пластов будут пересе-
кать горизонтали местности
(рис. 113,6). Ширина полос вы-
ходов пластов зависит от мощ-
ности и угла наклона и уклона
поверхности местности (рис.
113, в).
Складчатое залегание пород.
Складка. Разберем пример, ког-
да шарнир складки параллелен
ее оси, а местность плоская, рав-
нинная (рис. 114). В этом случае
выходы пластов будут вытянуты
в виде полос, параллельных осям
складки. Наиболее молодые от-
ложения, расположенные в осе-
вой части синклинали, по обе сто-
роны от нее будут сменяться по-
лосами выходов все более и бо-
лее древних (подстилающих)
слоев. Обратная картина будет
наблюдаться у антиклинальной
Рис. 113. Выход слоев на горных склонахг
а — толща слоев, залегающих горизонталь-
но; б — толша слоев, залегающих моно-
клинально; в — толща слоев. стоящих
«на головах»
складки: в осевой части будут
выходить на дневную поверх-
ность наиболее древние слои, а
по обе стороны от нее последова-
тельно вытянутся полосы все бо-
лее и более молодых (перекрывающих) слоев. Ширина полос вы-
ходов слоев, как и в предыдущих случаях, зависит от мощности
пластов и угла их наклона.
Если местность пересеченная, то контуры выходов пластов бу-
дут уже не параллельными, а извивающимися, и тем в большей
степени, чем сложнее поверхность местности (см. рис. 113, в).
284
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
Брахискладки, как известно, характеризуются куполообразным
(брахиантиклиналь) или мульдообразным (брахисинклиналь) за-
леганием слоев. При пересечении таких складок поверхностью
Рис. 114. Блок-диаграмма
линейных складок
с горизонтальными
шарнирами I—I и 11—11
Земли получатся системы концентрически замыкающихся слоев
(см- рис. 109). При этом в ядре (в центре) брахиаптиклинали бу-
дут выходить наиболее древние, а по краям — более молодые
гж/ । ь таз
[
Рис. 115. Антиклиналь, разорванная
сдвигом:
1 — триас; 2 — юра; 3 — мел; 4 —
палеоген
Рис. 116. Антиклинальная складка, разорванная
сбросом:
а — опущено северо-восточное крыло; б — опущено
юго-западное крыло; 1 — триас: 2 — юра; 3 — мел;
4 — палеоген
наслоения. В центральной части брахисинклинали, наоборот, будут
наиболее молодые, а по периферии — более древние наслоения.
Складки, нарушенные разрывами. Контуры выходов пластов
значительно усложняются, если мы имеем дело со складкой, разо-
рванной сбросом или сдвигом. На рис. 115, 116 и 117 показаны
наиболее типичные случаи такого рода нарушений, цифрами по-
казаны номера слоев в последовательности от более древних к
более молодым.
Для того чтобы определить опущенную по сбросу часть склад-
ки, необходимо сначала установить синклиналь это или антикли-
Тектонические явления
285
наль, а затем проследить за изменением раствора крыльев склад-
ки. У антиклинали в сброшенной части раствор крыльев умень-
б
Рнс. 117. Синклинальные складки, разорванные
сбросом:
а — опущено северо-восточное крыло; б — опущено
юго-западное крыло; 1 — триас; 2 — юра; 3 — мел;
4 — палеоген
шается, у синклинали, наоборот, возрастает (под раствором
крыльев складок понимают ширину складки в сечении, нормаль-
ном к осевой плоскости).
Элементы залегания пластов
Для определения положения пластов в земной коре необходимо
знать условия залегания пласта и отметки поверхности Земли.
Положение горизонтального пласта в пространстве и глубину
залегания определяют по разности отметок поверхности Земли и
кровли пласта. Но так как отметка кровли пласта в данном слу-
чае постоянна, то глубина залегания пласта будет изменяться
только с изменением высотной отметки поверхности Земли.
Глубина залегания наклонного пласта зависит не только от
отметки поверхности Земли, но и от простирания, направления
падения и угла падения пласта.
Под простиранием пласта понимают линию пересечения по-
верхности пласта с горизонтальной плоскостью (рис. 118). Ази-
мут падения, азимут простирания и угол падения составляют
элементы залегания пласта.
Нетрудно догадаться, что простирание пласта имеет два зна-
чения, разница между которыми составляет 180°. Падение пласта
имеет всегда одно значение- Поэтому принято определять только
азимут падения пласта и угол падения пласта. Азимут же про-
стирания можно получить путем уменьшения или увеличения
азимута падения на 90°.
Элементы залегания пласта определяют горным компасом
(рис. 119). Прибор состоит из двух основных частей: магнитной
'286
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
стрелки с лимбом и отвеса (клинометра) с полулимбом. Северный
конец магнитной стрелки всегда зачернен. В центре стрелки нахо-
дится небольшое отверстие, в нем в осевой части оправы укреплен
Рис. 118. Работа с горным компасом:
а — нахождение линии простирания; б — определение ази-
мута простирания; в — определение угла падения; е —
определение азимута падения
твердый минерал (обычно рубин), которым стрелка ложится на
подставную иглу, устанавливаемую в центре пластинки прямо-
угольного сечения. Эта пластинка делается из амагнитного мате-
риала (пластмассы). К пластинке прикреплена на винтах оправа,
в которую вставлено стекло.
Под стрелкой находится просторное кольцо, укрепленное на
конце рычага. С помощью рычага и зажимного винта, находяще-
гося вне оправы, можно поднимать магнитную стрелку с подстав-
кой иглы и прижимать ее к стеклу. С помощью этого же устрой-
ства стрелка ставится в рабочее положение.
Внутри оправы укреплен лимб, представляющий собой
металлическое кольцо с градусными делениями от 0 до 360°. Лимб
.находится на высоте магнитной стрелки при ее «рабочем» положе-
нии. Диаметр внутреннего контура лимба на 0,5 мм больше длины
магнитной стрелки, что позволяет брать достаточно точные от-
счеты (отсчеты делаются по северному концу магнитной стрелки)-
В горном компасе, в отличие от обыкновенного, градусы нане-
сены против движения часовой стрелки, причем цифры 0 (360°)
л 180° нанесены на прямой линии, проходящей через конец под-
Тектонические явления
287
ставной иглы и параллель-
ной длинным сторонам пла*
стинки, на которой смонти-
рован компас.
На пластинке у внутрен-
него лимба нанесены обоз-
начения стран света: против
0°—С (север), против 90°—
В (восток), против 180° —
Ю (юг) и против 270°-—3
(запад); при этом Ви 3
оказываются расположенны-
ми обратно действительно-
му расположению стран
света. Это сделано с целью
ускорения производства от-
Рис. 119. Горный компас
счетов.
Для определения азимута падения пласта следует приложить-
южную короткую сторону компаса к линии его простирания (см.
рис. 118). Другими словами, при замере азимута падения пласта
компас всегда нужно держать северной (короткой) стороной по
падению пласта. Это правило следует из принятого порядка гра-
дуирования лимба и компаса, о котором говорилось выше.
Для определения величины угла наклона пласта к горизонту
служит отвес (клинометр), надетый на подставную иглу магнит-
ной стрелки, и полулимб, выгравированный на пластинке у внут-
реннего края лимба. Начало отсчета делений (0°) полулимба
приходится на точку В, а конец (90°) — на точки С и Ю этого-
лимба. В результате горизонтальное положение на пластинке со-
ответствует горизонтальному положению длинных сторон пластин-
ки компаса. По отношению к поверхности пласта она наблюдается
при совмещении длинной стороны компаса с линией простирания
пласта. В этом случае стрелка клинометра показывает на нуль
полулимба. При всяком ином положении пластинки по какой-либо
наклонной плоскости стрелка клинометра будет показывать вели-
чину угла падения в данном направлении. Максимальные пока-
зания клинометра на данной наклонной плоскости будут соответ-
ствовать углу падения плоскости (или углу падения пласта, если
данная плоскость — поверхность пласта).
Полученные значения элементов залегания пласта записывают
следующим образом: СВ 72°Z250, что означает — пласт падает на
северо-восток по азимуту 72° и под углом 25°
Элементы залегания пласта наносят на план в виде стрелки,
ориентированной по азимуту падения пласта, с показанием в конце
стрелки величины угла наклона пласта. Простирание пласта обо-
значается линией, перпендикулярной азимуту падения пласта.
Глава XXVI
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ (СЕЙСМИКА)
Наиболее тяжелые последствия для инженерных сооружений
связаны с разрывными (дизъюнктивными) тектоническими движе-
ниями земной коры. Последние сопровождаются мгновенными
сдвигами, скольжением и кручением, вызыва-
Рис. 120. Трещины
на горном склоне
Тянь-Шаня
ющими мощные подземные толчки — земле-
трясения. Землетрясения такого происхожде-
ния называют тектоническими.
Кроме тектонических землетрясений изве-
стны в у л к а нические, вызываемые взры-
вами вулканических газов и паров. Сила та-
ких землетрясений обычно невелика. Приуро-
чиваются они только к местам действующих
вулканов.
Еще более редки и слабы землетрясения,
возникающие от горных обвалов, провалов
сводов карстовых пустот и при некоторых
других денудационных явлениях. Такие земле-
трясения называют денудационными.
Мощные землетрясения тектонического
происхождения представляют грозное и раз-
рушительное явление природы; они всегда вы-
зывают чувство ужаса и полнейшей беспо-
мощности — вследствие внезапности_ появле-
ния и катастрофического течения событий.
Землетрясения сопровождаются образовани-
ем трещин на поверхности земли (рис. 120),
разрушением зданий и нередко человеческими
жертвами. Знаменитое Мессинское землетрясение 1906 г. стоило
жизни 150 тыс. человек. Японское землетрясение 1923 г. почти пол-
ностью разрушило города Токио и Иокогаму.
Моретрясение. Сотрясения и колебания земной коры происхо-
дят и на пространствах, занятых морем или океаном. Под море-
трясением понимают сотрясения, исходящие со дна моря и рас-
Землетрясения (сейсмика)
289
пространяющиеся в массе воды нередко в виде гигантских эллип-
тических волн — цунами. Скорость распространения цунами
очень велика — от 400 до 800 км!ч. В открытом океане цунами не
опасны, так как высота их волн при огромной длине (200—300 км)
невелика. Высота цунами растет по мере приближения к берегу
и достигает 20 м и более. Ударяясь о берег, цунами производят
большие разрушения береговых сооружений и судов.
Рис. 121. Сейсмограф системы Б. Б. Голицина
За последние 2,5 тыс. лет в Тихом океане отмечено более
300 цунами и около 30 в Атлантическом океане. Следует заметить,
что в прибрежных областях центр моретрясения может иногда
находиться на материке, а не на дне моря.
Моретрясения вызывают разрывы или смещения подводных
телеграфных линий. При сильном землетрясении в 1918 г. в Гре-
ции подводный кабель разорвался в двух местах, причем дно
настолько изменилось, что кабель пришлось прокладывать в дру-
гом направлении. Последующие землетрясения еще несколько раз
повреждали этот кабель.
Землетрясения — далеко не редкое явление. Ежегодно происхо-
дит, видимо, не менее 9000 землетрясений, из них 5000 ощу-
тимы для человека, а остальные регистрируются только чув-
ствительными приборами — сейсмографами (рис. 121). Эти при-
боры регистрируют время, силу и направление каждого удара
землетрясения. Основной частью сейсмографов является маятник,
который может качаться в горизонтальной или вертикальной пло-
скости. Колебания маятника передаются на рычажок с пером,
которым наносится тонкая линия на бумагу, намотанную на бара-
бан; последний вращается часовым механизмом. Эта линия, фикси-
рующая колебания, называется сейсмограммой (рис. 124).
10 П. А. Панюков, 3. Г. Перфильева
290
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
Землетрясения (сейсмика)
291
Силу землетрясений оценивают величиной ускорения частиц
земной поверхности под действием толчка землетрясений. По ве-
личине ускорения определяют балльность землетрясения
(табл.14).
Таблица 14
15а л л Землетрясение Краткая характеристика Ускорение частиц земной поверхности, мм {сек2
I Мик р осейсмич еское Обнаруживается только сейсмиче- скими приборами 2,5
2 Очень слабое Ощущается людьми редко 2,5—5
3 Слабое Сотрясение едва ощутимое 5—10
4 Умеренное Дрожание дверей, качание вися- щих предметов 10—25
5 Чувствительное Ощущается всеми людьми, нахо- дящимися в здании; спящие пробуждаются; часы с маятни- ком останавливаются 25—50
6 Сильное Ощущается всеми, падение пред- метов в домах, обвал штукатур- ки, легкие повреждения зданий 50—100
7 Очень сильное В стенах образуются трещины, падение дымовых труб 100—250
8 Разрушительное Повреждения и разрушения неко- торых зданий; вызывает панику 250—500
9 Оп устошитель ное Полное или почти полное разру- шение некоторых зданий 500—1000
10 Необыкновенно опустоши- тельное Разрушение многих зданий Образование трещин в земной ко- ре, горные обвалы и т. д. 1000—2500
11 Катастрофическое Полное разрушение каменных по- строек, мостовых опор, плотин; возникновение широких трещин в земной коре 2500—5000
12 Необыкновенно катастро- фическое Разрушение всех, даже наиболее устойчивых построек >5000
Районы, где происходят землетрясения, называются сейсми-
ческими. Область Тихого океана является наиболее активной
в сейсмическом отношении. В эту область входят Курильские
острова, Камчатка, Верхоянский хребет и вся область так назы-
ваемого Тихоокеанского огненного кольца. Средиземноморский
пояс, проходящий через горные системы Европы и Азии, является
второй областью по сейсмической активности. В эту область вхо-
дят сейсмические районы Средней и Центральной Азии, Прибай-
калья, Крымско-Кавказской системы, Балкан, Альп, Аппенин,
Пиринеев. 68% всех землетрясений приходится на Тихоокеанское
кольцо и 20% — на Средиземноморский пояс (рис. 122).
Ю-
292
Основы геодинамики (эндогенные геологические процессы)
Очаг, из которого исходят толчки землетрясений, называется
гипоцентром или фокусом землетрясения. Гипоцентр рас-
полагается на различных глубинах. В зависимости от этого раз-
личают землетрясения: поверхностные с гипоцентром на глубине
до 10 км; нормальные — от 10 до 120 км; промежуточные — до
300 км; глубокофокусные — более 300 км.
Гипоцентр
Рис. 123. Гипоцентр и эпицентр землетрясений
На территории СССР около 36% всех землетрясений состав-
ляют поверхностные, 46% —нормальные и 18% —-промежуточные.
Глубокофокусные землетрясения очень редки.
Проекция гипоцентра землетрясения на земную поверхность
называется эпицентром (рис. 123).
От гипоцентра при землетрясениях распространяются три типа
упругих волн: продольные Р — в виде сжатия и расширения
вещества в направлении распространения волн, поперечные S—
в виде периодических сдвигов вещества в направлении, перпенди-
кулярном распространению самой волны, и поверхностные L, воз-
никающие на земной поверхности, как на свободной границе
упругой среды — земной коры. С наибольшей скоростью (более
6 км/сек} распространяются продольные волны, с наименьшей —
поверхностные (около 3,85 км/сек}. Скорость распространения
поверхностных волн составляет примерно 0,93 скорости продоль-
ных.
Изучение сейсмограмм (рис. 124) позволяет различать началь-
ную (первую), главную (вторую) и заключительную (третью)
фазы землетрясений. Первую фазу землетрясения вызывают про-
дольные и поперечные самые быстрые колебания, раньше всех
достигающие точки наблюдения. Первая подфаза первой фазы
вызывается продольными волнами. Приходящие несколько позже
поперечные волны дают вторую подфазу первой фазы- Появление
наиболее медленных волн L служит началом главной фазы земле-
трясений. Далее следует фаза затухания сейсмических колебаний.
Упругие волны в упругих средах распространяются во все
стороны. Если соединить волны, вышедшие одновременно из гипо-
Землетрясения (сейсмика)
293
центра, то получим сферическую поверхность, называемую гомо-
сейсмической.
Линии, перпендикулярные гомосейсмической поверхности, по-
казывают направление распространения волн и называются сей-
смическими лучами. Угол между сейсмическим лучом и поверх-
ностью Земли называется углом сейсмического удара. Чем
Рис. 124. Сейсмограмма
больше этот угол, тем сильнее опрокидывающее действие сейсми-
ческих колебаний.
Степень сотрясения от сейсмических колебаний зависит от
амплитуды и периода колебаний. Она увеличивается с рыхлостью
горных пород. Если степень сотрясения для гранитного массива
и других кристаллических горных пород принять за 1, то для
песчано-щебенистых отложений она составит 3—6, для глинистых
пород 5—12 и для неустойчивых болотных отложений и плыву-
нов 8—16.
Асейсмическое строительство. В сейсмических районах строи-
тельство следует вести с соблюдением особых правил и требова-
ний противосейсмического (асейсмического) строительства. В за-
висимости от степени сейсмичности (балльности землетрясений)
данного района необходимо внести те или иные изменения в обыч-
ные конструкции зданий и сооружений. В сейсмических районах
фундаменты зданий должны закладываться на прочных, корен-
ных породах. Несущие конструкции (стены, колонны) делаются
жесткими, армированными и с ними прочно соединяются легкие
перекрытия. Нельзя использовать карнизы, балконы, выступы и
другие легко обрушающиеся конструктивные элементы. Кладку
печей, дымоходов закрепляют проволокой или полосовым железом.
В плане здания должны иметь простую конфигурацию, лучше
овальную или квадратную- Ширина улиц и размеры площадей
должны быть увеличены.
Рис, 125 Карта сейсмического районирования территории СССР (Институт физики Земли ЛИ СССР)
Цифрами обозначена балльность землетрясений
294 Основы геодинамики (эндогенные геологические прочее- ы)
Землетрясения (сейсмика)
295
Соблюдение правила сейсмического строительства особенно
важно для рудников и шахт. Крепление горных выработок в сей-
смических районах должно быть усилено. Не допускается хране-
ние излишнего количества взрывчатых и горючих веществ. Обяза-
тельны запасные водоотливные и вентиляционные средства, защит-
ные камеры с особо прочной крепью на случай завала и
разрушения горных выработок.
Наука о землетрясениях называется сейсмологией. Важ-
нейшей задачей этой науки является создание теории прогноза
(предсказания) землетрясений. Но эта задача в настоящее время
еще далека от решения.
Принципиально возможны следующие пути краткосроч-
ных прогнозов землетрясений:
1. Стационарные наблюдения за ходом развития колебательных
движений земной коры. В моменты, непосредственно предшеству-
ющие землетрясениям, часто наблюдаются резкие и частые из-
менения в направлении и скорости наклонов земной поверхности—
так называемые бури наклонов. Поэтому с помощью высокочув-
ствительных приборов — наклономеров иногда удается предсказать
землетрясение.
2. Стационарные наблюдения за развитием напряжений в зем-
ной коре. В период, предшествующий землетрясению, концентри-
руются и возрастают напряжения в горных породах. Вследствие
этого изменяются упругие свойства горных пород и скорости рас-
пространения упругих волн через их толщи-
3. Наблюдения упругих колебаний различного характера, в
том числе звуковых, развивающихся в период подготовки земле-
трясения. С помощью специальных высокочувствительных прибо-
ров— геофонов можно заранее уловить момент наступления
землетрясения.
4. Наблюдения за магнитными возмущениями, иногда предше-
ствующими сейсмическим толчком, а также за появлением элек-
трических токов, которые возбуждаются в земной коре под дей-
ствием нарастающих напряжений и деформаций (пьезоэлектри-
ческий эффект).
Краткосрочные прогнозы землетрясений в подземных условиях
можно сделать по систематическому повышению горного давления»
усилению явлений отскакивания обломков горных пород и угля от
забоя и некоторым другим явлениям, сопровождающимся нередко
звуковыми эффектами (треском, нарастающим гулом и т. д.),.
легко уловимыми заранее с помощью геофонов.
Для того чтобы знать максимальную силу землетрясений в
том или ином районе, составляют карты сейсмического райониро-
вания (рис. 125).
РАЗДЕЛ СЕДЬМОЙ
ГОРООБРАЗОВАТЕЛЬНЫЕ
ПРОЦЕССЫ И ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ
ИСТОРИЯ ЗЕМЛИ
Глава XXVII
СХЕМА ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ
И СТРУКТУРНЫЕ ЭТАЖИ
ГОРНОСКЛАДЧАТЫХ СООРУЖЕНИЙ
Горообразование, иначе орогенез, относится к самым величест-
венным явлениям геологической жизни нашей планеты. В горооб-
разовательных процессах участвуют и достигают предельной силы
и размаха все известные нам геологические процессы — колеба-
тельные и дислокационные движения земной коры, магматизм и
метаморфизм горных пород, землетрясения, процессы денудации
и осадконакопления. В результате горообразовательных процессов
возникают горноскладчатые сооружения. Главнейшими особенно-
стями последних являются линейная вытянутость на многие сотни,
тысячи и даже десятки тысяч километров при относительно не-
большой ширине, весьма сложное геологическое строение и пере-
сеченный горный рельеф.
К величайшим горноскладчатым системам относятся Анды и
Кордильеры, образующие высокогорное обрамление Американ-
ских материков, Тихоокеанский пояс горноскладчатых сооружений,
расположенный вдоль восточного края Азиатского материка, и
Европейско-Азиатский пояс, протянувшийся через всю Западную
и Южную Европу, Южную и Центральную Азию до берегов Ти-
хого океана.
Все известные нам горноскладчатые сооружения находятся на
различных стадиях своего развития- Так называемые островные
дуги западной окраины Тихого океана—-Алеутская, Курильская,
острова Рю-Кю, Индонезийские и некоторые другие представляют
собой вершины гигантских горных цепей, на наших глазах под-
нимающихся со дна океана. В непосредственной близости от них
прослеживаются зоны сильнейшей сейсмической активности и
крупнейших гравитационных аномалий. Все это свидетельствует о
крайней неустойчивости, мобильности (подвижности) и высокой
активности современных горообразовательных процессов на за-
падной окраине Тихого океана.
Схема геологического развития и структурные этим и
297
Горные цепи восточной окраины Тихого океана (Кордильеры
и Анды), а также Европейско-Азиатской складчатой зоны нахо-
дятся в зрелом состоянии. Они характеризуются высокогорным
рельефом альпийского типа и завершенностью процессов горооб-
разования. Тектоническая жизнь таких поясов проявляется глав-
ным образом в форме блоковых перемещений по разломам земной
коры, сопровождающихся землетрясениями. Разломы облегчают
возобновление эффузивного магматизма андезитового или более
кислого состава.
Многие горноскладчатые сооружения находятся на различных
стадиях последующей денудации, разрушения.
Горноскладчатые сооружения приурочиваются или к краевым
зонам континентов, или же располагаются на стыке соседних
континентальных областей земной коры. В первом случае они со-
ставляют краевое горноскладчатое обрамление материка, во вто-
ром— образуют своеобразный шов, соединяющий воедино сосед-
ние континенты. Соответственно можно различать горносклад-
чатые сооружения краевого и меж материкового
(или средиземно морского) типов. К первому типу
горноскладчатых сооружений относятся Анды и Кордильеры. Урал,
соединяющий воедино Восточно-Европейский и Сибирский конти-
ненты, и Европейско-Азиатский горноскладчатый пояс, соединяю-
щий Африканскую и Индийскую континентальные области с
Восточно-Европейской, Сибирской и Китайской материковыми об-
ластями, относятся к горноскладчатым сооружениям межматери-
кового типа.
Примечательной особенностью краевых и межматериковых
поясов является их способность активизироваться, т. е- приобре-
тать в ходе своего развития высокую подвижность, мобильность.
Первая (начальная) стадия активизации этих поясов характе-
ризуется интенсивным дроблением земной коры разломами глу-
бокого заложения и регионального простирания (рис. 126).
Современным аналогом такого рода зон разломов, по-видимому,
являются островные дуги Тихоокеанского побережья Азиатского
материка. Сравнительно спокойный рельеф ложа океана по мере
приближения к ним усложняется котловинами и поднятиями,
вытянутыми согласно общему направлению всей зоны. Сами ост-
ровные дуги приурочены к сводовому поднятию и представляют
собой цепи вулканических гор, «посаженных» на сводовое под-
нятие. Прилегающие к ним участки испытывают интенсивное опу-
скание.
С внешней стороны островные дуги отделены от ложа океана
глубоководными океаническими рвами, желобами. Последние про-
ходят по границе сегментов земной коры океанического и конти-
нентального типов. На глубине эта пограничная область представ-
лена гигантской зоной разлома в районе Курильских и Японских
298 Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
островов, падающей в сторону Азиатского материка под углом
40°. Выход этой пограничной зоны на дно океана фиксирован
упомянутыми океаническими рвами. Геологические данные сви-
детельствуют о том, что в пограничной зоне разлома происходит
надвигание азиатского континента на дно Тихого океана. Зона
хорошо фиксируется локализацией очагов землетрясений.
Рис. 126. Современные надвиги у границы Тихого океана
А- Н. Заварицкий отметил, что гряды вулканических островов
располагаются над пограничной зоной, причем расстояние по
вертикали от вулкана до нее составляет 100—150 км. Очевидно,
что эти вулканы питаются магматическими массами, поступающи-
ми по ответвлениям (апофизам) глубинных разломов.
Механизм образования зон региональных разломов пока не-
ясен. Одно несомненно, что он связан с особым структурным
положением их на стыке сегментов земной коры, отличающихся
не только по своему строению, но также по направленности гео-
логических процессов и, следовательно, по вещественно-энергети-
ческим превращениям. В подобных условиях неизбежно возникают
напряжения. Так как структурная неоднородность среды здесь
имеет региональный характер, то и напряжения, и вызываемые
ими деформации неизбежно приобретают также региональный
Схема геологического развития и структурные этажи
299
характер. Такова в основном природа появления и активизации
зон региональных разломов.
Очевидно, с повышением контрастности состояний и свойств
соседних сегментов земной коры должна повышаться интенсив-
ность активизации геологических процессов. Глубина заложения
зон региональных разломов свидетельствует о том, что различия
в строении и направленности вещественно-энергетических превра-
щений распространяются очень глубоко в верхнюю мантию Земли.
Соответственно причину тектонической активизации надо искать
в процессах, совершающихся в верхней мантии и возникающих
в ней во взаимодействии с земной корой. Поэтому является спра-
ведливым выделение верхней мантии и земной коры в особую
оболочку — тектоносферу.
Региональные разломы и ответвления от них порождают и
активизируют магматические процессы. Магматические излияния
на данной стадии имеют основной и ультраосновной характер, со
временем сменяющийся излияниями андезитового состава. Ос-
новные магмы начинают подниматься с глубины, значительно пре-
вышающей мощность земной коры, — из верхней мантии. По
современным представлениям на этой глубине происходит выплав-
ление вещества мантии с образованием оливиново-базальтовой
лавы и последующих отщеплений (дифференциатов) ее. Как уже
отмечалось, наиболее вероятной областью глубинного магмообра-
зования является слой пониженных скоростей распространения
сейсмических волн, располагающийся в интервале глубин 60—
260 км-
С появлением обширных очагов магмообразования и регио-
нального раздробления земной коры создаются условия для эффу-
зивного магматизма по преимуществу типа трещинных излияний.
Одновременно активизируются другие виды миграции вещества
из глубинных областей и повышается плотность теплового потока,,
поступающего из недр Земли. Все это приводит к дальнейшей
активизации вещественно-энергетических превращений и повыше-
нию мобильности зон региональных разломов. Внешним проявле-
нием такой направленности геологических процессов является
активизация тектонических движений, повышение их интенсив-
ности и контрастности.
В зонах максимального проявления магматизма возникают
цепи вулканических гор, растущие по мере поступления магмати-
ческих расплавов. Примерами их являются отмеченные выше дуги-,
вулканических островов Восточно-Азиатского пояса. В соседних
с ними областях прогибов, океанических впадин и желобов отмЦ'-
чается интенсивное осадконакопление.
Ширина и протяженность зон прогиба и разделяющих-; их ва-
лов то сужаются, то, наоборот, несколько расширяются и. удлиня-
ются. Изменяется и число этих зон. В одних зонах протекает
зоо-
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
активная геологическая жизнь, в других, только что зародивших-
ся, происходит активизация геологических процессов.
Общими чертами, объединяющими эти зоны в единую систему,
являются высокая активность колебательных движений при об-
щей тенденции к погружению и мощное осадконакопление. Такие
высокоподвижные участки земной коры с контрастными, диффе-
ренцированными движениями, с преимущественным общим опу-
сканием и накоплением мощных толщ осадочных горных пород
называются геосинклиналями (рис. 127).
Рис. 127. Схема развития горноскладчатого сооружения краевого
типа:
а — начальная стадия — зарождение зоны регионального раз-
лома и дробления в пограничной области земной коры матери-
кового и океанического типов; б — собственно геосинклинальная
стадия; погружение (прогибание) зоны регионального дробле-
ния земной коры и накопление мощной толщи осадков; в —
стадия инверсии геосинклинальной области в горноскладчатое
сооружение; а — стадия воздымання геосинклинальной области
и превращения ее в горноскладчатую систему
Схема геологического развития и структурные этажи
301
Вторая стадия развития горноскладчатых сооружений харак-
теризуется преимущественным опусканием и накоплением толщ
горных пород мощностью до 8—12 км в областях особенно интен-
сивного погружения. Поэтому вторую стадию следует рассматри-
вать как собственно геосинклинальную.
Третья стадия развития горноскладчатых сооружений начи-
нается с момента, когда общая тенденция к погружению геосин-
клинальнои области сменяется ее воздыманием- Эту стадию при-
нято называть стадией обращения или инверсии геосинкли-
нали в геоантиклиналь.
Общей инверсии предшествуют местные инверсии, зарождаю-
щиеся в осевых частях прогибов. Лишь со временем устанавли-
вается общая тенденция к поднятию, хотя интенсивность воздыма-
ния остается крайне непостоянной в разных частях системы и на
разных этапах инверсии. Одновременно с восходящими движе-
ниями происходят смятия горных пород в сложные системы скла-
док и глубокие метаморфические преобразования горных пород.
Эффузивный магматизм сменяется внедрениями гипабиссальных,
а затем абиссальных интрузий все более и более кислого состава.
Столь существенные перемены в эволюции геосинклинальной
области сопровождаются перемещением зон активизации из под-
коровых областей в низы земной коры. Эта активизация выра-
жается в явлениях ультраметаморфизма и гранитизации первич-
но осадочных горных пород, формировавшихся в условиях гео-
синклинального прогиба земной коры.
Осадочные горные породы таят в себе значительные энергетиче-
ские ресурсы, накопленные в процессе их образования (см. гл. VI).
Эти энергетические ресурсы осадков могут перейти из потенциаль-
ного состояния в кинетическое при явлениях метаморфизма, уль-
траметаморфизма. гранитизации и последующей кристаллизации
магматических расплавов. Экспериментальные исследования пока-
зали, что образование гранитной магмы за счет первично осадоч-
ных (метаморфических) горных пород начинается в присутствии
паров воды уже при 600—700е С. Следовательно, ультраметамор-
физм и гранитизация первично осадочных горных пород и образо-
вание магмы гранитного состава происходят уже при относительно
низких температурах и, очевидно, на сравнительно небольших
глубинах.
С наступлением стадии ультраметаморфизма и гранитизации
первично осадочных горных пород дальнейшее прогибание геосин-
клинали становится невозможным хотя бы потому, что при этом
первоначальный объем горных пород увеличивается до 10%
(Д. Кеннеди, В. И. Лебедев и др.).
Инверсия геосинклинали с этого момента становится неизбеж-
ной. Энергетические ресурсы мощных толщ осадочных горных
пород геосинклинальных прогибов оказываются достаточными для
302
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
того, чтобы произвести титаническую работу по общему поднятию
геосинклинальной системы, ультраметаморфизму и плавлению
горных пород, массовой миграции вещества из зон ультрамета-
морфизма и магмообразования и, наконец, смятию многокиломет-
ровой толщи геосинклинальных накоплений в системы складок,
усложненных разрывными нарушениями типа надвигов, покровов
и других. Дополнительным энергетическим источником названных
превращений служат глубинные (подкоровые) области.
Продолжительность развития геосинклиналей разная. Одни из
них развиваются в течение одного-двух геологических периодов,
другие (например, Верхоянско-Колымская горноскладчатая си-
стема)— в период времени, соответствующий эре. Длитель-
ность эволюции геосинклинальных областей
находится в прямой зависимости от интенсив-
ности осадконакопления и погружения.
Мощность геосинклинальных толщ обычно составляет 8—12 км.
Инверсия в геосинклиналях наступает тогда, когда мощность оса-
дочной толщи достигает примерно этих критических значе-
н и й- Поэтому продолжительность второго этапа накопления
осадка и погружения занимает значительную часть времени от
общей продолжительности развития геосинклинали. Последующий
за ним этап инверсии значительно короче. Он соответствует этапу
складчатости и характеризуется максимальной напряженностью
всех эндогенных геологических процессов — тектонических, магма-
тизма, метаморфизма горных пород, землетрясений.
Следует отметить, что развитие некоторых геосинклинальных
областей не завершается складкообразованием даже на протя-
жении нескольких геологических эр. Таковы, например, области
погружения типа тех, которые окаймляют Атлантический и Индий-
ский океаны и развиваются с начала палеозоя.
Следует особо остановиться на горных сооружениях срединно-
океанического типа. Они, по-видимому, образуют системы обще-
планетарного значения (рис. 128). Общепланетарный характер их,
очевидно, свидетельствует о том, что своим происхождением они
обязаны процессам планетарного значения. Не исключено, что
ими являются процессы разуплотнения и подъема вещества ман-
тии, т. е. явления расширения мантийной оболочки. Растягиваю-
щие напряжения в консолидированной земной коре, развиваю-
щиеся в сводовых частях срединно-океанических валов, вызывают
появление желобов (рифтов) с отвесными бортами и плоским
дном, очерченным изобарами в 5—6 км и более. Эти желоба
сопровождаются грядами вулканических гор, вершины которых
нередко выступают над уровнем океана в виде островов- Послед-
ние построены исключительно из лав оливино-базальтового со-
става и в малой мере — продуктов дифференциации этих лав.
Большая удаленность срединно-океанических зон разломов и
Схема геологического развития и структурные этажи
303
магматизма от материков исключает возможность формирования
мощных толщ осадочных пород и, следовательно, вступление их в
стадию геосинклинального развития. Очевидно, срединно-океани-
ческие хребты являются догеосинклинальными образованиями.
Таким образом, формирование мощных (до 8—12 км и более)
толщ осадков является непременным условием вступления зон
региональных разломов земной коры в стадию геосинклинального
развития.
Последующая (четвертая) стадия развития геосинклинали
является естественным продолжением третьей. Однако в харак-
тере движений земной коры происходят существенные изменения.
Волнообразно-колебательные движения, столь характерные для
предшествующего этапа, сменяются постепенно относительными
перемещениями отдельных блоков земной коры по более или ме-
нее вертикальноориентированным разломам. С появлением такой
«глыбовой тектоники» связана новая активизация эффузивного
магматизма и сейсмических явлений. Магматизм на данной ста-
дии приобретает в основном характер вулканизма центрального
типа. Влияние глубинных разломов сказывается в цепочном рас-
положении вулканов и нередко одновременном возобновлении
извержений, как это наблюдается в настоящее время в Андах.
Изменяется и состав лав; они представлены лавами среднего
(андезитового) и кислого состава (липариты, кварцевые порфи-
ры). Очевидно, это обусловлено перемещением очага магмообра-
зования из подкорового субстрата в земную кору, о чем уже
говорилось выше.
Геосинклинальная область на данной стадии своего развития
превращается в высокогорную страну. Вместе с этим возрастает
роль экзогенных геологических процессов, а эндогенные процессы
постепенно затухают. Широкое распространение получают гигант-
ские по своим масштабам оползневые деформации горных скло-
нов, крайне усложняющие условия залегания пород, участвующих
в этих деформациях. Наряду с ними получают развитие очень
своеобразные деформации, захватывающие лишь отдельные комп-
лексы геологического разреза — соленосные и угленосные толщи
и толщи глинистых образований- Указанные толщи легко подда-
ются пластическим деформациям под действием неравномерного
распределения давлений от веса вышележащих пород. Такие яв-
ления называются д и а п и р и з м о м *. Гигантских масштабов
достигают эрозионные процессы и процессы выщелачивания гор-
ных пород (карст).
Продукты денудации горноскладчатого сооружения частично
накапливаются в межгорных депрессиях, но в основном выносятся
* Диапиризм — процесс выдавливания пластических пород и протыкания ими
вышележащих более, жестких пород вплоть до поверхности Земли.
304
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
за пределы горноскладчатого сооружения. Денудация превращает
высокогорную складчатую страну в низкогорную, затем крупно-
сопочную и, наконец, холмисто-равнинную складчатую страну.
В последней горноскладчатое сооружение денудировано до глубо-
чайших «корней». На поверхность Земли выходят горные породы,
образовавшиеся в глубоких зонах метаморфизма (кристалличе-
ские сланцы), ультраметаморфизма (мигматиты) и гранитизации.
Такова схема развития горообразовательных процессов и горно-
складчатых сооружений. Само собой разумеется, что действитель-
ная история последних отличается значительно большей слож-
ностью и многофазностью каждого отдельного этапа.
/ — шельф; 2 — материковый
Рис. 128. Схема
склон; 3 — склоны котловин: 4 — океанические котловины:
окраинных морей: 9 — крупные
Схема геологического развития и структурные этажи
305
Структурные этажи геологического разреза горноскладчатых
сооружений. В геологическом разрезе горноскладчатых сооруже-
ний различаются вполне самостоятельные комплексы (толщи)
горных пород, образовавшиеся на отдельных этапах развития гео-
синклинали. Их принято называть структурными этажами
геологического разреза.
Нижний структурный этаж образуется на первых двух этапах
развития горноскладчатого сооружения. Его слагают сильно ме-
таморфизованные и дислоцированные первично осадочные и маг-
матические горные породы. Выходы этих пород на земную поверх-
ность нередко приурочены к так называемым срединным
рельефа дна океанов
5 — глубоководные желоба; 6— подводные поднятия; 7 — валы и хребты; 8 — котловины
разломы, 10 — атоллы; 11 — гайоты
306 Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
массивам, выступающим в виде более или менее значительных
островков кристаллических пород в наиболее приподнятых и раз-
мытых зонах горноскладчатого сооружения или же прикрытых
чехлом лишь новейших осадочных образований. На преобладаю-
щей части горноскладчатого сооружения породы нижнего струк-
турного этажа залегают под многокилометровой толщей пород,
сформировавшихся на последующих стадиях развития геосинкли-
нали.
В составе второго структурного этажа выделяются разнород-
ные вулканические и песчано-глинистые образования, толщи кар-
бонатных пород (известняков, доломитов) и так называемого
флиша.
Флиш — это очень мощные, монотонно и циклично построенные
толщи морских осадков. Они накапливаются в фазы интенсивного
•погружения и состоят из слоев разнородных пород, чаще мерге-
лей, аргиллитов и песчаников. При этом порядок чередования
повторяющихся петрографических типов пород в каждом флише
строго определенный.
Породы второго структурного этажа собраны в сложные склад-
ки типа синклинориев и антиклинориев, разорваны на отдельные
блоки, пачки и чешуи нередко с очень значительными относитель-
ными смещениями.
Четвертая стадия развития горноскладчатой области фикси-
руется в геологическом разрезе очень интересной и своеобразной
толщей пород, которая получила наименование моласс. Отло
жения типа моласс заполняют межгорные пространства (впадины,
котловины, грабены) и краевые прогибы. Последние возникают в
зоне, пограничной между образовавшейся горноскладчатой зоной
и соседней с ней платформой. Сложены молассы преимущественно
осадочными породами (песчаниками, конгломератами, соленос-
ными комплексами, туфами и туфопесчаниками, глинами, реже
мергелями, иногда прослоями известняков).
В процессе накопления в условиях горных склонов молассы
нередко подвергались оползневым смещениям и вследствие этого
местами обнаруживают весьма сложное внутреннее строение.
Толщи моласс, составляющие третий структурный ярус, фор-
мируются за счет продуктов разрушения горных массивов, окру-
жающих межгорные пространства. Существенную роль в строении
моласс, заполняющих краевые прогибы, играют также продукты
денудации соседней материковой области. С зонами развития
молассовых комплексов иногда связаны интрузии гранитоидов.
Они — самые молодые и последние во времени проявления грани-
тоидного магматизма в горноскладчатой области. С затуханием,
а затем полным исчезновением проявлений гранитоидного магма-
тизма происходит постепенное затухание и всех других проявлений
геологической активизации горноскладчатой области.
Глава XXVIII
ЭПОХИ ГОРООБРАЗОВАНИЯ.
ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЕДИНИЦЫ
ЗЕМНОЙ КОРЫ.
ТЕКТОНИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ
ТЕРРИТОРИИ СССР
Горноскладчатые сооружения отличаются одно от другого
прежде всего по времени своего образования. Время их образо-
вания обычно принято датировать этапом инверсии геосинкли-
нали, соответствующим главной эпохе складчатости-
В докембрии было несколько эпох горообразования, в настоя-
щее время еще недостаточно изученных. Палеозойская эра озна-
меновалась двумя эпохами горообразования: н и ж н е п а л е о з о й-
ской (каледонская складчатость) и верхнепалеозойской
(герцинская, или варисцийская, складчатость). В мезокайнозой-
ское время имели место мезозойская (древнеальпийская, или
киммерийская складчатость), и кайнозойская (юноальпий-
ская складчатость) эпохи горообразования.
Главная фаза каледонской складчатости в истории многих
горноскладчатых сооружений совпадает с силуром, герцинская—
с концом палеозоя (верхняя пермь), древнеальпийская—с юрским
периодом. Юноальпийская складчатость началась в конце мело-
вого периода и продолжается в настоящее время.
В ходе эволюции геосинклинальной области в горноскладча-
тую, а затем холмисто-равнинную складчатую страну происходит
превращение земной коры океанического типа в земную кору
типично материкового строения. В результате после каждой
эпохи горообразования происходит прираще-
ние земной коры материкового типа и соответ-
ственно сокращение площади, занятой земной
корой океанического типа. Такова общая направлен-
ность эволюции земной коры.
Геологические данные показывают, что отдельные зоны геосин-
клиналей не фиксированы, а смещаются в ходе геологического
308
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
времени в новое положение, создавая картину миграции гео-
синклинали. Перемещение геосинклинали осуществляется
путем появления прогибов и разделяющих их валов во внешнем
поясе геосинклинали- В то же время ранее образовавшиеся зоны
завершают этап геосинклинального развития и превращаются в
краевое горноскладчатое обрамление континента. Продукты дену-
дации его выносятся во вновь образовавшиеся зоны прогибания,
тем самым создавая необходимое условие для последующей эво-
люции их в новый, более молодой пояс горноскладчатых соору-
жений, нт. д. Такшаг за шагом происходит г е о с ин-
клин а ль и а я переработка земной коры о к е а н и-
Рис. 129. Схематическая
I —докембрийские платформы: II — каледониды; Ш - герциниды;
Эпохи горообразования. Основные структурные единицы земной коры.
309
ческого типа в земную кору материкового
типа.
Высоко приподнятый над ложем Мирового океана «гранитный»
цоколь современных континентов построен из первично осадочных
и магматических горных пород, глубоко метаморфизованных и
интенсивно дислоцированных в допалеозойские эпохи горообразо-
ваний и интрудированных абиссальными и гипабиссальными внед-
рениями гранитов, гранодиоритов, сиенитов и некоторых других
типов магматических пород.
О положении этих древнейших геосинклиналей и горноскладча-
тых сооружений можно судить по распространению и простиранию
тектоническая карта мира:
IV — мезозоиды: V — альпиды и альпийские геосинклинали
310 Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
разнообразных комплексов докембрийских горных пород, в насто-
ящее время выходящих на земную поверхность в областях щитов
(см. гл. IV и ниже). На преобладающей части континентов, состав-
ляющих плиты, указанные породы залегают под толщей более
молодых (палеозойских и мезокайнозойских) образований преи-
мущественно осадочного происхождения. Чехол осадочных горных
пород в этих областях образует верхний структурный этаж плит.
Как известно, щиты и плиты объединяются общим понятием
платформы. Каждому континенту обычно отвечает одна плат-
форма (рис. 129). Таковы Восточно-Европейская (Русская) 5 Се-
веро-Американская (Канадская) 1, Южно-Американская (Бра-
зильская) 3, Африканская /2 и др. В пределах самого крупного
Азиатского континента выделяются Северо-Азиатская (Сибир-
ская) 6 и Южно-Азиатская (Китайская) 8 платформы. Перечис-
ленные платформы объединены воедино поясами горноскладчатых
сооружений каледонского, герцинского и альпийскго возрастов.
Осадочные горные породы, залегающие на допалеозойских
кристаллических горных породах и составляющие второй струк-
турный этаж платформы, залегают горизонтально пли с ничтож-
ным наклоном (0,5—2°). Имеющиеся здесь нарушения типа флек-
сур, сбросов, иногда образующих грабены и горсты, являются
лишь пассивной реакцией на глыбовые деформации кристалличе-
ского фундамента. В районах распространения соленосных, угле-
носных и некоторых глинистых толщ иногда наблюдаются явления
диапиризма (рис. 130).
Докембрийские платформы являются важнейшими структур-
ными элементами земной коры. Но кроме докембрийских плат-
форм имеются аналогичные им образования, сформировавшиеся
на последующих этапах тектонического развития. Земли. Возраст
последних определяется также по возрасту складчатого основания,
т. е. нижнего структурного этажа. Примером более молодой плат-
форменной области является Западно-Сибирская низменность, со
складчатым основанием верхнепалеозойского, герцинского возра-
ста. Такие платформы, в отличие от докембрийских, называются
эпигерцинскими. Платформенный чехол здесь представлен мощной
(до 4—6 юи) толщей мезокайнозойских осадочных горных пород.
Следующими важнейшими структурными элементами матери-
ковой земной коры являются горноскладчатые сооружения раз-
личного геологического возраста: нижнепалеозойские (каледонн-
ды), верхнепалеозойские (герциниды) и мезокайнозойские (аль-
п иды).
Горноскладчатые сооружения каледонского возраста (Кале-
дон иды) сохранились в структуре земной коры и отчасти в
рельефе в виде небольшой дуги, обрамляющей Сибирскую плат-
форму с юга (Саяно-Прибайкалье), вдоль северо-западного края
Эпохи горообразования. Основные структурные единицы земной коры.
Русской платформы, от Шотландии до берегов Шпицбергена и в
некоторых других пунктах земного шара. Они образовались в
кембрии, ордовике и силуре- Самые крупные фазы складчатости
в разных системах каледонид были в конце кембрия — в начале
силура, между ордовиком и силуром и, наконец, в конце силура.
Рис. 130. Диапир углисто-глинистой толщи на Байдаков
г ком угольном карьере (Днепровский буроугольный
карьер)
Герцинские горноскладчатые сооружения (герциниды) развиты
значительно шире, чем каледониды, и занимают обширные про-
странства между Русской, Сибирской и Китайской платформами.
Они прослеживаются к западу от Русской платформы (Испания.
Франция), к востоку от Канадской платформы (Аппалачи), к югу
от Бразильской платформы и к востоку от Австралийской плат-
формы.
Герциниды формировались в период времени от девона до пер-
ми включительно. Главные фазы герцинской складчатости про-
исходили между верхним девоном и нижним карбоном, между
нижним и средним карбоном, между средним и верхним карбоном,
между нижней и верхней пермью и между пермью и триасом.
Указанные фазы складчатости сопровождались крупными транс-
грессиями и регрессиями на соседних платформах и в конечном
счете завершались общей регрессией на всех современных конти-
нентах.
Герциниды в пределах Западно-Сибирской низменности сильно
денудированы и абрадированы. На эродированной поверхности
герцииид залегают нормальные осадочные горные породы мезо-
кайнозойского возраста. Иными словами, в данной области герци-
ниды преобразованы в эпигерцинскую плиту, с характерным для
всех плит двухъярусным строением.
Нижний структурный ярус (основание) сложен палеозойски-

Эпохи горообразования. Основные структурные единицы земной коры. 313

р та та
С ч S
а
е*1Н
ЧОЙ
О Я
w S’ О ni
ял g 6 § £ £
nt- 2 = §• £
=^SSa
S"£us
S м
S та
5^
х§
6 £ та
х о >5
та х>>
та
tr
2
$ К СО
X
а зх
х я а
в© си
X та
К S
S X
* К х
о s S
к: - Г?
та ч та
S Sa
. - — W IV ,нн ш 'sC
£ ок*
X Д “ “
3* X О

и ясч
2 ®
та ? (- * и
s = та ®. 5
z х
5s£
« Э
о
S«W 1 §о.?
x^guoa&
s х ..2 х сс
X та н
та s Ч
wi W 13 • •- __ —
та йо S
_ S Я\о Ч ®
Р.3
та Ч
х та
5<
s§
м та "
х SCQ
ч
тас
« та
й с
та «
к
а. ® о та о
Её.
Ь
S ч
££ О'О S
та * х s
Ю К
~ та
g«g
ЯЙ«
С ®’5
т 5 та
х к ч он
та та -5
X ГН - rrt
та о;
03 О □’*
2 ® X щ та та 5
X Ч □ КЕ^'та^ 2- та ? — то
та гс х та > А О та Р р
ь с S X ОС 2/&Я^ л h
Ям та X х о- р Ч р =
- S. g л а- 2 3
ЛХ«Й§^§
iF£i s
тахдг?ата5хЕ
2< «1 О - Щ J- 9. к
S S щ О <' Е -;
Н g X Х»&5 £
К ч та S * X 2
х X О § сСйзХ
,sh
S та
3^ «
щ X
1-1 .. Г1
ч<
s Д X'
, . . Д - Ч и
хэ 5 S « s
х £ Я =
® о S
— s ®
4«°
та§*
а= ®
5
S
3 ®
а4
2 =
S 2
X
s та
х к s
и та ® I б с<2о
a| та^о 2 ••
= ® I я’ I а й
оь
3««и1г!“
I ।
О
S -, .. И Я S
f-esli!
я!Уё«£^
* е а _ щ £
та « о к та Ч
О
I о та
1 « х
г> О О
та
2 та
о 3
S X
X 2
X ”
О§
та

«х
та х
с~ <. ~
та та о
я Xе
ЧИ та
'gg
2 ?
ш X к. х
« S ас н
с я а ‘
«aS!
и я
и Ч 3
’= х^
О § Я
So
О s
та
4 та
X а
°gg£«;
“ tu ” л со
Ч ® РГ " 'та X «-
c«SoR2S,
та я а та£
х н ч к ® хк
та и X « I
6гхи“ъ.“з5'О
®cufe3^*4
4J ч
so g с
«а
g 1 = я
c on та з"
К
£3 s
S3 л <- ~ -
। ® 3 та х X та
I ® £ х та та ад та X
- Л S г) гн Д -н •>,
Ч q.^
X О „
ста
ГОЕ
KS в
о та’®
ч fe. со О
я
>
и я Я та
та^-р =fu 5
_ > та I я
? х Я 1 та
UCQ
о
G
о ..,
X S
к
S та
о
та’ййо
чй
h « fe
я^й
та
ч
>> S'
Ч .-
та та
ч ®
“н«..
a I I §
S к та та
к .. •-
та о J
gs *
' . Ю
« >,§ та
о та о «о
X fe та ?<—' J2-
S _5 i««
й I
и fe Ч SK С Оз и
S £ Я S « °°
i и 5 О ..«5
э s фЧ-? о
1хГ ’® Ч. та £ и
® Я О
ч 55
о
о
е-&
я S
о
о 2
О
д
о 3 о
«§£
о2 О
X I
о । I
та
S та
* К
•» Ч
X
та н
о s u та
_wro к В
® I К к та 2
§йи£
....« s 5
25°S“
3 gng «
а “ S 5
та о а ’□.
..aS
С-* х I та (О
I S I h и к
I е та
rT'S
S СД
х.5

о
X
та и ।
с§3
30 О И
• *£ ч
та та ю
та ч о
хси
0J
с та 3
2 х
о та. х
х ч: ч
su-Sl,-
* К X
° та s
SS
81
X
314
Г орообразовательные процессы и геологическая история Земли
ми образованиями, дислоцированными в герцинскую эпоху склад-
чатости, а верхний структурный ярус — нормальными осадочными
горными породами мезо-кайнозойского возраста. Эпигерцинские
плиты известны и в ряде других районов земного шара.
Альпийские горноскладчатые сооружения (а л ь п и д ы) обра-
зуют гигантский широтный Средиземноморский пояс и два мери-
диональных Тихоокеанских пояса. СредиземнохМорскин пояс про-
слеживается от Гибралтара на западе до Малайского архипелага
на востоке. Сюда входят Пиринеи и Атласские горы, Альпы и
Аппенины. Балканы и Карпаты, Крымско-Кавказская система, Ко-
пет-Даг, Памир, Гималаи, горные цепи Индокитая и Малайского
архипелага.
Западно-Тихоокеанский пояс протягивается вдоль побережья
Азии от Индо-Китая до Северного Ледовитого океана. Второй,
Восточно-Тихоокеанский пояс альпид Кордильеры и Анды.
Альпиды образовались в мезозое и кайнозое. Обычно из альпид
выделяют зону тихоокеанской (или древнеальпийской) складча-
тости, образовавшуюся в период времени от перми до нижнего
мела включительно. К ней относятся сооружения на северо-востоке
СССР. Юноальпийская складчатая зона начала развиваться в па
леогене и неогене и продолжает формироваться в настоящее время.
Таковы основные структурные элементы земной коры в преде
лах континентов.
Структура земной коры в пределах океанов изучена еще очень
слабо. С учетом данных геофизических исследований и строения
рельефа, дна океанов в настоящее время выделяются:
1. Океанические плиты, занимающие 40% всей поверхности
земного шара. Мощность земной коры в них 3—13 км. Гранит-
ная оболочка здесь отсутствует. Глубина океана составляет
3—4 тыс. м.
2. Крупные прогибы, окаймляющие океанические впадины и
называемые парагеосинклиналями. Докембрийский и палеозойский
складчатый фундамент континентов здесь быстро погружается по
сбросам и флексурам в сторону океана; в этом же направлении
весь осадочно-гранитный слой постепенно выклинивается.
3. Срединно-океанические хребты, образующие грандиозную
общепланетарную систему (см. рис. 128).
Тектоническое районирование территории СССР. На террито-
рии Советского Союза выделяют две гигантские допалеозойские
платформы—-Русскую (или Восточно-Европейскую) и Сибирскую
(рис. 131) и очень крупную Западно-Сибирскую эпигерцинскую
платформу. В их пределах различают пологие, прослеживающиеся
на огромных пространствах положительные и отрицательные де-
формации чехла осадочных пород, известные как синеклизы
и а н т е к л и з ы.
Горноскладчатые сооружения нижнепалеозойского возраста
Эпохи горообразования. Основные структурные единицы земной коры.
315
(каледониды) на территории СССР известны в северной зоне
Таймыра и Северной Земле, Восточных Саянах, Кузнецком Ала
тау, Саланре, западной зоне Центрального Казахстана и северной
зоне Тянь-Шаня.
К герцкиским горноскладчатым сооружениям относятся Урал,
Новая Земля, южная зона Таймыра, южная зона Тянь-Шаня, вос-
точная зона Центрального Казахстана, Алтай, Кузнецкий бассейн
и некоторые другие области.
Среди альпийских горноскладчатых сооружений на территории
•СССР различаются древнеальппйские (киммерийские) и юноаль-
пийские. К первым относятся Верхоянская, Янская и Чукотская
зоны складчатости, Восточно-Забайкальская, Приамурская и Си-
хоте-Алиньская области. В Тихоокеанской зоне складчатости
юноальпийскими являются Корякско-Камчатская зона, Сахалин и
Курильский вулканический пояс. В Средиземноморском поясе к
юноальпийским сооружениям относятся Карпаты, Крым, Кавказ,
Копет-Даг и Центральный и Южный Памир.
' Глава XXIX
геологическая история земли
Геологическая история Земли — это история земной коры (ли-
тосферы), история ее оболочек — слоистой (стратисферы), гра-
нитной и базальтовой.
Основными документами геологической истории Земли являют-
ся: минералы и минеральные ассоциации, горные породы, основ-
ные структурные единицы земной коры (платформы, горносклад-
чатые сооружения различного возраста и др.) и, наконец, оболочки
земной коры в целом.
Наиболее изучено в настоящее время геологическое строение
и геологическая история самой верхней, наиболее доступной для
исследователя слоистой оболочки. Формирование ее происходило
в течение палеозойской, мезозойской и кайнозойской эр, общая
продолжительность которых составляет примерно 570 млн. лет.
Менее изучены геологическое строение и геологическая история
гранитной оболочки. Образование ее происходило в докембрии.
Общая продолжительность данного этапа составляет 3000 млн.
лет (см. табл. 13).
Базальтовая оболочка залегает на материках на глубине 10 —
40 км. Под океанами она близко подходит к поверхности земной
коры, но вследствие большой глубины океана она остается недо-
ступной для геологических исследований. Поэтому суждения о
геологическом строении и геологической истории базальтовой обо-
лочки основаны главным образом на данных геофизических и
океанографических исследований. Следует отметить, что как гео-
физические, так и океанографические материалы свидетельст-
вуют о весьма сложном строении базальтовой оболочки и, оче-
видно, о ее сложной, длительной геологической истории.
Этапы формирования трех оболочек Земли вместе с тем явля-
ются основными этапами всей геологической истории Земли- Эти
этапы можно назвать доархейским, архейско-рифейским (докемб-
рий) и пострифейским.
Геологическая история Земли
317
§ 72. ДОАРХЕЙСКИЙ ЭТАП
Доархейский этап по своему существу является переходным
от догеологической к геологической стадии развития Земли. Обра-
зование базальтовой оболочки на данном этапе в существенной
мере, по-видимому, связано с дифференциацией вещества мантии
Земли, носящей характер зонной плавки (акад. А. П. Виногра-
дов). Вещество мантии Земли выделяло не только магматические
массы в основном базальтового состава, но также разнообразные
летучие компоненты, за счет которых происходило образование
первичной атмосферы. В составе последних содержались пары
воды, парообразные выделения НС1, HF, Н3ВО3, а также СО2,
NH3, СН4, NH4, H2S и инертные газы. Углекислый газ, аммиак и
метан с парами воды были основными компонентами первичной
атмосферы.
Охлаждение Земли* со временем привело к сгущению паров
воды и образованию первичного Мирового океана. Очевидно, что
по своему составу воды первичного океана были растворами силь-
ных кислот — продуктов выделения газообразных веществ ман-
тии и осаждения части газовых компонентов первичной атмосферы.
Первичная атмосфера и первичная гидросфера вступили во
взаимодействие с силикатным веществом мантии. В результате
их взаимодействия происходило образование 'первичной коры вы-
ветривания. В первичной атмосфере, по крайне мере в приземных
ее слоях, господствовали изотермические условия. Они были
обусловлены: равномерным обогревом атмосферы тепловым пото-
ком, идущим из недр Земли, и ничтожной светопроницаемостью
первичной атмосферы и, следовательно, отсутствием климатиче-
ской зональности. Изотермические условия практически исклю-
чали циркуляцию воздушных масс, поэтому не было и круговорота
воды в природе в том его виде, в каком он существует ® настоя-
щее время. Следовательно, не было основного рабочего механиз-
ма эрозионных процессов, денудации материков и седиментации.
Транспортировка продуктов выветривания могла происходить-
только в растворенном виде и в малых масштабах.
В первичном океане, по-видимому, происходило накопление
некоторых химических осадков, в основном хлоридов металлов и
отчасти сульфидов Са, Mg, Fe. Среди химических осадков заве-
домо не могли быть карбонаты, сульфаты, галоиды и, конечно,
органические осадки.
На доархейском этапе главными процессами были нейтрали-
зация кислых вод первичного океана, происходящая путем взаи-
модействия их с силикатным веществом ложа, и магматизм.
* Охлаждение Земли наступило с момента, когда процессы сжатия и гравита-
ционной дифференциации вещества недр Земли в основном были завершены, а су-
щественная часть радиоактивных веществ исчерпана (см. гл. VI).
318 Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
Доархейский этап ознаменовался мощными излияниями лав
главным образом базальтового состава и накоплением толщ
пирокластических осадков — вулканических туфов, брекчий и т. д.
За счет дифференциации вещества мантии, базальтовых излияний
и осадков главным образом пирокластического материала про-
исходило постепенное наращивание базальтовой оболочки
Можно предполагать, что обширные равнинные пространства
земной поверхности того времени были усеяны вулканическими
конусами и рассечены трещинами, через которые происходили из-
лияния продуктов зонной плавки перидотитового вещества мантии.
В распределении очагов и районов вулканизма еще не наблюда-
лось сколько-нибудь заметной линейной локализации. Повсемест-
ное развитие базальтовой оболочки, по-видимому, является до-
статочно, убедительным доказательством данного предположения.
Пространства суши между очагами вулканизма были заняты
плоскими или слабоволнисгыми равнинами без всяких следов
эрозии и денудации. Их поверхность лишь незначительно воз-
вышалась над уровнем первичного океана. Еще не было матери-
ков современного типа с их высоксприподнятым цоколем из гра-
нитного слоя. Не было и глубоководных океанов. Рельеф земной
поверхности во многом напоминал рельеф областей современных
океанических плит. Последние, по всей вероятности, сохранили все
наиболее существенные черты строения первичной базальтовой
земной коры, являясь своеобразными и несколько видоизменен-
ными реликтами ее. Площадь первичного океана превышала пло-
щадь современного океана, а средняя глубина была значительно
меньше средней глубины последнего.
В настоящее время 'выясняется, что базальтовая оболочка под
современными океанами имеет меньшую мощность, чем под совре-
менными материками. Обнаруживаются некоторые различия и во
внутреннем строении базальтовой оболочки в разных пунктах
земного шара. Эти данные, очевидно, свидетельствуют о том, что
дифференциация земной коры на области океанического и мате-
рикового типов началась еще в доархейское 'время, и, таким об-
разом, очаги (центры) роста материков океанического типа были
заложены еще в то время.
-Как нетрудно видеть из сказанного, геологические процессы
на доархейском этапе происходили почти исключительно за счет
вещественно-энергетических ресурсов внутренних областей Земли
и главным образом верхней мантии. В этом заключается принци-
пиальное отличие рассматриваемого этапа эволюции от других
стадий развития Земли. На последующих этапах возрастала
роль экзогенных геологических процессов, совершающихся в
основном на базе гелиогенной энергии.
Одновременно усиливалось значение внешних энергетических
источников во всей геологической жизни планеты.
Геологическая история Земли
319
Доархейски й этап является безжизненным
(азойским). До зарождения одноклеточных форм жизни на
Земле имел место ряд последовательных этапов развития хими-
ческих соединений, в конечном счете завершившихся образовани-
ем в мировом океане высокомолекулярных органических соедине-
ний. Вначале происходило образование углеводородов и их про-
изводных неорганическим путем, например в результате взаимо-
действия карбидов вещества мантии с парами воды первичной
атмосферы. Исходные вещества, из которых построены белки —
аминокислоты, могли образоваться еще в азойский этап. Не
исключено, что в конце азойского этапа появились первичные
белки. Однако от момента появления первичных белков до воз-
никновения одноклеточных живых организмов, по-видимому, про-
шло очень длительное время, притом более продолжительное, чем
время, потребовавшееся для образования из одноклеточных форм
жизни первых многоклеточных организмов. Появлению клеточной
формы жизни предшествовали доклеточные организмы, не имеющие
обычных элементов клетки — ядра, оболочки и др. (акат.
А. И. Опарин).
В конце второго (докембрийского) этапа были представлены
уже весьма многочисленные виды водорослей, в том числе коло-
ниальные формы и почти все типы беспозвоночных морских жи-
вотных— простейших, губок, моллюсков, членистоногих. Это сви-
детельствует о высокой степени организации и дифференциации
органического мира в докембрийское время. Очевидно, для этого
потребовалось длительное время предшествующего развития,
начало которого, по-видимому, было положено еще на рубеже
первого и второго этапов геологический истории.
§ 73. ДОКЕМБРИЙСКИЙ ЭТАП
Второй (докембрийский) этап геологической истории Земли в
настоящее время подразделяется на докембрий I (катархей),
докембрий II (археи), докембрий III (нижний протерозой) и до-
кембрий IV (верхний протерозой, рифей).
Докембрий I (катархей) и докембрий II (архей)
Начало второго этапа может быть датировано моментом воз-
никновения общей циркуляции воздушных масс в нижних, при-
земных слоях атмосферы (в тропосфере) в появления круговорота
воды в природе. Столь радикальные изменения были вызваны
повышением светопроницаемости атмосферы в результате кон-
денсации водяных паров и, как следствие этого, появлением
320
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
климатической зональности, хотя в начале еще слабо выражен-
ной.
Геологические последствия этих перемен были грандиозны.
Первобытные материки стали областями эрозии и денудации.
Прибрежные области океана превратились в пояса накопления
терригенного и хемогенного материала. Эти области, широкой
полосой обрамлявшие материки, стали приобретать черты геосин-
клиналей: они превращались в зоны длительного накопления
осадков и погружения (прогибания) земной коры. Начиная с не-
которого времени, общее нисходящее движение геосинклинальных
поясов нарушалось вначале местными поднятиями, а затем
подъемом всей зоны в целом.
Как отмечалось выше, смена режима погружения режимом
подъема геосинклинального пояса в существенной мере является
неизбежным результатом высвобождения огромных запасов по-
тенциальной энергии осадочных горных пород, аккумулированной
в них в процессе образования — выветривания, селективной транс-
портировки и осаждения.
Положительные движения в геосинклинальных поясах сопро-
вождались деформацией участвующих в этих движениях горны к
пород, их метаморфизмом и ультраметаморфизмом и, наконец, маг-
матизмом. В составе магматических образований впервые появились
горные породы гранитоидного состава, образовавшиеся путем гра-
нитизации осадочных горных пород и дифференциации базальто-
вого и отчасти первичного подкорового вещества.
По мере своего развития геосинклинальные пояса превра-
щались в линейновытянутые горноскладчатые сооружения. Вна-
чале они выступали над уровнем океана в виде архипелага
островов. Дно водных пространств, разделявших эти острова
один от другого и от суши, отличалось .неспокойным рельефом,
вызванным сколами и блоковыми смещениями земной коры. Не-
спокойным, гористым являлся и рельеф самих островов. Однако
степень 'расчлененности поверхности земной коры была значитель-
но более слабой, чем в настоящее время.
В дальнейшем (по мере общего подъема) геосинклинальная
зона присоединилась к 'материку, образовав горноскладчатое его
обрамление. В результате денудации этого обрамления и пер-
вичных материков закладывались все более и более новые пояса
седиментации. В настоящее время установлено, что в докембрийское
время было множество крупных циклов осадочного породообра-
зования, магматизма и тектогенеза с продолжительностью каж-
дого из них от 120 до 210 млн. лет и более.
Нетрудно видеть, что рассматриваемый процесс был процессом
зарождений и роста земной коры нового, материкового типа с
мощной толщей сильнодислоцированных и метаморфизованных
первичноосадочных и отчасти магматических горных пород.
Геологическая история Земли
321
Протекал этот процесс путем фронтального перемещения поя-
сов седиментации и прогибания земной коры в направлении от
центров роста 'материковой земной коры к океану, еще лишен-
ному гранитного слоя. Завершение геосинклинального развития
областей приводило к появлению новых горноскладчатых поясов,
последовательно приращивающихся к центрам роста материковой
коры.
Области океана, представляющие собой относительно узкие
водные пространства между соседними центрами роста земной
коры материкового типа, превращались в зоны седиментации и
геосинклинального развития особого «средиземноморского» типа.
Они получали «питание» за счет денудации обеих соседних об-
ластей суши, поэтому их развитие могло протекать сравнительно
быстро. В результате завершения геосинклинального цикла эти
области превращались в горноскладчатые сооружения 'внутри
материкового типа. Последние служили своеобразными швами,
спаявшими воедино соседние центры роста материков.
Таким образом, рассматриваемое время характеризуется:
появлением и активизацией процессов денудации материков; ин-
тенсивным развитием процессов осадочной дифференциации про-
дуктов разрушения первичной симатической оболочки земной
коры; накоплением 'мощных толщ терригенных и, в меньшей мере,
химических осадков; заложением и развитием первых в истории
Земли геосинклиналей и превращением их в цепи горноскладча-
тых сооружений; появлением магматизма гранитного состава;
«завоеванием» земной корой материкового типа все новых и но-
вых пространств океана и, наконец, все большей и большей диф-
ференциацией земной коры на области с различным геологиче-
ским строением и различной направленностью и интенсивностью
геологических процессов.
В архее происходила дальнейшая трансформация химического
состава вод Мирового океана: они постепенно приобрели хлорид-
но-карбонатный состав <и нейтрализовались. Эволюция химиче-
ского состава вод океана в этом направлении вызывалась рядом
причин, главнейшими из которых явились: 1) постепенное «угаса-
ние» процессов дегазации вещества мантии и, следовательно, со-
кращение 'поступления кислых газовых выделений из недр Земли;
2) изменение газового состава атмосферы под влиянием жизне-
деятельности растений (главным образом водорослей) и 3) уси-
ление привноса в океан силикатных продуктов денудации мате-
риков, вступавших в химическое взаимодействие с кислыми во-
дами океана.
В результате жизнедеятельности растений (главным образом
водорослей) менялся и химический состав первичной атмосферы:
появились свободный кислород и азот, значительно сократилось
содержание углекислого газа.
В П. А. Панюков, 3. Г. Перфильева
322
Горообразовательные процессы, и геологическая история Земли
Перемены химического состава внешних оболочек сказались
на условиях и характере осадочного породообразования. Впер-
вые появились карбонатные осадки (доломиты); усилилось осаж-
дение кремнезема и железа, что привело к формированию толщ
Рис, 132. Схема строения докембрия Балтийского щита
(по к. О. Карц):
1 — архейские массивы; 2 — область карельской складчато-
сти; 3 — осадочные комплексы ннжнего карелня; 4 — вулка-
ногенные и осадочно-вулканические комплексы нижнего кат
релня; 5—осадочные породы верхнего карелня (ятулия)*
6— вулканические породы верхнего карелня (ятулня); 7 —
иотнийские песчаники; 8 — граниты рапакивн; 9 — области
каледонской складчатости.
йремнисто-железистыХ осадков, в результате последующего
метаморфизма которых образовались железистые кварциты
(джеспилиты). Древнейшие (2500 млн. лет по А. А. Полканову)
залежи железистых кварцитов обнаружены в районе озера Иман-
дры (Кольский полуостров).
Но в архее не было галогенных отложений, не было и сколько-
нибудь заметных скоплений органических осадков.
Одним из наиболее известных и изученных районов развития
архейских пород является территория Балтийского щита (Карель-
ская АССР, Мурманская область, Финляндия, Швеция). Благо-
даря длительному поднятию и денудации этой области древней-
шие образования земной коры здесь обнажены и поддаются непо-
средственному изучению и картированию. В их составе выделя-
ются две формации: лептитовая (катархейская, докембрий I)
и ботническая (докембрий II).
Геологическая история Земли
323
Лептитовая формация в основном представлена светло-
окрашенными тонкозернистыми гнейсами, которые образовались
в результате глубокого метаморфизма песчано-глинистых, отчасти
карбонатных горных пород. Подчиненное значение имеют кри-
сталлические сланцы, образовавшиеся из кислых эффузивов
(риолитов), а также андезитов, диабазов. Лептитовая формация
интрудирована крупными внедрениями катархейских гранитов
(рис. 132). Местами гнейсы мигматизированы, т. е. пронизаны тон-
кими прожилками гранита по направлениям огнейсования и
сланцеватости.
Ботническая формация в основном построена из
филлитов и слюдяных сланцев, а также из сильнометаморфизо-
ванных вулканических туфов и мощных (до 700 д) конгломера-
тов. В филлитах встречены скопления углистого вещества-—про-
дуктов метаморфизма растительных остатков.
Породы лептитовой и ботнической формаций сильно дислоци-
рованы и пронизаны интрузиями послеботнических красных
микроклиновых гранитов. Внедрение этих гранитов сопровож-
далось мигматизацией и частичным переплавлением вмещающих
горных пород и ассимиляцией расплавов.
Докембрий III (нижний протерозой)
В протерозое впервые отчетливо выявилась зональность в
условиях осадочного породообразования. Появились, в частности,
области арктического (ледового), гумидного (теплого влажного)
и аридного (сухого жаркого) типов осадконакопления (акад.
Н. М. Страхов). Существование ледовой обстановки осадочного
породообразования подтверждается наличием тиллитов, пред-
ставляющих собой метаморфизованные морены. Они в настоящее
время известны на 'Канадском щите (район Великих озер), где
распространены на площади свыше 50 тыс. км2 и достигают 200 м
по мощности, а также в ряде других районов мира (Централь-
ном и Западном Китае, Австралии, Южной Африке, Гренлан-
дии и др.)
Вторым примечательным фактом явилось появление первых
бесспорно органогенных отложений — органогенных известняков,
построенных из остатков колониальных известковых водорослей.
Абсолютный их возраст 1690 млн. лет (Карелия). В отложениях
протерозоя встречены ядра корненожек, отпечатки фораминифер,
ходы червей, разрозненные остатки древнейших ракообразных,
радиолярий, губок и др.
В отложениях протерозоя найдены споры первых наземных
растений (С. Н. Наумова, Б. В. Тимофеев). Косвенными свидете-
лями богатой органической жизни являются также залежи шун-
гита в Карелии, графита и графитовых сланцев, образовавшиеся,
лочвидимому, из растительных остатков.
11
324
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
Под влиянием бурного развития растительной жизни атмос-
фера приобрела газовый состав, близкий к составу современной
атмосферы. Вместе с этим хлоридно-карбонатные воды океана с
повышенным содержанием С1~ и СО2- и малым содержанием
SO2-* постепенно становились хлоридно-карбонатно-сульфатными
(акад. Н. М. Страхов).
Повысился окислительно-восстановительный потенциал при-
родных 'вод (Eh), а концентрация водородных ионов (показатель
pH) приблизился к нейтральной точке. Вместе с этим произошло
дальнейшее снижение подвижности многих химических элементов
(особенно Fe), что привело к осаждению мощных толщ, кремни-
сто-железистых илов, в результате диагенеза, а затем региональ-
ного метаморфизма которых образовались железистые кварциты
многих районов мира. К ним, например, относятся железистые
кварциты КМА и Кривого Рога.
Региональная дифференциация земной коры в нижнем про-
терозое приобретала все более и более четко выраженные черты
и границы. Так, для протерозоя Карелии (для так называемых
карелид) типично преобладание вулканических образований без
существенного развития кислых пород. Наоборот, для протерозоя
Финляндии и Швеции (так называемых феннид) кислый вулка-
низм особенно типичен, тогда как основной вулканизм крайне
ограничен (А. А. Полканов).
Огромные площади суши с материковым типом строения зем-
ной коры, возникшие еще в архее и катархее, испытывали коле-
бательные движения. Трансгрессия и регрессия морей, вызванные
этими движениями, абрадировали неровные поверхности суши и
отложили серии осадочных пород. Последние залегают под угло-
вым несогласием на сильно дислоцированных и глубокометамор-
физованных толщах архея, сами сохраняя почти горизонтальное
залегание. Так формировались первые протерозойские платфор-
менные области с двухъярусным строением.
Наряду с этим продолжалось наращивание гранитной оболоч-
ки путем заложения новых поясов и зон седиментации геосинкли-
нального типа. Как полагал А. А. Полканов, в протерозое имело
место заложение геосинклиналей также в некоторых областях с
материковым типом строения земной коры. Вторичная геосинкли-
нальная «переработка» таких областей создавала зоны земной
коры с двухъярусным строением самого складчатого основания:
нижним, представленным глубокометаморфизованным дислоци-
рованным геосинклинальным комплексом архея, и верхним, по-
строенным из менее дислоцированных и слабометаморфизованных
пород протерозоя.
Для нижнего протерозоя характерно заметное возрастание
роли органогенной седиментации. Наряду с этим заметно вытесня-
лась седиментация пирокластического материала (вулканических
Геологическая история Земли
325
туфов и туфобрекчий) накоплением мощных толщ терригенных
осадков (песчаников, конгломератов и песчано-глинистых толщ).
Осаждение карбонатов происходило также химическим путем,
но, в отличие от архея, в составе карбонатных осадков доломиты
постепенно вытеснялись известняками.
Протерозойские отложения, как и архейские, изучены наибо-
лее полно в пределах Балтийского щита. В низах геологического
разреза развиты кристаллические сланцы, кварциты, конгломера-
ты, тальковые сланцы и серпентиниты, составляющие так назы-
ваемый карельский комплекс. В верхней части разреза протерозоя
степень 'метаморфизма и дислоцированности пород заметно осла-
бевает. Нередко породы верхнего комплекса, названные йотний-
скими, залегают на размытой (абрадированной) поверхности под-
стилающих пород почти горизонтально.
В составе йотнийского комплекса развиты песчаники, конгло-
мераты, покровы вулканических пород и пластовые интрузии
диабазов.
Докембрий IV (верхний протерозой, рифей)
Рифейские отложения иначе называются синийскими от слова
Sine, что означает Китай, где они впервые были установлены еще
Рихтгофеном, или позднедокембрийскими.
Рифейские отложения во многих отношениях близки к типич-
ным палеозойским отложениям и нередко трудно отличимы от
них. Как и последние, они часто участвуют в строении уже не
кристаллического фундамента древних платформ, а чехла осадоч-
ных пород. Рифейские отложения здесь представлены нормаль-
ными осадочными толщами, в составе которых развиты органо-
генные карбонатные породы, глинистые сланцы, песчаники и
конгломераты, нередко переслаивающиеся основными эффузиями
и вулканическими туфами.
В отличие от палеозойских отложений, рифейские осадки
менее распространены — лишь по окраинам платформ с устойчи-
вой тенденцией погружения и в пределах узких грабенообразных
погружений кристаллического фундамента.
В конце рифея — в начале кембрия произошли существенные
изменения в структуре платформ, связанные с горообразователь-
ными процессами в соседних геосинклинальных областях. По
предложению Н. С. Шатского эта эпоха горообразования была
названа байкальской. На территории азиатской части Совет-
ского Союза в это время образовались горноскладчатые соору-
жения Прибайкалья, Западного Забайкалья, бассейна р. Олекмы,
Восточных Саян и Енисейского кряжа. В европейской части Со-
ветского Союза в это время формировался пояс складчатости,
обрамлявший с северо-востока, севера и северо-запада Восточно-
326
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
Европейскую (Русскую) платформу. Отдельные фрагменты склад-
чатого пояса находятся на Тиманском кряже, мысе Канин,
о. Кильдин, п-ове Рыбачий и о. Врангель.
В главную фазу 'байкальской складчатости Русская платформа
испытывала общее поднятие. Благодаря этому на преобладающей
форм органического мира на рубеже докембрийского
и пострифейского этапов геологической истории Земли
части она стала ареной
интенсивного выветрива-
ния, эрозии и денудации.
Продукты денудации сно-
сились в окраинные об-
ласти — в зоны краевых
прогибов платформы с
устойчивой тенденцией
опускания.
Следует отметить, что
и в последующие (в пост-
рифейские) эпохи склад-
чатости наблюдалась по-
добная сопряженность
главных фаз складчато-
сти в геосинклинальных
зонах с великими эпоха-
ми регрессии морей на
обширных пространствах
воздымающихся плат-
форм. В эти эпохи закла-
дывались области устой-
чивого погружения и
мощного накопления осадочных толщ, образовавшихся из про-
дуктов денудации материков. Именно эти области во многих слу-
чаях приобретали черты типичных геосинклиналей, в своем даль-
нейшем развитии превратившиеся в горноскладчатые сооружения
пострифейского возраста.
Рифейские отложения геосинклинальных зон всегда в той или
иной мере дислоцированы, метаморфизованы и инъецированы
магматическими телами гранитоидного, реже андезитового типа.
Они участвуют в строении уже не чехла осадочных пород плат-
форм, а входят в состав кристаллического фундамента послед-
них.
В середине рифея — к началу палеозоя в основном заверши-
лось формирование кристаллического фундамента платформ всех
современных материков. Заключительной фазой этого процесса
была 'байкальская складчатость, спаявшая в единое целое древ-
нейшие (катархейские, архейские и протерозойские) .массивы,
образовав гигантские платформы типа Сибирской и Восточно-
Евпопейской.
Геологическая история Земли
327
Интеграция земной коры 'материкового типа продолжалась и
в пострифейское время, однако данный процесс стал явно усту-
пать противоположно направленному процессу — дифференциации
и распаду единых платформенных массивов иа тектонически обо-
собленные области и зоны с различной геологической историей
и геологическим строением. В этом, по-видимому, заключается
существенное отличие докембрийского этапа эволюции земной
коры от последующего пострифейского этапа.
Байкальская складчатость и общее поднятие обширных про-
странств платформ не могли не отразиться на физико-географи-
ческих условиях обитания животного и растительного мира.
На этом рубеже получила массовое развитие скелетная фауна,
в том числе очень многие высокоорганизованные группы. Произо-
шли также важные изменения в растительном мире (рис. 133).
Таким образом, пострифейский этап начинается с весьма сущест-
венного обновления органического мира Земли.
§ 74. ПОСТРИФЕЙСКИЙ ЭТАП (КАЛЕДОНСКАЯ, ГЕРЦИНСКАЯ
И АЛЬПИЙСКАЯ СТАДИИ)
Общая продолжительность пострифейского этапа не превышает
и одной пятой длительности предшествующего докембрийского
этапа. Тем не менее за это время произошли события и перемены,
оставившие глубокий след во всей геологической структуре зем-
ной коры и, в конечном счете, создавшие современный лик Земли.
Важнейшим результатом и документом геологической истории
пострифейского этапа является слоистая оболочка Земли (стра-
тисфера) . Она представляет собой своеобразную надстройку на
гранитной оболочке и построенную исключительно или же в основ-
ном из толщ осадочных горных пород.
Пострифейский этап ознаменовался интенсивной дифференциа-
цией земной коры на области и зоны с различным геологическим
строением и геологической историей. Наряду с океаническими
плитами и континентами с материковым типом строения земной
коры закладываются новые пояса и зоны геосинклиналей, в ре-
зультате завершения эволюции которых возникают пострифейские
горноскладчатые сооружения. Формирование последних происхо-
дило в три этапа: нижнепалеозойский (каледонский), верхне-
палеозойский (герцинский, или варисцийский) и мезокайнозойский
(альпийский). Соответствующие им горноскладчатые сооружения
получили наименование каледонид, герцинид и альпид (ом.
рис. 129 и 131).
Горноскладчатые сооружения альпийского
этапа (альпиды), обычно отличаются наиболее сложным внут-
ренним строением. В их составе выделяются: сложнопостроенные
складчатые зоны типа синклинориев и антиклинориев, в свою
328
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
очередь распадающиеся на более дробные части: межгорные
впадины, представляющие участки с глубоким погружением склад-
чатого основания и выполненные продуктами разрушения окру-
жающих горных возвышенностей: срединные массивы — выстуйы
древнего складчатого основания, высоко приподнятого в завер-
шающей стадии развития геосинклинали; глубокие краевые про-
гибы, расположенные по границе складчатой (геосинклиналь-
ной) зоны и соседней платформы и заполненные мощной толщей
обломочных осадков, нередко содержащих каустобиолиты и соли.
Наряду с площадями мощного развития гранитной оболоч-
ки в областях альпийской складчатости обнаруживаются участки
с маломощным развитием гранитной оболочки и даже почти пол-
ным ее отсутствием. Такие участки с недоразвитой корой, по-ви-
димому, представляют собой своеобразные останцы обширной
зоны земной коры с океаническим типом строения земной коры,
в пределах которой зародилась данная геосинклинальная система.
Самостоятельное и очень важное значение в структуре склад-
чатых систем приобретают глубинные разломы. К ним обычно
приурочивается ультраосновной магматизм, что свидетельствует
о податливости зон внедрению глубинных магматических масс из
подкоровых областей.
Глубинные разломы обычно разграничивают структурно обо-
собленные области (зоны) складчатой системы. Таков, например,
глубинный разлом, разделяющий Гималаи и Тибет, а также глав-
ный пограничный разлом, проходящий вдоль Гималайского хреб-
та и разделяющий Субгималайскую и Гималайскую зоны этого
величайшего в мире горноскладчатого сооружения *.
В более древних, палеозойских складчатых
сооружениях наблюдается некоторое упрощение их внутрен-
него строения. Так, в каледонидах нет типичных краевых проги-
бов, а переход от складчатой зоны в сторону платформы не столь
резкий, как это имеет место в альпидах. Типичные срединные
массивы появляются только в альпидах, а в каледонидах отсут-
ствуют. Значительно сглаживаются и различия отдельных внут-
ренних зон складчатых систем по мере перехода от молодых к
более древним горноскладчатым сооружениям.
Весьма примечательным явлением пострифейского этапа гео-
логической истории Земли представляется омоложение, тектони-
* Из алпийского этапа в настоящее время выделяют самостоятельный, н е о-
тектонический этап (В. А. Обручев, Н. И. Николаев и др.). Данный этап ох-
ватывает неоген и современный (четвертичный) период. Выделение неотектониче-
sKoro этапа мотивируется первостепенной ролью современных тектонических дви-
жений (т. е. неотектоники) во всей геологической жизни планеты и в развитии эк-
зогенных геологических процессов в особенности. Изучение закономерностей тек-
тонических движений позволило создать теоретическую основу для решения многих
практически очень важных задач в области поисков месторождений полезных ис-
копаемых, гидрогеологии и инженерной геологии (Н. И. Николаев).
Геологическая история Земли
329
ческая активизация древних горноскладчатых систем, завершив-
ших свое развитие в раннем палеозое или даже в рифее (например,
Гималаи).
Крупные геосинклинальные системы в пострифейское время
возникали по периферии континентов — в поясе сочленения зем-
ной коры 'материкового типа с земной корой океанического типа.
В результате завершения таких геосинклинальных систем появи-
лись горноскладчатые обрамления материков, подобные Андам
и Кордильерам. Самостоятельными являлись геосинклинальные
системы межматерикового (средиземноморского) типа. При «за-
мыкании» их происходило сращивание соседних материков, являв-
шихся областями «питания» этой системы.
Горноскладчатые сооружения средиземноморского типа нередко
имеют симметричное строение: тектонические зоны их повторяются
по обе стороны от осевой части складчатой системы, но в обрат-
ной последовательности. Подобное явление наблюдается, напри-
мер, в Альпах и Динаридах, Карпатах и Балаканских горах.
Некоторые геосинклинальные системы возникали в зонах крае-
вых прогибов платформ с длительной устойчивой тенденцией
погружения. Осадконакопление в этих зонах происходило за счет
денудации платформенной области или же разрушения горного
сооружения, еще возникшего на предшествующей стадии горообра-
зования.
Наконец, некоторые зоны складчатости возникли во внут-
ренних областях платформ, на платформенном основании. При-
мерами складчатых сооружений данного типа являются Донец-
кий кряж, Вичита (США) и некоторые другие. Такого типа обра-
зования стали особенно характерны для альпийской стадии раз-
вития платформ. Они приурочиваются .к относительно узким, нэ
сильно вытянутым зонам глубоких грабепообразных погружений
кристаллического фундамента. В своем развитии эти области, как
и области типичных геосинклиналей, проходят стадии длитель-
ного устойчивого погружения и седиментации и стадию складча-
тости и горообразования.
Следует, наконец, отметить, что типичные геосинклинальные
системы нередко способны вовлекать в складко- и горообразова-
тельные процессы отдельные ядра материков или краевые зоны
соседних платформ. В последнем случае это происходит путем
образования зон краевых прогибов, ось которых последовательно
перемещается в сторону платформы. В этом же направлении
вслед за перемещением краевого прогиба последовательно пере-
мещается и зона складчатости. Подобное явление, хорошо просле-
живающееся, например, в области Предальпийской краевой впа-
дины (рис. 134), приводит к постепенному «завоеванию» и гео-
синклинальной переработке все новых и новых зон платформы.
Данное явление, очевидно, совершенно отлично от того, что про-
330 Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
исходит в условиях развития краевых геосинклинальных систем.
В последнем случае, как известно, происходит присоединение
новых, переработанных в ходе складчатости океанических обла-
стей земной коры к платформам.
Таким образом, пострифейский этап характеризуется много-
образием условий зарождения и развития горноскладчатых систем
Рис. 134. Схема миграции к северу Предальпийской краевой впадины
(по С. Н. Бубнову)
и сооружений. При этом наибольшее разнообразие структурных
типов наблюдается в самых молодых горноскладчатых системах.
Следовательно, эпохи складчатости и горообразования в истории
Земли не были простым повторением, а являлись дальнейшим
развитием, усложнением этих процессов предшествующих геоло-
гических эпох.
Пострифейская история древних платформенных областей
земной коры ознаменовалась накоплением толщи осадочных по-
род и дифференциацией (и отчасти распадом) платформ на
структурно самостоятельные части и зоны.
Накопление осадочного.покрова происходило на фоне колеба-
тельных движений — погружений и поднятий, сопровождавшихся
трансгрессиями и регрессиями морей, сменой режимов осадкона-
копления, режимом выветривания, эрозии и денудации. При этом
периоды крупных опусканий и трансгрессий морей сопровождали
начальные фазы развития соседних геосинклинальных систем.
Напротив, главные фазы скадчатости в последних, как уже от-
мечалось выше, неизбежно сопровождались крупными подня-
Геологическая история Земли
331
тиями платформ и длительными перерывами осадконакопления.
В результате в эволюции платформенных областей четко выделя-
ются главные этапы, соответствующие основным этапам разви-
тия геосинклинальных систем и зафиксированные в геологическом
разрезе самостоятельными комплексами пород. Последние отде-
лены друг от друга крупными стратиграфическими перерывами,
по времени соответствующими фазам поднятий, выветривания
эрозии и денудации платформ.
Подобного рода комплексы горных пород, ' соответствующие
по времени своего образования основным этапам тектонического
развития, составляют самостоятельные, структурные этажи геоло-
гического разреза платформ. Как известно, самостоятельные
структурные этажи геологического разреза, соответствующие
основным стадиям развития геосинклинальных областей, свой-
ственны также и геологическому разрезу горноскладчатых соору-
жений (см. гл. XXVII).
В составе структурных этажей как платформенных, так и
геосинклинальных областей выделяются естественные комплексы
горных пород, отдельные члены которых (петрографические типы-
пород, их пачки и свиты) парагенетически связаны друг с другом
как в вертикальном, так и горизонтальном направлении. Эта связь
их друг с другом выражается в закономерной смене одних пород
другими. При этом в основе этой закономерности лежит опреде-
ленная направленность, тектонических движений земной коры,
вызывающая закономерную смену условий породообразования.
Такого рода естественные ассоциации горных пород называют-
ся геологическими формациями (Н. С. Шатскип). Раз-
личают геологические формации платформенного и геосинклиналь-
ного типов. В качестве примера формационного состава пород
платформ можно сослаться на геологический разрез . Восточно-
Европейской платформы. В разрезе осадочного чехла этой плат-
формы различают три самостоятельные толщи горных пород,
составляющие структурные этажи и сформировавшиеся на кале-
донском, герцинском и альпийском этапах развития данной плат-
формы. Каждая из этих толщ начинается с ассоциации обломоч-
но-карбонатных, часто глауконитовых пород, выше сменяющихся
карбонатными, известково-доломитовыми осадками, далее — кар-
бонатно-соленосными (ангидритовыми и галогенными) и, наконец,
пестроцветными и красноцБетными обломочными отложениями
(А. Д. Архангельский).
Каждая из перечисленных ассоциаций пород составляет само-
стоятельную формацию. Как правило, они распространены на
обширных пространствах платформы.
Иной характер имеют формации (и фациальные комплексы),
составляющие структурные этажи горноскладчатых сооружений.
Прежде всего здесь наблюдается линейно вытянутое (а не пло-
332
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
щадное, как на платформах) распространение отдельных форма-
ций и фациальных комплексов. Так, породы формации моласс
(см. гл. XXVII) развиты в краевых и межгорных впадинах, вытя-
нутых согласно общему простиранию горноскладчатой системы.
Значительную зону слагают формации флиша.
Самостоятельные формации в геосинклинальных областях
могут образовать пирокластические отложения и лавовые по-
кровы.
Выше отмечалось, что геологическая история платформ на
пострифейском этапе ознаменовалась не только формированием
чехла осадочных пород, но также структурной перестройкой са-
мих платформ. Достигшие огромных размеров еще в докембрии
материки начали распадаться на структурно обособленные части
различного масштаба и характера.
Наиболее крупными тектоническими обособлениями платформ
являются щиты и плиты. Первые, как известно, представляют
собой огромные массивы докембрийских пород, выходящих на
поверхность. Таковы Балтийский, Алданский, Анабарский и дру-
гие щиты. В пределах плит породы докембрийского фундамента
платформ скрыты под более или менее мощной толщей осадочных
горных пород. Таковы известные уже нам Восточно-Европейская,
Сибирская и другие плиты.
В пределах платформенных плит возникают более мелкие
структурные обособления второго порядка. Наиболее значитель-
ными из них являются синеклизы и антеклизы. Первые из них
представляют обширные и длительно развивающиеся области по-
гружений кристаллического фундамента платформ, заполненные
мощным чехлом осадочных пород. Так, в Московской синеклизе
мощность осадочного покрова достигает 3—4 км, в Вилюйской
впадине —7—8 км, а в Прикаспийской синеклизе превышает 10 км.
Антеклизы, в противоположность синеклизам, являются поло-
жительными структурами, с относительно более высоким гипсо-
метрическим положением кристаллического фундамента и соот-
ветственно малыми мощностями осадочных пород. По своему про-
исхождению антеклизы, по-видимому, представляют собой оста-
точные стуктуры, возникшие при опускании кристаллического
фундамента в соседних синеклизах. Такова, например, Воронеж-
ская антеклиза, располагающаяся между Московской синеклизой
и Днепровско-Донецкой впадиной (см. рис. 131).
Весьма своеобразными структурами платформ являются глу-
бокие и длительно развивающиеся грабенообразные опускания
кристаллического фундамента. Примером последних является Па-
челмский прогиб, соединяющий Московскую синеклизу с Прикас-
пийской. Структурные новообразования платформ типа Донецкого
бассейна и краевых прогибов были отмечены выше.
Значительная дифференциация земной коры наблюдается и в
Геологическая история Земли
333
областях, занятых океанами. Океанографическими исследовани-
ями последних лет были выявлены следующие три важнейшие
структурные единицы: области океанических платформ, области
молодой (альпийской) складчатости, недавно завершившие или
завершающие свое геосшьклинальное развитие, и, наконец зоны
донеогеновых складчатостей, включающие подводные продолже-
ния материковых платформ (Г. Б. Удинцев).
Области океанических платформ (плит) с глубинами до 6000 м
имеют земную кору океанического типа, причем базальтовая
оболочка здесь тоньше, чем под материками. Очень маломощный
слой осадков здесь подстилается покровами лавовых излияний
основного и ультраосновного составов. Распространены линейные
разломы и зоны дробления земной коры, прослеживающиеся на
тысячи километров. Вулканические конусы разбросаны либо без
всякой системы по равнинной поверхности ложа океана, либо кон-
центрируются по поднятиям различного типа. Среди последних
различаются: широко протяженные поднятия с относительно спо-
койным рельефом; широкие валы с меньшей протяженностью;
гряды подводных гор; более пли менее монолитные вулканиче-
ские хребты; глыбовые хребты; возвышенности изометрических
очертаний и краевые валы, сопряженные с глубоководными
краевыми желобами (Г. Б. Удинцев). Области океанических плит
практически асейсмичны.
Области молодой складчатости сосредоточены в пределах Ти-
хоокеанского бассейна по его периферии. Нередко они представ-
ляют собой архипелаги островов и островные дуги, в своем раз-
витии имеющие тенденцию превратиться в единое горноскладча-
тое обрамление Азиатского и Австралийского материков.
Подводные продолжения материковых платформ лежат на
глубине до 200 м и более. Внешний их край ограничен материко-
вым склоном и отличается повышенной сейсмичностью. Поверх-
ность большей частью выровнена абразивно-аккумулятивными
процессами.
Одновременно со структурной (тектонической) дифференциа-
цией земной коры в пострифейское время происходит активиза-
ция самих тектонических процессов и усиление их роли во всей
геологической жизни планеты.
Об активизации тектонических процессов во времени можно
судить по усложнению внутреннего строения основных структур-
ных единиц земной коры (океанических и материковых платформ,
горноскладчатых сооружений), о чем говорилось выше, а также
по увеличению числа фаз складчатости. Так, в альпийскую эпоху
в Европе произошло не менее 18 крупных фаз складчатости, тогда
как в герцинское время их было 5, а в каледонское только 3.
-Соответственно сокращались промежутки времени между фазами
334
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
складчатости и вся тектоническая жизнь становилась все более и
более интенсивной.
Вместе с активизацией тектонических процессов, естественно',
возрастает интенсивность всех других геологических процессов..
Поэтому совершенно неосновательны воззрения, согласно которым
происходит угасание геологических процессов. Современная ста-
Рис. 135. График изменения мощности осадков во вре-
мени (по С. Н. Бубнову)
дия геологической истории Земли характеризуется высокой актив-
ностью горо- и складкообразовательных процессов на обширных
пространствах зон юноальпийских геосинклинальных систем и вы-
сокой тектонической активизацией земной коры в целом.
Убедительным свидетельством возрастания интенсивности гео-
логических процессов на пострифейском этапе является динамика
роста масштабов осадочного породообразования. На рис. 135 по
оси абсцисс нанесены геологические периоды, а по оси ординат-
мощности осадков, полученные суммированием наибольших мощ-
ностей отдельных стратиграфических комплексов в различных
пунктах. Как видно из графика, темп роста мощности осадков
неравномерный, ступенчатый. Наиболее крутые отрезки кривой,
соответствующие этапам быстрого роста масштабов осадочного
породообразования, синхронны периодам складчатости и горооб-
разования.
Максимальная скорость осадочного породообразования отме-
чается па конечных стадиях развития геосинклиналей, когда воз-
никают наибольшие различия высотного положения земной поверх-
ности.
В пострифейское время произошли существенные изменения в
газовом составе атмосферы и солевом составе воды Мирового
Геологическая история Земли
335
океана, обусловленные воздействием органической жизни и глав-
ным образом жизнедеятельностью растительного мира: количество
углекислого газа уменьшилось, а свободного кислорода в атмос-
фере возросло. Вследствие этого произошли коренные изменения
и в солевом составе воды океана, что было связано со снижением
содержания растворенных карбонатов. Вода океана постепенно
приобретает хлоридно-сульфатный состав.
В осадочном породообразовании в это время возникает галоге-
нез (осаждение галоидов и сульфатов). Резко возрастает роль
органогенного породообразования. Органогенные известняки, кре-
мнистые и некоторые другие осадки, каустобиолиты (ископаемые
угли, горючие сланцы) становятся постоянными составляющими
толщ осадочных горных пород. В целом для пострифейского
этапа характерно углисто-карбонатно-талогенное породооборазова-
ние под сильным воздействием органического мира (акад.
Н. М. Страхов).
В заключение характеристики пострифейского этапа геологи-
ческой истории следует заметить, что существует тесная связь
между каледонской и герцинской, герцинской и альпийской ста-
диями формирования земной коры. Эту связь можно установить,
например, изучая строение и геологическую историю каледонид
и герцинид; герцинид и альпид*.
Так, между Уралом и Сибирской платформой лежит обширная
Западно-Сибирская низменность, получившая наименование За-
падно-Сибирской эпигерпинской плиты. Северо-восточные части
этой низменности имеют складчатое основание докембрийского
возраста, а меньшая, юго-западная и южная части, сложены ка-
ледонидами и герцинидами, прикрытыми сверху мощной толщей
недислоцированных или слабодислоцированных пород мезо-кай-
нозойского возраста. Последние составляют верхний структурный
этаж данной плиты.
В складчатом основании плиты, по-видимому, происходит по-
следовательная смена зон складчатостей различного 'возраста в
крест их простирания. Данное явление можно объяснить мигра-
цией складчатой зоны в направлении на запад и юго-запад.
Системы складчатых образований этой плиты в крест своего
простирания, постепенно омолаживаясь, переходят все в более и
более молодую зону складчатости. Не исключено, что в данном
случае имеет место явление, подобное явлению, показанному на
рис. 134.
В настоящее время выясняется, что зона складчатости одного
* По-видимому, достаточно тесная связь существует также между складча-
тыми системами байкалид, сформировавшимися в конце рисЬеч и начале кембрия,
и каледонидами.
336
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
возраста по простиранию может переходить в более молодые ила
более древние зоны складчатости другого возраста (акад.
А. Л. Яншин). Такое явление наблюдается, например, между бай-
калидами Забайкалья и каледонидами Алтае-Саянской области,
между герципидами Южного Таймыра и мезозоидами (древними
альпидамн) Верхоянска, между герцинидами и мезозоидами в
Куэнь-Луне, между альпидами Гималаев и более молодыми
(юноальпийскими) складчатыми зонами Индонезии.
Следовательно, разные части одного и того же пояса складча-
тости могли образоваться в различное геологическое время.
По этой причине главные фазы складчатости и горообразования
могут не совпадать в разных пунктах земного шара. Так, эпоха
герцинской складчатости в Западной Европе соответствовала на
востоке Азии эпохе прогибания и накопления мощных толщ осад-
ков, т. е. значительно более ранним стадиям развития геосинкли-
нальной области. Наоборот, в эпохи интенсивной складчатости и
горообразования востока Азии (верхний триас — конец юры —
начало мелового периода — четвертичное время) в Европе наблю-
далось значительное ослабление тектонических процессов. Таким
образом, эпохи складчатости и горообразования в пострифейской
истории не были ни едиными, ни единовременными в разных
точках земного шара. Как отмечает акад. А. Л. Яншин, складча-
тые и горообразовательные движения в зонах каледонид еще про-
должались, когда в других областях уже началось формирование
герцинид. Герциниды в разных местах Евразии имеют меняющийся
возраст от конца среднего девона до начала верхнего триаса. Но
особенно значительны хронологические несоответствия эпох и ста-
дии складчатости в Тихоокеанской области и более западных, на
что в свое время обратил внимание акад. Н. С. Шатский.
По-видимому, нет кратковременных 'общепланетарных фаз и
эпох складчатости. Каледонский, герцинский и альпийские этапы
развития земной коры захватывали огромные промежутки времени,
причем границы между этими этапами часто являются достаточно
условными, а не абсолютными.
Глава XXX
геологическая съемка
И ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ КАРТЫ
Выше (в гл. I) отмечалось, что конечным и основным резуль-
татом геологических исследований являются геологические карты,
составляемые по данным геологической съемки местности.
Геологическая съемка обычно начинается с аэровизуаль-
ных наблюдений, которые позволяют в течение короткого
времени получить представление о рельефе местности, характере
обнаженности (выходов на земную поверхность) горных пород и
предварительные сведения о типах самих горных пород. Основ-
ные работы при геологической съемке производятся путем н а-
земных наблюдений (наземная геологическая съемка) и
картирования (нанесения на топографический план) резуль-
татов этих наблюдений.
Объектами наземных геологических наблюдений являются
обнажения (выходы) горных пород и заключенные в них полез-
ные ископаемые, вещественный и палеонтологический состав пород,
пространственные взаимоотношения пород друг с другом и т. д.
По результатам такого рода наблюдений устанавливаются
стратиграфическая (возрастная) последовательность залегания
пород, а затем площади распространения пород отдельных стра-
тиграфических горизонтов на картируемой территории. Эти зада-
чи решаются путем маршрутных пересечений (маршрут-
ная геологическая съемка) и п р с с л е ж м в а н и я распростране-
ния выделенных стратиграфических горизонтов на картируемой
территории.
При геологической съемке горные породы, их толщи и заклю-
ченные в них полезные ископаемые изучаются в природной обста-
новке, так как только таким путем можно установить действитель-
ные границы (площади распространения) горных пород, после-
довательность их образования (стратиграфию), формы и условия
залегания последних и т. д.
338
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
Геологическая съемка позволяет и обязательно предполагает при-
менение многих других научных и технических средств геологиче-
ских исследований.
Особое значение при геологосъемочных исследованиях приоб-
ретают, в частности, геологоразведочные, главным образом буро-
вые работы. При изучении глубинного строения местности исполь-
зуются также геофизические методы исследований; электрораз-
ведка, гравиметрия, магнитометрия и сейсморазведка.
В последние годы все более широкое применение получают
аэрогеологические методы. Получаемые при этом аэро-
фотоснимки (снимки с самолетов) позволяют выделить площади
распространения пород, например, по их окраске (расцветке) гор-
ных пород, особенностям строения земной поверхности (рельефу
местности), характеру растительного покрова и т. д. Геологическая
дешифровка аэрофотоснимков в настоящее время достигла извест-
ного совершенства. Успешному применению аэрогеологических
методов также способствует внедрение цветной и спектрозональ-
ной аэрофотосъемок.
По своей основе геологические карты являются стратигра-
фическими, т. е. на них показываются площади распростране-
ния горных пород и их толщ, выделяемых по геологическому возра-
сту. Для установления геологического возраста пород использу-
ются как обычные стратиграфические, так и биостратиграфические
методы (см. гл. XIV).
Исследования палеонтологического состава осадочных горных
пород (состава растительных и животных остатков, сохранив-
шихся в виде отпечатков и окаменелостей) используются при уста-
новлении относительного геологического возра-
ста горных пород. В настоящее время помимо стратигра-
фического и биостратиграфического методов установления относи-
тельного возраста горных пород применяются новые физические
(радиогенные) методы определения абсолютного возраста пород.
Следует отметить, что при геологических исследованиях при-
меняют высокоточные методы исследования химического и мине-
рального состава горных пород (кристаллооптические исследова-
ния, электронная микроскопия, масспектроскопия, рентгенострук-
турный и люминесцентный анализы).
По своему содержанию геологосъемочные работы являются
комплексными. При необходимости они включают также гео-
морфологические, гидрогеологические и инженерно-геологические
наблюдения и исследования.
Объектами геоморфологических наблюдений служат формы
рельефа местности. Обычно поверхность любой территории отли-
чается развитием разнообразных по своему происхождению, воз-
расту и высотным характеристикам форм рельефа. В речных до-
Геологическая съемка и геологические карты
33'5"
линах обычно ими яляются аллювиальные террасы различного
возраста и гипсометрического положения. Разнообразны формы
рельефа и на междуречьях. Картирование форм рельефа является
одной из задач комплексной геологической съемки. Между рель-
ефом и геологическим строением местности существует тесная
связь. Так, с речными террасами связано распространение аллю-
виальных отложений. Карстовые формы рельефа приурочены тс
площади развития карстующхся толщ пород (известняков, доло-
митов, гипсов). Оползни наиболее широко распространены на,
участках, сложенных глинистыми породами. Поэтому геоморфо-
логические наблюдения значительно облегчают установление гра-
ниц распространения отдельных типов горных пород.
В задачи гидрогеологических наблюдений входит картирова-
ние проявлений подземных вод (родников, мочажин и т. д.)г.
исследование химического состава и физических свойств проб
воды и установление приуроченности выходов подземных вод к
тому или другому стратиграфическому горизонту или литологи-
ческому комплексу горных пород. Весьма ценные дополнительные
данные по гидрогеологий района дают исследования колодцев it,
буровых скважин на воду.
В задачи инженернол'еологических наблюдений при комплекс-
ной геологической съемке входят исследования физического со-
стояния и физико-механических свойств горных пород, которые-
могут быть использованы в качестве естественного основания со-
оружений или материала для их возведения.
Существенное влияние на инженерно-геологические условия
строительства оказывают современные геологические процессы.
Из экзогенных процессов при инженерно-геологических наблюде-
ниях особое внимание обращают на оползни, карсты, овраги, за-
болоченности и торфяники, а в горных районах — на обвалы и
грязевые потоки (сели). В сейсмических районах перевостепенное-
значение для оценки инженерно-геологических условий строитель-
ства имеют данные о их сейсмичности, в частности, балльность»
землетрясений.
Масштабы и типы геологических карт
Геологическая карта с пояснительной запиской к ней служит
научной основой для постановки поисков и разведки месторожде-
ний полезных ископаемых и разработки перспективных планов,
развития горнодобывающей промышленности. Детальные геоло-
гические карты имеют первостепенное значение для разработки
рационального проекта вскрытия и эксплуатации разведанных;
месторождений и планирования горных работ в процессе эксплуа-
тации месторождения.
340
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
В Советском Союзе геологические карты составляются следу-
ющих стандартных масштабов:
а) карты мелких масштабов (обзорные или государст-
венны е)— 1 : 5 000 000; 1 : 2 500 000; 1 : 1 000 000 и 1 : 500 000;
б) карты средних масштабов (региональные или област-
ные)—!: 200 000; 1:100 000; 1 : 50 000 и 1:25 000;
в) летальные (крупномасштабные) карты для отдельных рай-
онов строительства и размещения месторождений полезных иско-
паемых— 1:10 000; 1:5 000: 1:1 000 и еще более детальные. Съемки
этих масштабов служат основанием для постановки разведочных
работ с целью рационального их проведения, разработки проектов
эксплуатации и для правильного ведения горноподготовительных
и эксплуатационных работ.
По своему содержанию и принципам составления различают:
-собственно геологические (стратиграфические), литологические,
комплексные и специальные карты.
Собствено геологические карты являются стратиграфическими.
На этих картах площади распределения горных пород различного
геологического возраста обозначают разными красками или штри-
ховкой. При этом породы нижных отделов изображаются более
темными тонами принятого для данной системы цвета; породы
верхних отделов — бледными оттенками этого же цвета; породы
средних отделов — окраской средней интенсивности.
Площади выходов магматических горных пород, независимо
.от их геологического возраста, обозначаются яркими цветами
различных оттенков: кислые — ярко-красными, основные — ярко-
зелеными и зеленовато-серыми и т. д.
Четвертичные (антропогеновые) континентальные отложения
распространены практически почти повсеместно, и если их показы-
вать, то геологические карты пришлось бы закрасить в один мо-
нотонный пепельно-серый цвет, принятый для пород данного воз-
раста. В этом случае геологическая карта потеряла бы свое
значение. Поэтому на геологических картах четвертичные отложе-
ния снимаются и показываются их подстилающие дочетвертичные
.отложения, называемые коренными породами.
Следовательно, геологические карты по своему содержанию
-являются картами дочетвертичных (коренных) пород. Исключение
составляют карты районов, где четвертичные отложения представ-
лены морскими осадками. Четвертичные отложения показываются
на геологических картах и в тех случаях, когда мощность их очень
большая или неизвестны подстилающие их коренные породы.
На литологических картах основным объектом отображения
является вещественный (химико-минеральный) состав пород. Гео-
логический возраст пород, если и отражается на этих картах, то
-только в условных обозначениях или же с помощью специальных
Геологическая съемка и геологические карты
341
буквенных обозначений — геологических 'индексов, наносимых по
цветной (или штриховой) легенде. Чаще всего на литологических
картах показывается петрографический состав пород в соответ-
ствии с принятыми условными обозначениями.
Комплексные геологические карты. Существенным недостат-
ком геологических карт рассмотренных выше типов является их
некомплексность, Стратиграфические карты отражают геологиче-
ский возраст пород, но по ним в большинстве случаев нельзя
судить о вещественном (литологическом, петрографическом) со-
ставе пород, и наоборот, литологические карты недостаточно отра-
жают геологический возраст горных пород.
Новые типы так называемых комплексных геологических карт
свободны от указанных недостатков. На таких картах цветами
показывается геологический возраст пород, а штриховкой поверх
закраски — литология пород по легенде, принятой для литологи-
ческих карт. Кроме того, на комплексных геологических картах
наносятся основные тектонические элементы, характеризующие
условия залегания пород: оси складок, разрывные нарушения,
элементы залегания пород и т. д. Наконец, специальными знаками
показываются месторождения полезных ископаемых.
Первым опытом составления обзорной (мелкомасштабной)
комплексной геологической карты является геологическая карта
европейской части СССР. Комплексные геологические карты сред-
них масштабов и детальные начали составляться еще раньше.
Классическим примером таких карт являются карты Донецкого
басейна, составленные замечательным русским геологом Л. И. Лу- ’
тугиным в масштабе 1 :42 000 (одна верста в дюйме). Карты
Л. II. Лутугина являются до сих пор непревзойденным образцом
среднемасштабных геологических карт комплексного типа.
Специальные геологические карты имеют специализированное
содержание и назначение. К ним относятся карты геоморфологи-
ческие и современных геологических процессов, гидрогеологиче-
ские, инженерно-геологические, полезных ископаемых и некоторые
другие. К специальным картам нужно отнести также геологиче-
ские карты четвертичных отложений, на которых по особым,
детально разработанным (цветной и штриховой) легендам изоб-
ражаются четвертичные породы различного возраста, литологиче-
ского состава и генезиса (происхождения).
Геологическая индексация горных пород. Геологические индек-
сы— это условные буквенные обозначения пород различного воз-
раста. Индексы облегчают чтение геологических карт и в этом их
назначение. Для индекса берется начальная буква системы, напи-
санная латинским шрифтом (см. табл. 13).
В ряде случаев имеются отложения, являющиеся граничными
между системами или представляющие переходные (по возрасту)
1
342 Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
слои или толщи. Так, на геологических картах выделяются пер-
мокарбоновые отложения, для которых индекс составляется из
начальных букв обеих ’систем (пермокарбон PC).
Отделы внутри систем изображаются цифрами, которые ста-
вятся справа ниже индекса. Для обозначения свит внутри отделов
(или ярусов) применяются цифровые или буквенные обозначения,
которые ставятся справа выше индекса системы. Например, для
отложений Донбасса принято подразделение отделов каменно-
угольной системы, приведенное табл. 15.
Таблица 15
Система Отдел Свита Примечание
Верхний С3 о о СО — to to wco
Каменноугольная С Средний С3 С- СМ О СМ U3 СМ см СО СМ см см —см О О и Q О О О Необходимо соблюдать определен- ным порядок чтения знаков ин- декса. Так, индекс С| следует читать так: верхний отдел кар- бона, свита вторая
Нижний Cj Г> П О п О — — — to —СО — — Сл
Причины выхода на поверхность пород коренной основы. Про-
цессы осадконакопления ('Седиментации) в ходе геологического
времени протекают более или менее непрерывно, хотя крайне
неравномерно в различных районах земного шара. Поэтому следо-
вало бы ожидать, что древнейшие геологические напластования
Г еологическая съемка и геологические карты
343
должны повсеместно залегать под слоями более молодых осадков,
притом на большой глубине. В действительности наблюдается
совершенно иная картина: древнейшие (например, докембрийские)
породы во многих районах выходят на земную поверхность и
нередко на огромных площадях (например, на щитах и в горно-
складчатых районах).
Выход (обнажение) древних геологических образований на
земную поверхность объясняется явлениями денудации и текто-
ническими движениями земной коры. Как известно, при явлениях
денудации имеет место смыв, размыв и перенос продуктов раз-
рушения горных пород текучими водами, ледниками и другими
агентами денудации. При этом сносятся 'верхние, молодые напла-
стования и обнажаются их подстилающие все более древние
породы.
Известно также, что процесс денудации протекает особенно'
интенсивно в областях, высоко приподнятых над уровнем Миро-
вого океана и характеризующихся высокой энергией рельефа
(большой разностью высотных отметок поверхности).
Основное условие денудации—разность высотных отметок
поверхности постоянно возобновляется тектоническими движения-
ми земной коры. Области, испытывающие поднятие, 'вместе с тем
являются областями денудации. Напротив, области, испытываю-
щие погружение, характеризуются преобладанием процессов
седиментации. Вследствие дифференциации земной коры на области
преимущественного поднятия (и денудации) и на области преиму-
щественного погружения (и седиментации) появляются террито-
рии, в пределах которых процессы денудации обнажили древней-
шие горные породы, и территории, которые характеризуются глу-
боким залеганием этих древнейших пород под толщей более моло-
дых напластований. Поэтому степень и глубина обнажения древ-
нейших горных пород зависят от длительности и интенсивности
процессов поднятия и связанных с ним явлений денудации. Интен-
сивностью и длительностью процессов .погружения определяется
глубина залегания древнейших пород на данной территории.
Таким образом, степень обнаженности и глубина залегания
горных пород определяются совместным действием колебатель-
ных движений земной коры и тесно связанных с ними денудаци-
онных и седиментационных процессов.
Общую картину обнажения горных пород значительно услож-
няют дислокационные движения земной коры — складчатые и
разрывные нарушения первоначального залегания горных пород.
Пестрота рисунка выходов древних пород на земную поверхность
связана также с различной глубиной вреза эрозионной сети (овра-
гов, балок, долин рек, горных ущелий) и сложной (в плане) кон-
фигурацией самой эрозионной сети (см. гл. XXV). Естественно,
что в долинах рек, глубоко врезанных в толщи горных пород,
344
Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
а
Рис. 136. Пример построения разреза по геологической карте
Геологическая съемка и геологические карты
345
будут обнажены более древние напластования и на большую
мощность. В бортах неглубоких оврагов будут выходить более
молодые напластования.
Составление геологического разреза по геологической карте.
По геологической карте можно не только установить, какие поро-
ды выходят на поверхность Земли (или под покров четвертичных
отложений), но также получить представление о геологическом
строении участка. Для этого применяют метод геологического про-
филирования, или, иначе, составления геологических разрезов.
1. По топографической основе геологической карты (рис. 136, а)
по заданному направлению АА составляется топографический про-
филь (рис. 136,6). Если местность равнинная или слабо пересе-
ченная, а масштаб геологической карты мелкий, то топографиче-
ский профиль будет иметь волнистый характер, мало отличаю-
щийся от прямой. В таких случаях профиль местности без ущерба
для точности разреза может быть принят прямолинейным.
2. Наносятся с геологической карты на топографический про-
филь границы толщ пород, пересекаемые заданным направлением
разреза.
Рис. 137. Определение угла падения пласта по
мощности слоя и ширине полосы выхода слоя
3. Изображаются границы распространения толщ на глубину
(рис. 136, в). Для этого нужно использовать данные об элементах
залегания пластов, нанесенные на геологической карте. Если же
таких данных на карте нет, распространение толщ на глубине
устанавливается ориентировочно по стратиграфическому положе-
нию слоев, исходя из того, что более молодые отложения перекры-
вают более древние. Соответственно границы толщ на глубине
будут смещаться в сторону перекрывающих слоев.
4. Когда таким способом будет выявлено направление наклона
слоев, в дальнейшем можно уточнить значения углов наклона
толщ пород. Это можно сделать при помощи простейших расчетов,
зная ширину полосы выхода толщи (определяется по геологиче-
ской карте) и мощность ее (берется по геологической колонке).
Очевидно, угол падения пласта В=90° — А рис. 137). Величина
346 Горообразовательные процессы и геологическая история Земли
угла А определяется из равенства
где с — ширина полосы выхода толщи;
b — мощность толщи.
5. В случае пересечения линией разреза разрывных нарушений
они наносятся на оазрез.
ЛИТЕРАТУРА
1. Аж г и р е й Г. Д. Структурная геология. Изд-во МГУ, 1956.
2. Б е т е х т и н А. Г. Курс минералогии. Госгеолтехиздат, 1956.
3. Б о г д а и о в А. А., Ж у к о в М. М. и др. Руководство к практическим за-
нятиям по курсу общей геологии. Госгеолтехиздат, 1954.
4. Б у б и о в С. Н. Основные проблемы геологии. Изд-во МГУ, 1960.
5. Г о р ш к о в. Г. И., Я к у ш о в а А. Ф. Общая геология. Изд-во МГУ, 1962.
6. Гутенберг В. Физика земных недр. Изд-во иностр, лит., 1963.
7. Елисеев Н. А. Метаморфизм. Изд-во ЛГУ, 1959.
8. Ж у к о в М. М. и др. Основы геологии. Госгеолтехиздат, 1961.
9. 3 а в а р и ц к и й А. И. Изверженные горные породы. Госгеолтехиздат, 1955.
10. Зен кович В. И. Основы учения о развитии морских берегов. Изд-во
АН СССР, 1962.
11. Лазаренко Е. К. Курс минералогии. Изд-во «Высшая школа», 1963.
12. Л а х и Ф. X. Полевая геология. Изд-во «Мир». 1966.
13. Л е о н о в Г. И. Историческая геология. Изд-во МГУ, 1956.
14. Леонов О. К- Краткий курс морской геологии. Изд-во МГУ, 1963.
15. Магницкий В. А. Основы физики Земли Геодезиздат, 1953.
16. Малахов А. Л. Краткий курс общей геологии. Изд-во «Высшая школа»,
5962
17. Н а л и в к и н Д. В. Геология СССР. Изд-во АН СССР, 1962.
18. Н а л и в к и н Д. В. Учение о фациях. Изд-во АН СССР, 1956.
19. Николаев Н. И. Неотектоника и ее выражение в структуре и рельефе
территории СССР. Госгеолтехиздат, 1962.
20. О б р у ч е в В. А Избранные труды. Изд-во АН СССР 1958.
21. Обручев В. А. Основы геологии. Изд-во АН СССР, 1956.
22. Панов Д. Г. Общая геоморфология. Изд-во «Высшая школа», 1966.
23. Попов Г. Н., Шафрановский И. И. Кристаллография. Госнаучтех-
лздат, 1955.
24. Р у х и н Л. Б. Основы литологии. Гостоптехиздат, 1953.
25. С а у к о в А. А. Геохимия. Изд-во «Наука», 1966.
26. С е р п у х о в В. И. и др. Курс общей геологин. Госгеолтехиздат, 1960.
27. С т р а х о в Н. М. Типы литогенеза и их эволюция в истории Земли. Гос-
теолиздат, 1963.
348
Литература
28. X а и н В. Е. Общая геотектоника, Изд-во «Недра», 1964.
29. Херасков Н. П. Некоторые общие закономерности в строении и разви-
тии земной коры. Изд-во АН СССР, 1963.
30. Ч а р ы г и н М. М. Общая геология. Гостоптехиздат, 1963.
31. Ш а т с к и й Н. С. Избранные труды. Изд-во «Наука», 1965.
32. Швецов Н. С. Петрография осадочных пород. Госгеолтехиздат, 1958.
33. Ш е п о р д Ф. Геология моря. Изд-во иностр, лит., 1951.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Стр.
Глава Г Геология как наука............................................ "
§ 1. Предмет геологии . . ... .............. 5
§ 2. Науки геологического цикла ... . . 7
§ 3. Методы геологических исследований......................... 9
§ 4. Народнохозяйственные задачи геологических исследований
Глава II. К истории геологических наук..................................12
§ 5. Основные стадии развития геологии.........................12
§ 6. Развитие геологических исследований в СССР ... 16
Глава III. Предварительные данные о Земле . . ...18
§ 7. Земля в солнечной системе................ ... 18
§ 8. Форма и размеры, масса и плотность Земли..................24
§ 9. Строение поверхности Земли . . . ... 26
Глава IV. Внутреннее строение Земли......................... ... 33
§ 10. Внутренние оболочки и ядро Земли . ... 33
§ 11. Земная кора................................... ... 37
§ 12. О проектах сверхглубокого бурения . .40
Глава V. Внешние оболочки Земли ... ... 42
§ 13. Атмосфера.......................... - - 42
§ 14. Гидросфера . . . , . . , . 46
Глава VI. Физика Земли.................................................-53
§ 15. Сила тяжести и ее распределение на поверхности Земли 53
§ 16. Земной магнетизм .... 57
§ 17. Теплота Земли . . 64-
Глава VII. Химия Земли.......................................... .... 72
§ 18. Химический состав земной коры...........................72'
§ 19. Химический состав внутренних оболочек и ядра Земли . . 75
§ 20. Эволюция химического состава Земли.....................76
Глава VIII. Общая характеристика минерального состава земной коры и
диагностика минералов.................................................80
§ 21. Минералы как природные химические соединения . . 80-
§ 22. Краткие сведения о кристаллическом строении минералов
(элементы кристаллографии) .... ... 81
§ 23. Морфология кристаллических агрегатов . .... 91
§ 24. Диагностические свойства минералов . ... 94
§ 25. Процессы образования минералов . . .... 98
§ 26. Классификация минералов .... . . . 99
Глава IX. Описание важнейших породообразующих и рудных минералов ЮЗ
§ 27. Простые вещества . ЮЗ
§ 28. Сульфиды...............................................106
§ 29. Кислородные соединения..................................ПО
§ 30. Галогениды............................................13tt
350
Оглавление
Глава X. Предварительные сведения о горных породах .
Глава XI. Магматические горные породы...........................
§ 31. Описание важнейших групп магматических пород .
Глава XII. Осадочные горные породы.................................
§ 32. Общие сведения и классификация......................
§ 33. Описание важнейших групп осадочных пород . , . .
Глава XIII. Метаморфические горные породы..........................
§ 34. Предварительные сведения............................
§ 35. Классификация и характеристика метаморфических горных
пород ....................................................
Г лава XIV. Последовательность образования и возраст горных пород
§ 36- Основные стадии эволюции Земли......................
§ 37. Способы определения относительного возраста горных по-
род ..................................................._•
§ 38. Краткая характеристика стратиграфических подразделении
Глава XV. Общие черты экзогенных геологических процессов . . . .
Глава XVI. Выветривание горных пород.................................
§ 39. Физическое выветривание..............................
§ 40. Химическое выветривание.................... .
§ 41. Роль организмов в процессах выветривания . . .
§ 42. Продукты выветривания................................
§ 43. Физико-географическая зональность процессов и продуктов
выветривания...............................................
§ 44. Кора выветривания....................................
§ 45. Значение процессов выветривания......................
Глава XVII. Геологическая работа ветра (эоловые процессы) . . . .
§ 46. Общая характеристика эоловых процессов................
§ 47. Геологическая работа ветра и пустыни..................
Глава XVIII. Геологическая работа вод поверхностного стока . . . .
§ 48. Общие сведения о геологической работе вод поверхностно-
го стока • ................. .
§ 49. Закономерности процессов эрозии......................
§ 50. Масштабы явлений денудации материалов................
§51. Циклы эрозии . ....................................
§ 52. Отложения текучих вод ... . . .
§ 53. Отложения озер и болот ...............................
Глава XIX. Геологическая работа вод подземного стока ................
§ 54. Общие сведения о подземных водах......................
§ 55. Растворяющая деятельность подземных вод . . . .
§ 56. Отложение осадков подземными водами...................
§ 57. Роль подземных вод в разрушении береговых склонов .
Глава XX. Геологическая работа ледников............................
Глава XXI. Геологическая работа моря.................... . . .
§ 58. Разрушительная работа моря............................
§ 59. Аккумулятивная работа моря ... . .
§ 60. Образование морских слоистых толщ.....................
§ 61. Значение процессов осадконакопления (седиментации) .
Стр.
133
136
143
151
151
160
171
171
173
180
180
182
189
192
194
191
197
200
201
201
202
203
204
204'
208
210
210
213
217
218
220
222
226
226
229
231
233
236
241
241
243
247
249
>Глава XXII. Отличительные черты эндогенных геологических процессов 251
Глава XXIII. Магматизм..............................................254
§ 62. Общая характеристика магматизма , ... . . 254
§ 63. Эффузивный магматизм '............................ 255
S 64. Интрузивный магматизм................................260
§ 65. Значение магматизма в образовании месторождений по-
лезных ископаемых..........................................262
Оглавление
35L
Стр.
Глава XXIV. Метаморфизм горных пород................... . 264
§ 66. Общая характеристика явлений метаморфизма горных
пород.........................................................264
§ 67. Региональный метаморфизм горных пород . 266
§ 68. Локальный метаморфизм торных пород . . 268-
Глава XXV. Тектонические явления и процессы . 270
§ 69. Колебательные движения земной коры . . 270
§ 70. Дислокационные движения земной коры....................275
§ 71. Типы тектонических нарушений первоначального залегания
горных пород.................................................276
Глава XXVI. Землетрясения (сейсмика) . . ... . 288
Глава XXVII. Схема геологического развития и структурные этажи гор-
носкладчатых сооружений . .................296
Глава XXVIII. Эпохи горообразования. Основные структурные единицы
земной коры. Тектоническое районирование территории СССР 307
Глава XXIX. Геологическая история Земли................... . . 316
§ 72. Доархейский этап ... . . . 317
§ 73. Докембрийский этап.....................................319
§ 74. Пострифейский этап (каледонская, герцинская и альпий-
ская стадии) .... .............. . . 327
Глава XXX. Геологическая съемка и геологические карты.................337
350
.Гла
.Гла
-Гла
.Гла
Г ла
Л'ла
Гла
<Г лс
Глс
1Глс
Панюков Пантелеймон Николаевич
Перфильева Зоя Георгиевна
ОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ
Редактор издательства
Т. И. Королева
Техн, редактор Л. Г. Лаврентьева
Корректор Л. И. Окронгло
Сдано в набор 29/XI 1967 г.
Подписано в печать 29/1II 1968 г.
Формат 60X90716 Бум. № 1
Печ. л. 22 Уч.-изд. л. 21,2
Зак. 815/3225-10 Т-06045
Тираж 19000 экз. Инд. 1-1-1
Цена 94 к.
Издательство «Недра»
Москва, К-12, Третьяковский пр.,1/19.
Московская типография № 6
Главполиграфпрома
Комитета по печати при Совете
Министров СССР
Москва, Ж-88,
1-й Южно-портовый пр., 17.
Глс
Глс
>Гм
Глс