Книга
← К списку книгЗагрузка разделов…
активнаАктивные записи участвуют в каталоге и синках. Неактивная книга скрыта, но не удалена из базы.
Книга
ВВЕДЕНИЕ
ГЛАВА 1
ЗАДАЧИ И МЕТОДЫ ГЕОЛОГИИ
В настоящем курсе излагаются основы геологических знаний, чем оправдывается и его название. Он является основой для дальнейшего изучения всего цикла геологических дисциплин и, кроме того, имеет большое общеобразовательное значение. Крупнейший советский геолог В. А. Обручев (1939) писал: «Человек, не знающий основ геологии, подобен слепому. Гуляя в окрестностях города или деревни, он не понимает многого, что представляется его глазам. Он будет воспринимать только внешние формы, а не сущность явлений. Будет видеть, но не понимать. Важно, чтобы каждый образованный гражданин был знаком с основами геологии и понимал ее роль и значение в социалистическом строительстве и культурном развитии нашей Родины».
Как определить термин «геология»? В переводе с греческого слово «геология» означает «наука о земле» («ге» — земля, «логос»— слово, наука). Однако Земля представляет собой сложно построенное тело, занимающее определенное положение во Вселенной, характеризующееся определенным физическим состоянием и химическим составом и непрерывно развивающееся во времени. Поэтому изучением Земли, кроме геологии, занимается целый ряд наук—геодезия, география, геофизика, астрономия и другие, каждая из которых рассматривает Землю с определенной точки зрения и имеет свои методы и задачи.
Геодезия занимается изучением размеров и формы Земли, изображением земной поверхности на картах и планах. География изучает окружающие человека природные условия, геофизика исследует физические свойства Земли, астрономию интересует Земля как небесное тело и положение ее в мировом пространстве и т. д. Геология же ставит своей целью восстановление и объяснение истории развития Земли на основе исследования ее вещественного состава, строения и процессов, изменяющих внутреннее состояние земного шара и земную поверхность.
В настоящее время геология представляет собой совокупность многих геологических дисциплин, выделившихся из нее
в результате углубленной разработки отдельных отраслей геологических знаний и совершенствования методов геологического исследования.
Геологическому исследованию подвергаются в основном каменные массы, называемые горными породами, слагающие земную кору, т. е. верхние толщи твердого тела нашей планеты до глубины первых десятков километров. Непосредственным изучением горных пород занимается особая отрасль геологии, выделившаяся в самостоятельную дисциплину и называемая петрографией*. Последняя описывает состав горных пород, их строение, условия залегания, а также изучает их происхождение и изменения, испытываемые горными породами под воздействием различных факторов.
Горные породы являются либо рыхлыми скоплениями, либо (гораздо чаще) прочно спаянными агрегатами отдельных твердых частиц или зерен, каждое из которых в отдельности представляет собой химически и физически однородное тело. Эти составные части горных пород, нередко резко отличающиеся друг от друга и являющиеся очень сложными химическими соединениями или смесями нескольких соединений, называются минералами. Химический состав, свойства и происхождение их изучает наука минералогия. Физические и физико-химические особенности внутреннего строения вещества минералов, в большинстве случаев находящихся в твердом кристаллическом состоянии, служат одним из главных предметов исследования кристаллографии. Эта наука физико- химического цикла, но она тесно связана с минералогией как общностью объектов изучения, так и историей своего возникновения и развития.
Данные кристаллографии, минералогии и петрографии в сочетании с выводами остальных геологических наук и геофизики служат базой для обобщения важной теоретической дисциплины — геохимии, устанавливающей закономерности распределения, сочетания и перемещения отдельных химических элементов в недрах Земли и на ее поверхности.
Горные породы залегают в недрах Земли в виде более или менее крупных тел разнообразной формы. Этими формами залегания горных пород и различными, часто очень сложными их взаимоотношениями определяются наиболее крупные и важные черты внутреннего строения земной коры в целом и отдельных ее участков, иначе говоря, ее тектоника или тектоническая структура. Изучением современной тектонической структуры земной коры, ее происхождения и историей развития занимается особая ветвь геологии, называемая тектоникой или геотектоникой.
1 Название происходит от греческих слов: «петрос»—камень и «графо»— пишу.
Под. воздействием внутренних сил, связанных с источниками энергии, заключенными в недрах земного шара, и внешних сил, обусловленных получаемой земной поверхностью солнечной энергией, земная кора и Земля в целом непрерывно изменяются, проходя последовательный ряд стадий развития. Те разделы геологических дисциплин, которые изучают течение процессов, изменяющих лик Земли, объединяются общим понятием динамической геологии, не являющейся единой дисциплиной. К динамической геологии, в частности, относятся разделы минералогии и петрографии, касающиеся процессов образования минералов и горных пород, разделы тектоники, касающиеся изучения процессов образования различных типов тектонических структур.
Есть и такие геологические дисциплины, которые в большей своей части относятся к динамической геологии. Это — вулканология, изучающая процессы вулканизма, и геоморфология, рассматривающая рельеф земной поверхности, процессы его образования и законы развития. В части изучения геологических процессов, обусловленных действием внешних сил, динамическая геология и особенно геоморфология тесно связаны с физической географией, так как знание географической среды совершенно необходимо для понимания хода этих процессов. Поэтому геоморфологию часто рассматривают как дисциплину, пограничную между геологией и географией, или даже относят ее целиком к географии.
Земля имеет очень длительную и сложную историю развития, которая запечатлена в многообразных горных породах, последовательно возникавших в недрах Земли и на ее поверхности. Восстановление истории Земли и объяснение причин ее исторического развития составляет предмет исторической геологии. К ней тесно примыкают разделы минералогии и особенно петрографии, касающиеся истории развития изучаемых ими явлений. Но главными, нераздельно входящими в ее состав специальными дисциплинами являются стратиграфия, палеогеография и историческая тектоника.
Стратиграфия устанавливает хронологическую последовательность образования горных пород земной коры, служащих главными документами прошлого. На этой основе строится геологическое летоисчисление, без которого невозможно восстановление истории Земли.
Во многих породах, образовавшихся на поверхности Земли, встречаются в виде окаменелостей остатки ранее существовавших животных и растений, захороненные некогда в свежих отложениях песка, ила и других осадках, превратившихся затем в плотные породы. Изучение этих ископаемых остатков, которым занимается наука палеонтология, позволяет восста-
навливать картину развития органического мира, а тем самым использовать остатки вымерших организмов как важнейшие средства построения системы геологического летоисчисления. Поэтому палеонтология, наука по своей сути биологическая, теснейшим образом связана со стратиграфией и служит ее важнейшей основой.
Задачей палеогеографии является восстановление истории изменения географической обстановки земной поверхности. Средством для этого опять-таки служат горные породы и заключенные в них окаменелости. Поэтому палеогеография тесно связана с петрографией и палеонтологией.
Наконец, историческая тектоника, являющаяся одновременно и разделом общей тектоники, изучает историю развития внутренней структуры земной коры. Последняя в значительной мере определяет изменения, происходящие в лике земной поверхности, поэтому историческая тектоника представляет собой в настоящее время один из ведущих разделов исторической геологии.
Кроме вышеперечисленных основных теоретических дисциплин, входящих в состав современной геологии, существует еще целый ряд геологических наук, также разрабатывающих отдельные важные теоретические проблемы, но в большей степени тесно связанные с применением геологии к решению чисто практических задач. К ним относятся: региональная геология, изучающая геологическое строение и геологическую историю отдельных областей земного шара; геологическое картирование, разрабатывающее методы составления геологических карт, служащих важнейшей основой любых геологических исследований; учение о полезных ископаемых, занимающееся теорией образования месторождений различных полезных ископаемых и закономерностями их распределения в недрах земной коры; разведочное дело, разрабатывающее методику поисков и разведок полезных ископаемых; гидрогеология — наука о подземных водах, их происхождении и условиях циркуляции в земной коре; инженерная геология, изучающая геологические условия возведения различных инженерных сооружений; военная геология, касающаяся применения геологии к военному делу; экономическая геология, разрабатывающая вопросы экономики использования минерального сырья и т. и.
В отличие от большинства естественных наук, широко использующих в качестве основного метода исследования ла- бопаторный опыт, геология является наукой, в которой экспериментальный метод исследования имеет очень ограниченное применение. Основная трудность применения эксперимента в геологии заключается в несоизмеримости масштаба времени геологических процессов с длительностью человеческой жизни. Геологические процессы, протекающие в природных условиях.
длятся сотни тысяч и миллионы лет. Естественно, что воспроизведение подобных процессов в лабораторных условиях невозможно.
В отдельных случаях, однако, в настоящее время делаются попытки применения моделирования и эксперимента в некоторых областях геологического исследования. Так, например, в лабораториях производится плавка горных пород и наблюдение за остыванием расплавов с целью изучения закономерностей образования минералов. Производятся некоторые эксперименты по воспроизведению различных тектонических структур (складок, надвигов и т. д.). Широко применяется моделирование для изучения гидрогеологических условий при строительстве плотин и создании водохранилищ, позволяющее на уменьшенных моделях изучить возможные изменения в режиме реки и подземных вод. Однако методика экспериментирования еще мало разработана, и объем этих исследований в геологии очень мал по сравнению с их применением в других науках.
Недостаточные возможности экспериментальных методов исследования в геологии в большей мере искупаются, возможностью применения для геологического изучения метода а к- туализма. Сущность последнего заключается в понимании прошлого посредством изучения настоящего. Согласно этому принципу наблюдение и изучение современных физических, химических и геологических процессов позволяют судить о процессах и физико-географических условиях прошлого.
Принцип актуализма в приложении его к геологическим явлениям появился еще в XV в. (Леонардо да Винчи, Н. Стено и др.). Актуалистический подход в решении геологических вопросов характерен для взглядов М. В. Ломоносова. Как научный принцип актуализм был обоснован в начале 30-х годов прошлого столетия в трудах знаменитого английского геолога Ч. Ляйелля. Однако у Ляйелля актуализм был ограничен признанием им полного количественного и качественного равенства между геологическими процессами в настоящем и в прошлом Земли, почему его часто называют униформиз м ом. В действительности же нельзя механически переносить современные условия в прошлые геологические эпохи, не учитывая развития Земли и сил, вызывающих геологические преобразования. Недостатки ляйеллевского взгляда на развитие Земли были впоследствии осознаны всеми передовыми геологами и полностью преодолены советской наукой, прочно стоящей на позициях диалектического материализма.
Применяя актуалистический метод, советские геологи признают, что сама Земля, физико-химические условия в ее недрах
и на поверхности, климат, состав атмосферы, соленость морей и океанов, органический мир непрерывно менялись и развивались, поэтому перенесение хода современных процессов и особенностей современных геологических явлений на прошлые эпохи нельзя проводить механически, не учитывая эволюции самой Земли и условий, существующих внутри нее и на ее поверхности. Чем дальше от нас прошлая геологическая эпоха, тем менее полно применим для познания ее геологических условий метод актуализма. Для познания же относительно недавнего прошлого Земли актуалистический метод широко применяется и достаточно надежен .
Основное значение при геологических исследованиях имеет наблюдение. Исследователь-геолог должен уметь видеть и наблюдать. При сборе фактического материала и наблюдении в геологии могут использоваться разнообразные методы исследования, разработанные на базе других наук — физики, химии, метеорологии, астрономии, геодезии, гидравлики, сопротивления материалов и др. Широкое распространение получают в настоящее время новейшие физические и химические методы исследования состава и свойств минералов и горных пород — рентгеноскопический, метод спектрального анализа, микроскопический метод с применением электронного микроскопа, изучение изотопического состава минералов и др. Большое значение приобретают методы определения абсолютного возраста горных пород по заключающимся в них радиоактивным элементам. При изучении геологического строения земной коры все шире используются данные аэрофотосъемки и различные геофизические методы (магнитометрия, гравиметрия, электрометрия, сейсмометрия и радиометрия).
Как и в других науках, особенно естественных, за стадией наблюдения и сбора материала в геологии следует стадия обобщений и выводов, с которой связано установление закономерностей явлений и построение научных теорий или гипотез. Первоначально гипотеза возникает, опираясь только на ограниченное количество фактов и наблюдений, как предположение о закономерных связях, выходящее за пределы непосредственно наблюдаемых явлений.
Гипотезы необходимо проверять. В таких науках, как физика, химия, биология, широко и успешно применяется для проверки опыт. В геологических исследованиях он заменяется повторным наблюдением и сопоставлением более широкого круга фактов. Однако это не может полностью заменить эксперимент, и отчасти именно поэтому некоторые проблемы геологии до сих пор не получили однозначного решения.
Успешное решение теоретических задач геологии тесно связано с разрешением одной из крупнейших практических задач — прогноза поисков необходимых для народного хозяйства минеральных ресурсов. За годы Советской власти достигнуты
значительные успехи в деле освоения неисчерпаемых природных богатств нашей Родины, благодаря чему по разведанным запасам многих видов полезных ископаемых Советский Союз выдвинулся на первое место в мире, а промышленность обеспечена всеми видами минерального сырья.
Применение геологических знаний в народном хозяйстве не ограничивается задачей поисков и разведки полезных ископаемых. Геолог обслуживает добычу полезного ископаемого вплоть до полного его извлечения. С этой целью на шахтах и рудниках созданы кадры шахтных и рудничных геологов, направляющих и контролирующих разработку.
Большое значение имеет геология и в других отраслях народного хозяйства: в строительстве, сельском хозяйстве, области здравоохранения и в обороне страны. В СССР существует закон, по которому ни одно крупное строительство не может быть начато без заключения геологов о возможности его осуществления по геологическим условиям. К таким строительствам относятся сооружения крупных зданий, плотин, мостов, железнодорожных магистралей, автострад, оросительных систем и тем более заложение подземных выработок. Сельское хозяйство геолог обеспечивает минеральными удобрениями, а также разрешает вопросы водоснабжения и мелиорации.
В области здравоохранения в задачи геолога входит обеспечение бальнеологическими средствами: минеральными водами, лечебными грязями, медикаментами минерального происхождения. Иногда геологу приходится выступать в роли «лекаря» целых курортов. Так, после небольших землетрясений на Кавказе на курортах Боржоми и Кисловодск начали иссякать источники боржоми и нарзана. Геологам после исследования изменившейся геологической обстановки удалось применить необходимые методы «лечения».
В деле обороны страны при непосредственном участии геологов составляются карты возможных источников водоснабжения армий, мест расположения месторождений строительных материалов, необходимых для сооружения мостов, фортификационных укреплений и т. д. Важна консультация геолога при составлении крупных стратегических планов, в которых учитываются условия продвижения войск и различных видов транспорта по территории предполагаемых военных действий. Наконец, геолог указывает места размещения месторождений стратегического сырья, т. е. минеральных ресурсов, применяемых в военной промышленности. К ним в первую очередь относятся черные металлы — железо, марганец и другие, получившие название металлов войны, редкие металлы, горючие ископаемые И т. д.
Большую роль играет геология в борьбе с религиозными предрассудками, вскрывая закономерности развития Земли и утверждая материалистическое миропонимание.
СОДЕРЖАНИЕ КУРСА И НЕКОТОРЫЕМЕТОДИЧЕСКИЕ ЗАМЕЧАНИЯ
Из изложенного отчасти уже ясно содержание настоящего курса и значение его в цикле геологических дисциплин, проходимых в геологических вузах. В курсе «Основы геологии» закладываются основы геологических знаний, необходимые не только геологу или специалисту близкого профиля (горняку, геофизику), но и любому образованному человеку нашей страны. При дальнейшем обучении многие из геологических вопросов, разобранных в настоящем курсе, получат более полное и глубокое освещение в ряде специальных геологических дисциплин, однако заложение прочных основ геологических знаний и знакомство с основными методами геологического исследования уже с первого курса имеет большое методологическое значение.
В курс «Основы геологии» включены следующие разделы: пространство и время в геологии, общая физика и химия Земли, описание различных ободочек (сфер) Земли и описание процессов, совершающихся на нашей планете и ведущих к образованию минерального вещества и преобразованию форм поверхности Земли.
Дискуссионным вопросом при изложении основ геологии является до настоящего времени вопрос о порядке изложения глав, посвященных описанию экзогенных (внешних) и эндогенных (внутренних) процессов. Этот вопрос по-разному решается авторами разных учебников. Мы считаем, что внешние геологические процессы, такие, как выветривание, геологическая работа ветра, текучих вод, вод озерных и морских водоемов, более понятны для неподготовленного слушателя, чем процессы внутренней геодинамики — вулканизм, горообразование и т. д Поэтому в предлагаемом учебнике вслед за описанием Земли и ее оболочек следует раздел, посвященный описанию экзогенных процессов, а эндогенные процессы и теории развития Земли описываются в последующих главах.
Особенностью преподавания курса «Основы геологии» является необходимость вести изложение предмета концентрами. Под концентризмом в обучении понимают такую систему преподавания, при которой одни и те же разделы или вопросы учебной программы изучаются два, а иногда и три раза, в нарастающем объеме и со всё большей глубиной. В изложении данного курса в ряде случаев приходится идти по пути концен- тризма, забегая несколько вперед и касаясь, например, вопросов происхождения минералов и горных пород до изложения эндогенных процессов Земли.
При изложении курса нельзя избежать употребления научных геологических терминов, большинство из которых образовано при помощи греческих или латинских корней. Для луч-
шего запоминания и усвоения этих терминов в тексте приводится перевод их на русский язык. В конце книги имеется предметный указатель, который позволяет найти страницы с более подробным объяснением геологических понятий и терминов.
ГЛАВА 2
КРАТКИЙ ИСТОРИЧЕСКИЙ ОБЗОР РАЗВИТИЯГЕОЛОГИЧЕСКИХ ЗНАНИЙ
Развитие человека и человеческого общества происходило в неразрывной связи с окружавшей его материальной средой, которой является поверхность нашей Земли со свойственными ей природными условиями.
Уже на самых первых этапах развития человека (в каменном веке) в его жизни большую роль играли различные горные породы и минералы, использовавшиеся им для изготовления примитивных каменных орудий. В течение последующего бронзового и железного веков в истории человечества огромное значение приобретают самородные металлы (медь, золото, се ребро), а затем руды меди, олова и железа. Естественно, что использование этих природных богатств сопровождалось и первыми попытками их изучения. В древнейших дошедших до нас письменных памятниках Египта, Мессопотамии и Китая, относящихся к III—II вв. до н. э., уже находятся сведения о некоторых минералах, их свойствах и распространении.
Первое знакомство с горными породами и минералами должно было заставить человека оценивать такие их свойства, как твердость, характер раскола, ковкость и т. п. Эти элементы исследования физических свойств вещества явились зачатками того направления в геологии, которое впоследствии (в XVII—XVIII вв ) получило название геогностического.
Издавна привлекали внимание людей и различные геологические явления, особенно такие, как землетрясения, наводнения, извержения вулканов. Отголоски фантастических представлений древних людей о причинах подобных геологических явлений сохранились до сих пор в мифах и сказаниях многих народов.
В эпоху расцвета Греции (VII—V вв. до н. э.) в сочинениях многих философов и ученых уделялось серьезное внимание вопросам изучения Земли и происходящих на ней процессов. Уже в эти отдаленные времена оформились два противоположных направления в понимании геологических процессов, нашедшие свое отражение и в последующей истории геологии. Выразителем одного из этих направлений, получившего в XVIII в. название нептунизма (от имени древнеримского
бога моря Нептуна), был известный древнегреческий философ Фалес (VII—VI вв. до и. э.), утверждавший в своем учений, что Земля со всеми населяющими ее живыми организмами произошла из воды и вновь в нее обратится. В противоположность этому воззрению представители другой школы утверждали, что основой всего существующего является огонь, и Земля, подобно Солнцу, возникла из огня.
Интересные высказывания по многим геологическим вопросам находятся в сочинениях известного греческого философа Аристотеля (IV в. до н. э.), пытавшегося объяснить причины землетрясений и вулканических извержений существованием в недрах Земли раскаленного газообразного вещества. Аристотель признавал, что поверхность Земли подвергается непрерывным изменениям и. площадь суши меняется вследствие колебаний уровня моря. Причины этих колебаний он видел в циклических изменениях климатов.
Сходные взгляды развивал позже римский географ Страбон, живший в I в. до н. э., также придерживавшийся представлений о непрерывном изменении очертаний сущи и морей на поверхности Земли. В отличие от Аристотеля он признавал, что эти изменения возникают вследствие поднятий и опусканий земной коры, а не из-за климатических колебаний. Таким образом, философы античного мира в своих суждениях о развитии Земли высказывали много правильных мыслей, свидетельствующих о большой наблюдательности и диалектическом мышлении.
По иному пути шло развитие научной мысли в последующий мрачный период истории' человечества — Средневековье.
В истории развития геологических знаний этого периода можно отметить имена лишь трех ученых Востока — таджикского философа и врача Абу-Али Ибн-Сина (Авиценна), узбекского ученого Аль-Бируни и азербайджанского астронома Мухаммеда Насиреддина (Туси), в трудах которых можно найти некоторые данные по геологии.
В отличие от стран Востока в Европе в течение средних веков царил полный застой в развитии геологической науки. В эту эпоху безраздельно господствовала церковь со своими догмами о сотворении мира и его неизменности, преследовавшая иные воззрения на происхождение и развитие Земли.
Новый этап в развитии всех наук и в том числе геологии, начался в XV в., в эпоху Возрождения. Среди ученых этого периода, занимавшихся различными вопросами геологии, следует отметить имена Леонардо да Винчи, И. Фракасторо, Б. Палисси, Г. Бауэра (Агрикола), Н. Стено.
В сочинениях Леонардо да Винчи, а также в трудах итальянского врача Фракасторо (1483—1553) и французского химика Б. Палисси (1510—1590) находится резкая критика религиозных воззрений на природу окаменелостей, встречаю-
щихся в земных пластах и считавшихся в средние века «игрой природы», созданием звезд или объяснявшихся иными чудодейственными причинами. Леонардо да Винчи, правильно понимая природу окаменелостей как остатков некогда живших в море разнообразных морских животных, высказывал на этом основании мысль о постепенном и длительном развитии Земли и многократно повторявшейся на ее поверхности смене физико-географических условий. Дальнейшее развитие эти взгляды получили в трудах Н. Стено (1638—1687), установившего ряд закономерностей в образовании и залегании слоев горных пород, которые и ныне лежат в основе структурной геологии и геотектоники.
Крупнейшим научным достижением эпохи Возрождения было появление трудов польского астронома Н. Коперника (1473—1543), впервые правильно истолковавшего строение солнечной системы. На основе открытия Коперника в течение XVII и XVIII вв. неоднократно делались попытки создания первых гипотез об образовании Земли и ее развитии (Декарт, Лейбниц, Бюффон, Гук, Рихман).
Одни из авторов упомянутых гипотез (Декарт, Лейбниц, Бюффон) видели могущественный фактор создания и преобразования Земли в действии воды и возглавляли школу нептунизма, зародившуюся еще в древнем мире, другие (Гук, Рихман, Моро) отдавали предпочтение действию «подземного жара», за что получили название плутонистов.
Чисто умозрительные, оторванные от опыта и наблюдений, гипотезы ученых XVII — начала XVIII в. развивали в геологии направление, получившее название геогенического. Несмотря на примитивность, а часто и неправильность взглядов геогенистов, их учение все же было определенным шагом вперед по сравнению с учением церкви, провозглашавшей сотворение Земли богом в течение 7 дней. Бюффон, например, оценивал продолжительность существования нашей планеты в 75 тыс. лет.
Эти прогрессивные для того времени взгляды вызывали жестокие нападки со стороны служителей религии и не получали широкого распространения. Большинство ученых, занимавшихся в ту эпоху вопросами геологии, пытались примирить достижения науки с религиозными догмами.
До конца XVIII —начала XIX в. многие из них придерживались мнения о существовании в истории Земли всемирного потопа, описанного в Библии, и объясняли им образование осадочных пород и содержащихся в них окаменелостей. Это направление в геологии получило название дилювианизма.
1717Лишь очень немногие передовые умы смогли в то время хотя бы частично преодолеть эти ложные представления. Среди
17
17
них особо следует упомянуть имя великого русского ученого — энциклопедиста М. В. Ломоносова, во многом предвосхитившего новую эпоху в истории геологии. Будучи гениальным провидцем и зачинателем многих наук, Ломоносов сыграл большую роль как в практическом развитии горного дела и геологических наук в России, так и в заложении многих теоретических начал геологии.
Основные геологические представления Ломоносова изложены в его известном сочинении «О слоях земных» (1763), а также в более ранней работе «Слово о рождении металлов, от трясения Земли» (1757).
Отличительной чертой геологических взглядов Ломоносова являлась последовательно проводимая им во всех его сочинениях идея эволюционного развития Земли и искусное применение метода истолкования геологического прошлого путем сравнения с современными геологическими процессами. Ломоносов четко различал влияние внешних и внутренних сил на развитие Земли, отводя решающую роль в формировании земной поверхности глубинным процессам. Этим признанием синтеза внешних и внутренних сил в формировании лика Земли Ломоносов намного опередил свою эпоху, в течение которой не прекращалась борьба противоположных течений нептунистов и плутонистов.
Ломоносов много сделал для разъяснения образования различных горных пород и минералов, способствовал расширению и росту геологических исследований в России. Несмотря на наивность некоторых взглядов Ломоносова (например, он видел источник «подземного жара» в горении серы, а также полагал, что накопление соли в морях происходит путем выщелачивания солей из организмов, и т. д.), объяснявшуюся низким уровнем методов исследования и научных знаний его эпохи. Труды Ломоносова в области геологии предвосхитили достижения геологов последующего поколения благодаря вдумчивому отношению его к явлениям природы, материалистическому мировоззрению и умению логически мыслить, не полагаясь на мнения авторитетов.
Ломоносов был патриотом своей родины, стремившимся умножить богатства и славу родной земли. По проекту Ломоносова в России в конце XVIII в. были организованы знаменитые- академические экспедиции, возглавлявшиеся такими известными, исследователями, как П. С. Паллас, И. И. Лепехин, И. Г. Гмелин, А. И. Гильденштедт, Н. Я. Озерецковский, и другими русскими учеными, исследования которых принесли много ценных данных для познания геологического строения различных областей России.
За рубежом, как уже упоминалось выше, XVIII в. был временем борьбы двух направлений в геологии — нептунизма и плутонизма. Долгое время перевес в споре находился на стороне нептунистов, общепризнанной главой которых был профес-
сор Фрейбергской горной академии (Саксония) А. Г. Вернер- (1750—1817). Нептунистические идеи, сводящие все факторы возникновения и преобразования земной коры к деятельности воды, и полностью отрицавшие значение в развитии Земли внутренних сил, сыграли отрицательную роль в развитии геологических знаний.
Значительно более прогрессивным было учение шотландского геолога Д. Геттона (1755—1797), который основное значение в развитии Земли придавал «внутреннему жару», признавая, однако, что на поверхности Земли происходят процессы разрушения горных пород, связанные с деятельностью внешних сил. В начале XIX в. в споре нептунистов и плутонистов в конце концов победили последние, и нептунистические представления были полностью оставлены наукой.
Следующий шаг в развитии геологии был сделан в начале XIX в. английским землемером В. Смитом (1769—1839), случайно при прокладке каналов обратившим внимание на различие в органических остатках, встречающихся в пластах земли. Смит впервые установил возможность использования ископаемых для определения последовательности отложения пластов, тем самым заложив основы для развития нового, исторического направления в геологии. Важное открытие Смита было подтверждено работами Ж. Кювье (1769—1832) и А. Броньяра (1770—1847) по изучению ископаемых позвоночных из отложений Парижского бассейна.
Исследования Кювье положили начало новой науке — палеонтологии, оказавшей огромное влияние на последующее развитие стратиграфии и исторической геологии. В течение первой половины XIX в., используя данные палеонтологии, геологи разных стран (А. Седжвик, Р. И. Мурчисон, Альберти и др.) заложили основы геологического летоисчисления и создали стратиграфическую схему отложений земной коры, обобщающую все добытые знания о последовательности образования горных пород и истории развития нашей планеты.
Будучи ’сторонником теории неизменяемости видов, Кювье объяснял наблюдаемые в разных пластах различия в состаьр фауны и флоры вымиранием организмов в результате внезапных геологических катастроф и последующим созданием новых форм жизни по воле бога.
Эта теория, получившая название катастрофизм а, поддерживалась видными геологами Л. фон Бухом (1774—1853) и Эли де Бомоном (1798—1874), разработавшими на ее основе гипотезы развития земной коры и образования гор. Отрицая постепенное развитие Земли и объясняя изменения, якобы периодически происходящие на ней, катастрофическими событиями мирового порядка, катастрофизм легко уживался с религией и был по существу реакционным идеалистическим учением.
Решительный удар катастрофизму был нанесен английским геологом Ч. Ляйеллем (1797—1875), обосновавшим в 1833 г. в своей книге «Основы геологии» положения об эволюционном развитии Земли. По словам Энгельса, «Ляйелль внес здравый смысл в геологию, заменив внезапные, вызванные капризом
творца, революции постепенным действием медленного преобразования Земли».
Учение Ляйелля, основанное на принципе актуализма, сыграло огромную прогрессивную роль в создании эволюционного направления в геологии.
Другим важным фактором, оказавшим большое влияние на развитие геологии, было широкое признание теории эволюционного развития организмов, изложенной в гениальном труде Ч. Дарвина «Происхождение видов» (1859). С этого времени сильно возрастает интерес к изучению палеонтологических остатков, представляющих богатый мате-
Ч. Ляйелльриал для подтверждения
теории эволюции организмов. Палеонтология из чисто описательной науки, какой она была в первой половине XIX в., превращается в науку, вскрывающую родственные связи между ранее существовавшими организмами и закономерности в их развитии.
В создании новой палеонтологии велика роль русских ученых и особенно В. О. Ковалевского, который по праву считается основоположником эволюционной палеонтологии. Успехи палеонтологии способствовали созданию стройной картины развития органического мира Земли и восстановлению палеогеографических условий прошлого. Все это привело к возникновению в начале XX в. нового направления в геологии— науки палеогеографии.
Конец XIX и начало XX в. ознаменовались бурным ростом геологии и выделением из нее многих новых самостоятельных отраслей — петрографии, литологии (петрографии осадочных пород), генетической минералогии, гидрогеологии, геохимии, геотектоники и др. В развитии геологических наук конца XIX и первой половины XX в. большую роль играли успехи физики и химии, способствующие совершенствованию методов, применяе-
мых при изучении минералов и горных пород, свойств глубоких недр Земли и других геологических исследованиях.
В области теоретической геологии эта эпоха характеризуется разработкой различных гипотез развития Земли, среди которых долгое время наибольшим успехом пользовалась гипотеза
контракции, впервые высказанная еще в 1829 г. французским геологом Эли де Бомоном.
Гипотеза контракции (сжатия) Земли основывалась на господствовавших в то время представлениях, высказанных немецким философом Кантом, об образовании Земли из раскаленной туманности путем постепенного сгущения ее и перехода газовых частиц сначала в жидкое, а затем в результате продолжающегося остывания и в твердое состояние. С позиции этой гипотезы, позднее детально разработанной французским математиком Лапласом, многими учеными делались попытки объяснить образование
А. П. ПавловА. П. Павловскладчатых гор на поверхности Земли в результате сморщивания земной коры под
А. П. Павлов
А. П. Павлов
влиянием остыВсШия и уменьшения в объеме внутренних мэсс Земли, подобно сморщиванию кожуры печеного яблока (Э. Зюсс, А. Гейм, Б. Виллис и др.).
В конце XIX в. рост геологических наблюдений в разных странах привел к возникновению теории геосинклиналей, объясняющей основные закономерности в развитии земной коры существованием на ней особо податливых зон — геосинклиналей. Последние в ходе своего развития, испытывая складчатость, теряют подвижностьи превращаются в более жесткие области — платформы. В развитии геосинклинальной теории, оказавшейся очень плодотворной, обобщающей теорией развития Земли, большую роль играли американские геологи Дж. Холл (1811—1898), Дж. Дэна (1812—1895), последнему принадлежит и сам термин—геосинклиналь, французский ученый Э. Ог (1861 —1927), русские ученые А. П. Карпинский (1847—1926), А. П. Павлов (1854—1929), А. А. Борисяк (1872—1944) и др.
Русские геологи уделяли большое внимание изучению геологических явлений, изменяющих поверхность Земли и земную кору. Лекции и статьи А. П. Павлова раскрывали сущность этих явлений. Книга И. В. Мушкетова «Физическая геология» явилась наиболее полной сводкой по вопросам динамической геологии.
В советский период разработкой теоретических проблем геологии с успехом занимается большой коллектив ученых. Среди крупнейших советских ученых-геологов следует упомянуть
В. А. Обручева, А. Д. Архангельского, Н. С. Шатского, Н. М. Страхова и многих других.
Работы по теоретической геологии возглавляются в СССР Академией наук, имеющей в своем составе ряд геологических институтов (Геологический институт; Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии; Институт минералогии и геохимии редких элементов) и научных институтов близкого профиля, ведущих геологические исследования (Институт океанологии, Институт нефти, Институт физики Земли, Палеонтологический институт, Институт географии и др.). Геологические институты имеются в настоящее время также в составе всех республиканских академий наук.
Отличительной чертой работ советских геологов в области теоретической геологии является исторический подход к явле- 22 .
ниям, рассмотрение их взаимосвязи, стремление к выяснению причин и последовательности в развитии того или иного явления.
Благодаря правильной методологической основе советская геология в области разработки теоретических проблем достигла крупных успехов и по праву занимает в настоящее время одно из ведущих мест в мировой науке.
В капиталистических странах современный период в развитии геологии в противоположность Советскому Союзу характеризуется заметным поворотом в сторону реакции, в некоторых случаях даже возвращением к старым идеалистическим представлениям, подвергающимся заслуженной критике со стороны советских ученых.
Развитие геологических наук в конце XIX и в первой половине XX в. стоит в тесной связи с общим ростом промышленности и увеличением требований по обеспечению промышленности минеральным сырьем. Наряду с выделением отдельных отраслей геологии в самостоятельные науки и совершенствованием их методов, непрерывно и неуклонно происходит расширение объема исследований по изучению геологического строения и выявлению месторождений полезных ископаемых разных стран. Для проведения этих работ во многих странах еще в первой половине XIX в. были организованы учреждения государственной геологической службы, проводившие геологическую съемку и поиски полезных ископаемых на территории страны.
В России геологическими работами с 1700 г. руководил Приказ рудокопных дел, а затем Берг-Коллегия, а с начала XIX в. Ученый комитет военного корпуса горных инженеров. В период расширения геологических исследований в 1882 г. был организован Геологический комитет. Несмотря на весьма ограниченный штат (первоначально в составе Геолкома было всего 8 геологов), он широко развернул работы по геологической съемке территории России. Была составлена 60-верстная геологическая карта Европейской части России, 30-верстная карта Туркестана, сводная геологическая карта западного склона Урала и др. С 1882 г. стала проводиться детальная одноперстная геологическая съемка в Донецком каменноугольном бассейне под руководством Л. И. Лутугина, а позднее П. И. Степанова. В начале XX в. в связи с поисками нефти большие геологосъемочные работы развернулись на Апшеронском полуострове.
Значение работ, проведенных Геологическим комитетом в дореволюционные годы, очень велико, и многие исследования того периода и до сих пор остаются непревзойденными образцами геологической съемки. Однако размах работ, которые вел Геологический комитет до революции, не может идти ни в какое сравнение с деятельностью геологической службы в период после Великой Октябрьской революции.
В советское время требования к труду геологов и нужда в геологических кадрах резко повысилась. Еще в 1918 г. В. И. Ленин отдал распоряжение об организации Московской горной академии и расширении приема на геологические специальности в других учебных заведениях. В дальнейшем были открыты геологические и геологоразведочные факультеты почти во всех университетах, политехнических и индустриальных вузах, а также средние учебные заведения ( техникумы) для подготовки квалифицированных техников-геологов.
Значительно расширилась и деятельность Геологического комитета; если в дореволюционные годы геологической съемкой было покрыто только 10,25% территории России, то за первые годы советской власти (к 1929 г.) площадь заснятой территории возросла почти вдвое, а площадь детальных съемок увеличилась более чем в 3 раза.
В 1930 г. геологическая служба в СССР в целях расширения и увеличения темпов геологических и геологоразведочных работ была коренным образом перестроена. На базе б. Геологического комитета было создано Главное геологоразведочное управление при ВСНХ СССР и ряд научно-исследовательских институтов. В 1939 г. Главное геологоразведочное управление было преобразовано в Комитет по делам геологии при СНК СССР, а с 1946 г. создано союзное Министерство геологии.
Сложную работу по планированию и организации геологических работ Министерство осуществляет через ряд главных управлений и трестов, построенных по территориальному принципу. Эти управления организуют экспедиции и геологические партии, выполняющие в поле геологосъемочные, поисковые и разведочные работы.
За годы Советской власти многочисленными экспедициями и геологическими партиями были обследованы и изучены области далеких окраин Советского Союза, которым до революции совсем не уделялось внимания (Заполярье, Дальний Вос ток, Памир, Колет-Даг и др.), существенно уточнены представ ления о геологическом строении и геологической истории Урала, Казахстана, Алтая, Карпат, Кавказа, Сибири. В настоящее время уже не осталось на широких просторах нашей Родины белых пятен — мест, где бы ни ступала нога геолога. На основании обобщения данных по исследованию геологического строения различных районов страны составлены обзорные геологические карты СССР в масштабе 1:7 500 000, 1 :5 000 000, 1 : 2 500 000, тектоническая карта Союза в масштабе 1 : 5 000 000, составлена и издается геологическая карта СССР в масштабе 1 : 1 000 000. Выявлено много новых месторождений, и Советский Союз по запасам ряда полезных ископаемых выдвинулся на первое место в мире, а также полностью освободился от иностранного импорта по всем видам минерального сырья.
В целях обмена опытом в области практических и теоретических достижений геологии созываются конференции и съезды геологов СССР, организуемые Министерством геологии и охраны недр СССР, Академией наук СССР и различными научными обществами (Московским обществом испытателей природы, Всесоюзным минералогическим обществом и многими другими).
С 1875 г. существует международное объединение геологов — Международный геологический конгресс, периодически проводящий сессии, на которых происходит обмен научной информацией между геологами разных стран и принимаются решения' по унификации геологических обозначений и терминов, а также стратиграфической, петрографической и палеонтологической номенклатур и границ между геологическими системами.
Результаты работ геологов публикуются в СССР в ряде периодических и монографических изданий. Старейшим в России периодическим геологическим изданием был «Горный журнал», который начал выпускаться в 1825 г. Ученым комитетом военного корпуса горных инженеров. Со времени организации в России Геологического комитета начали систематически выходить в печати: «Труды Геологического комитета», «Материалы по общей и прикладной геологии», «Сборники», «Известия Геологического комитета», «Вестник Геологического комитета», в которых был опубликован ряд классических произведений по геологии, не потерявших своего значения до настоящего времени.
В настоящее время Академией наук СССР, Министерством геологии и охраны недр СССР, Министерством высшего образования СССР и научными обществами большими тиражами издается много периодической геологической литературы: «Известия АН СССР», серия геологическая; «Бюллетень Московского общества испытателей природы», отдел геологии; «Советская геология»; «Разведка недр»; «Известия высших учебных заведений», серия геология и разведка и другие, а также много монографических изданий. Многочисленные периодические и монографические геологические издания выпускаются также республиканскими филиалами Академии наук и академиями союзных республик, отдельными научными институтами, и высшими учебными заведениями.
Раздел II
ПРОСТРАНСТВО И ВРЕМЯ В ГЕОЛОГИИ
ГЛАВА 3
ЗЕМЛЯ В МИРОВОМ ПРОСТРАНСТВЕ
Земля является одним из бесчисленных небесных тел, рас- ^сеянных в безграничном пространстве Вселенной. Изучение Земли как небесного тела относится к области- астрономии. Однако общее представление о положении Земли в мировом пространстве и отношении ее с другими космическими телами необходимо и в курсе геологии, так как многие процессы, совершающиеся на поверхности, а возможно, и в глубоких недрах земного шара, тесным образом связаны с влиянием внешней среды, окружающей нашу планету. Познание Вселенной, изучение состояния различных небесных тел и протекающих на них процессов проливает свет на вопросы происхождения Земли и ранних стадий ее развития. Эти страницы истории Земли не могут быть прочитаны геологом без помощи астрономии и астрофизики.
Положением Земли в мировом пространстве люди начали интересоваться еще в далеком прошлом. Судя по дошедшим до нас источникам, этими вопросами занимались ученые Китая, Вавилона и Египта еще за много веков до начала нашей эры. Первоначальные представления о строении Вселенной основывались на признании Земли центром мира, вокруг которого совершается движение всех планет и Солнца.
Подобная система строения мира была разработана более подробно александрийским ученым Птолемеем во II в. н. э. и получила название геоцентрической. Истинное положение Земли как одной из планет солнечной системы было доказано -только в XVI в. великим польским ученым Коперником. Его открытие было целым переворотом в миросозерцании людей и послужило толчком для развития астрономии на правильной научной основе. Непрерывное совершенствование методов научных исследований и астрономических инструментов в течение последующих веков чрезвычайно расширило представления о строении не только солнечной системы, но и всего безграничного пространства Вселенной, заключающего бесчисленное множество звездных миров.
СОЛНЕЧНАЯ СИСТЕМА
Солнечная система, к которой принадлежит Земля, представляет собой сравнительно очень небольшой участок Вселенной, примыкающий к огромному по своим размерам и массе центральному телу системы — Солнцу. Вокруг него по определенным орбитам обращается множество гораздо более мелких тел. В зависимости от их физического состояния, размеров и массы среди них различают относительно крупные тела — планеты с их спутниками, и тела малые, к которым относятся астероиды, кометы, потоки метеорных частиц и космическая пыль.
Планеты. Название «планеты» происходит от греческого слова, в переводе означающего «блуждающие». Это название в древности было даНо небесным телам, медленно, но непрерывно перемещающимся по небесному своду относительно большинства звезд. Как установлено наукой, сама по себе эта особенность планет не имеет принципиального значения, так как все звезды, как и любое тело во Вселенной, также находятся в движении, и их кажущаяся неподвижность на небе объясняется чрезвычайной удаленностью от Земли. Тем не менее планеты действительно отличаются от звезд своими сравнительно очень малыми размерами и физическим состоянием слагающего их вещества. Все они являются холодными телами, температура поверхности которых зависит почти исключительно от тепла, получаемого от Солнца, и которые светятся его отраженным светом. Планеты вращаются вокруг Солнца по орбитам, близким к круговым и лежащим почти в одной плоскости (компланарным). В настоящее время в солнечной системе известно 9 планет. Ближе всех к Солнцу находится Меркурий, за ним следуют Венера, Земля, Марс, Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун и Плутон. Расстояния планет от Солнца подчиняются определенной закономерности — каждая следующая планета отстоит от Солнца примерно вдвое дальше, чем предыдущая. Земля находится от Солнца на среднем расстоянии — 149 500 тыс. км; самая отдаленная планета Плутон — на расстоянии 5915 млн. км.
По положению в солнечной системе, по размерам и по особенностям своего физического состояния планеты четко делятся на две группы—планеты-гиганты и планеты типа Земли. К планетам-гигантам относятся наиболее, удаленные от Солнца планеты: Юпитер, Сатурн, Уран и Нептун *. Их размеры в десятки раз превосходят размеры планет земного типа, а плотность значительно ниже.
1 Планета Плутон еще очень мало изучена и особенности ее строения пока неизвестны. По своим размерам Плутон сильно отличается от планет- гигантов и ближе стоит к планетам земного типа.
По современным представлениям внутренняя часть планет- гигантов имеет плотность больше единицы. Но твердое ядро их окружено толстой оболочкой льда и замерзших газов, над которой еще располагается весьма обширная облачная атмосфера из аммиака и метана. Вследствие этого средняя плотность планет этого типа, вычисляемая как отношение веса ко всему объему, оказывается близкой к плотности воды. Благодаря своей удаленности от Солнца планеты-гиганты получают от него очень мало тепла и температура их поверхности много ниже нуля. Они окружены многочисленными спутниками: Юпитер имеет 12 спутников, Сатурн — 9, Уран — 5, Нептун—2.
К группе планет земного типа относятся, кроме Земли, Венера, Марс и Меркурий. Эти планеты обладают относительно небольшими размерами, близкими к размерам Земли, сравнительно высокой плотностью (плотность Земли — 5,5, Венеры — 4,9, Марса •— 4, Меркурия — 3,8) и разреженными атмосферами. В отличие от планет-гигантов эти планеты совсем не имеют или имеют не больше одного-двух спутников.
Особый интерес представляет собой единственный спутник Земли—Луна. Это ближайшее к Земле небесное тело, изучение которого можно производить не только астрофизическими методами, но и путем непосредственного наблюдения и фотографирования лунной поверхности. Находясь от Земли в среднем на расстоянии 384—395 тыс. км (считая от центра Земли до центра Луны), т. е. в 400 раз ближе к нам, чем Солнце, Луна оказывает на Землю и на ее движение в мировом пространстве значительное возмущающее влияние.
Физически влияние лунного притяжения проявляется на Земле в виде явлений приливов и отливов в океанах, которые имеют большое значение в жизни нашей планеты. Лунное притяжение сказывается и на твердой оболочке Земли, вызывая в ней также некоторые деформации, аналогичные морским приливам, но значительно меньшие по масштабу. Помимо непосредственного воздействия приливных течений на земную кору, эти явления оказывают тормозящее влияние на вращение Земли и по подсчетам астрономов вызывают увеличение земных суток на 0,001 сек. в столетие.
Тесно связан с историей Земли вопрос о происхождении ее небесного спутника. По теории, разработанной английским математиком и астрономом Джорджем Дарвином (сыном знаменитого Ч. Дарвина), Луна отделилась от Земли примерно 4 млрд, лет назад, когда последняя представляла собой еще полужидкое, быстро вращающееся тело. Некоторые геологи (Штауб и др.) связывают с отрывом массы материи, пошедшей на образование Луны, возникновение впадины Тихого океана, дно которого лишено самой верхней, так называемой гранитной оболочки земной коры, имеющейся на соседних материках. В настоящее время эта теория подвергается сомне-
ниям. Современные представления о происхождении Луны будут разобраны ниже при рассмотрении вопроса о происхождении солнечной системы в целом.
Луна обладает незначительными размерами, диаметр ее примерно в 4 раза меньше диаметра Земли, а объем соответственно меньше земного почти в 50 раз. Плотность Луны (3,3) составляет всего 0,6 плотности Земли и, следовательно, ее
Рис. 1. Рельеф поверхности Луны
масса равна только 1/82 массы Земли. Малая масса является причиной отсутствия на Луне атмосферы, так как сила ее притяжения, в 6 раз меньшая, чем на Земле, не в состоянии удержать быстро движущиеся газовые молекулы. Вследствие отсутствия атмосферы поверхность Луны всегда видна незату- маненной с резко очерченными контурами форм рельефа и резкими тенями, падающими от высоких лунных гор (рис. 1).
Период вращения Луны вокруг оси в точности равен периоду ее обращения вокруг Земли и она всегда обращена к нам одной и той же стороной своей поверхности. Поэтому до
настоящего времени была хорошо известна топография и рельеф лишь одного лунного полушария, для которого существуют подробные карты с нанесенными на них обширными равнинными пространствами, условно называемыми «морями» Ч цепями гор, обрамляющими эти моря, трещинами и бороздами, рассекающими поверхность Луны, и огромным количеством' специфических для Луны кольцевых гор, образующих разнообразные по размерам и форме цирки и кратеры. Лунные цирки представляют собой кольцевые горные хребты, окружающие в виде вала плоскую гладкую равнину. Размеры их достигают нескольких десятков и даже сотен километров в поперечнике (самый большой на Луне цирк Гримальди имеет в поперечнике 237 км, цирк Клавий — 230 км и др.).
Кратеры отличаются от цирков несколько меньшими поперечниками и наличием в центре окруженной кольцом гор равнины крупной остроконечной вершины (или группы вершин), так называемой центральной горки. Вокруг кратеров и цирков иногда наблюдаются расходящиеся от них во все стороны светлые лучи или нимбы, тянущиеся на сотни километров по прямой. Обилие цирков и кратеров на поверхности Луны придает чрезвычайное своеобразие лунному ландшафту, резко отличающемуся от ландшафтов Земли. О происхождении лунных кратеров и цирков до сих пор ведутся споры между учеными. Существует два основных взгляда на природу образования этих форм.
Сторонники метеоритной теории происхождения лунных кратеров видят в них следы падения на Луну огромных метеоритов. Подобные воронки взрыва от падения крупных метеоритов известны и на Земле. Морфологически они очень сходны, но по размерам (достигают в диаметре нескольких сотен метров) не могут идти ни в какое сравнение с лунными кратерами.
Экспериментальным путем удавалось получить воронки с центральной горкой в середине при ударе в рыхлую среду тела, летящего с большой скоростью. При этом происходило и рассеивание вокруг кратера вещества, выбрасываемого из воронки по всем направлениям, приводящее к образованию расходящихся лучей, подобных лунным нимбам. Однако масштаб явлений, осуществляемых экспериментальным путем на Земле, разумеется ни в какой мере не сопоставим с масштабом крате- рообразования на Луне.
Другая точка зрения на природу лунных кратеров связывает их образование с вулканической деятельностью. Наличие светлых лучей, расходящихся от некоторых кратеров, объяс-
няется выбросами при вулканических извержениях какого-то неизвестного светлого вещества (условно его называют альбитом, от альба — белый). Изучение отражательной способности (альбедо) Луны, а также различные другие методы фотометрического исследования позволили установить, что по своим оптическим свойствам лунные горные породы действительноближе всего стоят к вулканическим лавам, находящимся в раздробленном состоянии, что является одним из подтверждений этой теории образования лунных форм рельефа Г
По всей вероятности, образование кратеров и цирков на Луне могло происходить как тем, так и другим путем, и обе теории не исключают, а только дополняют друг друга.
Астероиды. Астероидами, что в переводе с греческого означает «звездоподобный», были названы мелкие небесные тела, движущиеся подобно планетам вокруг Солнца в пространстве между орбитами Марса и Юпитера. Орбиты большинства астероидов представляют собой эллипсы, часто близкие к окружностям. Некоторые астероиды, однако, имеют орбиты в виде чрезвычайно вытянутых эллипсов, которые ничем не отличаются от орбит некоторых комет и метеорных потоков. Размеры астероидов очень незначительны. Самые крупные астероиды имеют всего несколько сотен километров в поперечнике (Церера — 770 км, Паллада — 490 км. Веста — 380 км, Юнона—190 км); размеры остальных астероидов несравненно меньше.
Самые мелкие из известных астероидов имеют диаметр порядка 1 км. Общая масса всех астероидов, которых известно- около 2000, не превосходит 1/1000 доли массы Земли. Астероиды светят отраженным светом Солнца. По изменению блеска некоторых астероидов предполагают, что многие из них не имеют правильной шарообразной формы, а представляют собой неправильные тела, разные части которых по-разному отражают солнечный свет. Это подтверждает мнение, что астероиды являются обломками планеты, расколовшейся на отдельные части в результате предполагаемой космической катастрофы.
Кометы (в переводе с греческого «косматые звезды»), так же как планеты и астероиды, являются членами солнечной системы, обращающимися с определенной периодичностью вокруг Солнца. Вследствие очень большого эксцентриситета своих орбит кометы при удалении от Солнца уходят далеко за пределы планетных орбит и надолго исчезают из нашего поля зрения.
Мысль об обращении комет вокруг Солнца и периодическом их возвращении в пределы видимости с Земли была высказана впервые Ньютоном и доказана Галлеем на примере кометы,, наблюдавшейся им в 1860 г. Галлей установил тождество этой
Существование вулканизма на Луне доказывается в последнее время- наблюдениями над оптическими изменениями в кратере Альфонс, по-видит- мому, вызванными его извержением.
кометы с кометой 1607 г., описанной Кепплером, и с кометой 1531 г., которую наблюдал Аппиан, и таким образом определил период ее обращения.
Среди комет лучше всего изучены короткопериодические кометы, движущиеся по эллипсам с незначительным эксцентриситетом. Наименьшим периодом обращения обладает комета Энке-Баклунда (3,3 года), появление которой около Солнца наблюдалось уже 39 раз. Орбиты короткопериодических комет ничем не отличаются от орбит многих астероидов, что роднит их с этими малыми небесными телами солнечной системы.
Число наблюдаемых комет возрастает с каждым годом. Видимый размер и блеск кометы зависят от ее расстояния до Земли. Большие и яркие кометы, видимые невооруженным глазом, появляются на небе относительно редко.
Телескопические кометы (кометы, видимые только в телескоп) наблюдаются значительно чаще. Так, например, в 1947 г. было открыто 13 комет, в 1948 г. наблюдалось 14 старых комет и было открыто еще 10 новых. Всего до 1950 г. астрономами было зарегистрировано около 1000 комет.
У комет различают три части — голову кометы, или кому, ядро и хвост. Голова представляет собой переднюю наиболее яркую часть кометы. Исследованиями спектра доказано, что светящаяся оболочка комы состоит из молекул углерода, циана (CN), углеводородов и гидроксила (ОН). Голова кометы может достигать значительных размеров, в несколько раз превышающих объем земного шара. Голова кометы 1811 г. была, например, даже больше Солнца. Внутри комы находится плотное ядро, представляющее собой скопление твердых обломков типа астероидов. Размеры ядра у комет очень незначительны и не превосходят нескольких километров. В ядре сосредоточена практически вся масса кометы, которая даже у самых крупных комет не превышает 1/10000 массы Земли.
Хвост кометы образован разреженными газами, главным образом окисью углерода (СО) и азотом (N2), а иногда и мельчайшей космической пылью, выделяемой из ядра кометы. У комет телескопических, находящихся на больших расстояниях от Солнца, хвост очень короткий и малозаметный и может даже совсем отсутствовать. По мере приближения кометы к Солнцу хвост начинает расти и достигает гигантских размеров в несколько десятков миллионов километров длиной. Большая комета 1882 г. имела хвост длиной 1,5 млрд, км, что в 10 раз превышает расстояние от Земли до Солнца. Хвост кометы всегда направлен в сторону от Солнца.
Причины образования кометных хвостов были выяснен^ русским ученым Ф. А. Бредихиным. Появление в спектре ядра кометы по мере ее приближения к Солнцу линий излучения натрия, никеля и железа доказывает постепенное разогревание хо-
годного ядра кометы вплоть до раскаленного его состояния. Газы, выделяющиеся из раскаленного ядра, создают вокруг него оболочку — голову кометы и при дальнейшем поступлении растягиваются в виде хвоста на многие десятки миллионов километров.
Направление хвоста кометы всегда в сторону от Солнца происходит вследствие светового давления солнечных лучей, отталкивающего молекулы газа и мельчайшие пылевые частицы с силой, превосходящей для таких мелких частиц силу их притяжения к поверхности Солнца *. Свечение хвоста кометы происходит не столько вследствие отражения солнечного света, но главным образом благодаря флюоресценции, т, е. поглощению ультрафиолетовых лучей Солнца и преобразованию их в лучи с другой длиной волны, видимые глазом.
Иногда кометы неожиданно исчезают или на глазах наблюдателей распадаются на части. Причина исчезновения и распада комет заключается в воздействии сил притяжения со стороны планет и Солнца на ядро кометы, представляющее в отличие от хвоста рой твердых обломков. Обломки, расположенные на краю ядра, обращенном в сторону Солнца или планеты, к которой приблизилась комета, притягиваются этими небесными телами скорее, чем расположенные на противоположной стороне ядра. Это приводит к постепенному рассеиванию роя и может вызвать полное разрежение и исчезновение кометы.
Теоретически возможны случаи столкновения комет, носящихся в мировом пространстве, с планетами и в том числе с Землей. Однако математически вычисленная вероятность столкновения Земли с твердым ядром кометы ничтожно мала и равна 1/80 000 000. Так как ядро кометы к тому же не является сплошным, а состоит из множества отдельных твердых частиц, не превышающих по размерам обычных метеоритов, то даже в случае столкновения его с Землей пет оснований ожидать серьезной катастрофы.
Вероятность встречи Земли с головой или хвостом кометы значительно больше, но и это столкновение не несет для нее катастрофических последствий. По расчетам астрономов в мае 1910 г. хвост кометы Галлея, протягивающийся на расстоянии 30 млн. км, должен был коснуться Земли, находившейся в то время на расстоянии в 24 млн. км от ядра кометы. Однако в это время самыми тщательными химическими исследованиями не было обнаружено в атмосфере Земли ни малейшей примеси ядовитых газов.
Разреженность газов в хвосте и голове кометы настолько велика, что при встрече практически никак не может повлиять на состав земной атмосферы.
Происхождение комет нельзя считать окончательно выясненным. Высказывается мысль о близком родстве комет с астероидами и о их возникновении в результате столкновения
Световое давление было открыто русским ученым П. Н. Лебедевым.
3 Основы геологии33
астероидов, образующих из своих осколков ядро кометы (С. В. Орлов).
Доказана лишь связь комет с метеорными потоками (см ниже).
Метеоры и метеорные потоки. Метеорами («падающими звездами») называются явления, вызываемые в земной атмосфере мелкими космическими телами, которые, врываясь с большой скоростью в атмосферу, в силу трения о воздух раскаляются и производят общеизвестный эффект полета «падающей звезды».
Метеорные тела попадают в земную атмосферу, как правило, из межпланетного пространства, где они двигаются подобно всем телам солнечной системы по определенным орбитам вокруг Солнца. В земную атмосферу они проникают в результате пересечения их орбит с орбитой Земли. Отдельные метеоры наблюдаются ежедневно, но иногда количество их бывает особенно значительным, вызывая явление, получившее название «звездного дождя». В это время количество метеоров, появляющихся на небе, может достигать многих сотен за одну минуту.
Значительное количество метеоров появляется на небе ежегодно в определенные дни, например, 9—14 августа, 19—23 апреля, 9—12 декабря и т. д. В эти дни потоки метеоров кажутся вылетающими из одного какого-нибудь определенного участка неба, который называют радиантом. Это связано с тем, что Земля пересекает путь целого роя метеорных тел, движущихся по параллельным орбитам вокруг Солнца. Так как большинство метеорных тел имеет крайне незначительную массу порядка нескольких миллиграммов, то при попадании в земную атмосферу они, как правило, целиком превращаются в раскаленный пар. Только яркая вспышка — метеор — служит указанием на появление в земной атмосфере пришельца из межпланетного пространства; поверхности же Земли он не достигает.
Происхождение метеорных потоков тесно связано с существованием или, вернее, с распадом комет. Еще в 1866 г. итальянский астроном Скиапарелли обнаружил близость орбиты одного из метеорных роев (так называемых Персеид) к орбите кометы 1862 г., которая позже как цельная комета не наблюдалась. Прекрасный пример возникновения метеорного потока представляет история распада кометы Биэлы, открытой в 1826 г. чешским любителем-астрономом Белым. При своем появлении в 1846 г. эта комета распалась на две части, а после следующего появления в 1852 г. обе части кометы исчезли.
Спустя двадцать лет, когда по расчетам астрономов комета Биэлы должна была бы пересечь земную орбиту и пройти очень близко от Земли, на небе наблюдался сильный звездный дождь с радиантом в созвездии Андромеды. Вычисления по- 34
казали, что метеорный поток, породивший этот дождь, двигался в пространстве по орбите, сходной с орбитой пропавшей кометы. В настоящее время доказана близость орбит многих периодических метеорных потоков с орбитами комет.
Помимо метеорных потоков, не меньшее значение имеют спорадические или одиночные метеоры, ежедневно в огромных количествах проникающие в земную атмосферу. Установлено, что ежесуточно с Землей сталкивается более 10 млн. метеорных тел, имеющих массу от 15 до 4600 мг. В зависимости от массы падающего на Землю метеорного тела происходит или полное сгорание и испарение его в атмосфере Земли в виде метеора, или же часть его достигает поверхности Земли. Остатки метеорных тел, попадающие на поверхность Земли, представляют собой «небесные камни» — метеориты. Общая масса всего метеорного вещества, выпадающего за сутки на Землю, оценивается в настоящее время в 10 т.
Изучение метеоров имеет чрезвычайно важное значение для исследования свойств стратосферы. Таким путем изучались воздушные течения в стратосфере, изменение плотности воздуха с высотой, степень его ионизации и т. п. Изучение метеоров дало много ценных данных о состоянии высоких слоев атмосферы.
Метеориты. Исключительный интерес представляет для науки вообще и для геологии в особенности изучение метеоритов, являющихся единственными физическими телами неземного происхождения, доступными непосредственному исследованию (рис. 2). По составу среди метеоритов различают железные, каменно-железные и каменные.
В мировом пространстве каменные метеорные тела распространены примерно в 4 раза больше, чем железные. Однако из найденных на Земле метеоритов примерно 66% относится к железным. Это, несомненно, объясняется тем, что железные метеориты являются более устойчивыми в земной атмосфере и к тому же гораздо легче обнаруживаются на земле, чем каменные.
Химический состав метеоритов принципиально не отличается от состава земной коры. В них не было обнаружено ни одного химического элемента, который бы не встречался на Земле.
Каменные метеориты в основном состоят из кислорода, железа, кремния и магния и содержат незначительные количества алюминия, никеля, кальция, натрия и некоторых других элементов. Средний химический состав каменных метеоритов очень близок к химическому составу некоторых горных пород земной коры, несколько отличаясь большим содержанием железа и магния.
Железные метеориты в основном состоят из железа, с примесью никеля и кобальта, содержание которых доходит
до 25%, а в отдельных случаях даже до 77%, тогда как в земном (теллурическом) железе содержание никеля обычно не превышает 2%. Это обусловливает своеобразный минералоги ческий состав метеоритов; в них присутствуют минералы, неизвестные на Земле, такие, как камасит (никелистое железо с содержанием никеля от 6 до 25%) и тэнит (никелистое железо с содержанием никеля 25—77%). Из земных минералов
Рис. 2. Метеорит в метеоритах встречены оливин, графит, алмаз, хромит, пироксены.
Железо метеоритов отличается от земного железа также своей своеобразной внутренней кристаллической структурой, обусловленной взаимным прорастанием камасита и тэнита.
Вследствие различной устойчивости этих минералов на полированной поверхности железных метеоритов при травлении их раствором азотной кислоты возникает сложный рисунок, получивший название видманштеттовых фигур.
Самые крупные из известных метеоритов относятся к классу железных. Крупнейшим из них (60 ш) является метеорит, недавно откопанный в местности Гоба в Юго-Западной Африке, где он и находится поныне. На втором месте по размерам стоит метеорит Анигито (33 /и), найденный в Гренландии из- 36
вестным путешественником Пири и доставленный им в Нью- Йорк. Крупные метеориты найдены в Мексике, в Соединенных Штатах и т. д. В 1772 г. русский академик Паллас обнаружил в Сибири глыбу метеоритного железа весом 500 кг, которая была доставлена в Петербургскую кунсткамеру и известна теперь под названием «Палласова железа». Каменные метеориты значительно уступают железным по своей массе. Самый крупный каменный метеорит Арканзас весит всего 338 кг.
Случаи падения на Землю цельных крупных метеоритов очень редки. Гораздо чаще метеориты разлетаются на части и о их размерах можно судить лишь по косвенным данным — по величине воронки или кратера, образуемых при падении метеорита, по причиненным разрушениям, по количеству и массе находимых обломков и т. п.
Примером грандиозной метеоритной воронки может служить кратер в штате Аризона (США), расположенный среди ровной пустынной местности. Этот кратер, носящий образное название «Овраг дьявола», имеет диаметр 1200 м и окружен валом из глыб известняков и песчаников, которыми сложена окружающая местность. Высота вала достигает 45 ж, глубина воронки 180 м. Дно воронки завалено грудами каменных обломков, среди которых встречаются куски железа весом 9т нескольких граммов до 500 кг. Обломки скал весом до 700 m разбросаны в изобилии кругом кратера на расстоянии до 10 км. Бурением установлено, что основная масса метеорита залегает на глубине свыше 400 м в южной части кратера.
Метеоритные кратеры известны в Северной Америке (штаты Техас и Канзас), в Аргентине, Австралии, Аравии на о-ве Сааремаа в Эстонии. Размеры этих кратеров значительно меньше, чем кратера в Аризоне, и не превосходят 165 м в диаметре при глубине воронки 3—5 м. Аризонский кратер, возможно. не является самым большим на Земле. В Африке известны гигантские кратеры диаметром больше 10 км (кратер Нгоро-Нгоро имеет поперечник 19 км). Возможно, что происхождение Их метеоритное, хотя это и не может считаться доказанным.
В Сибири, в районе Подкаменной Тунгуски, в 1908 г. произошло падение гигантского метеорита. Это явление наблюдалось многими жителями Сибири, а сотрясение почвы, вызванное его падением было зарегистрировано сейсмическими станциями Иркутска, Ташкента, Тбилиси и даже Потсдама (ГДР). Воздушные волны, возникшие при взрыве метеорита, были отмечены в Вашингтоне. Многолетние исследования района падения Тунгусского метеорита, проводившиеся с 1927 г. известным специалистом по метеоритам Л. А. Куликом, позволили
"выяснить картину грандиозных разрушений, причиненных этим падением. По размерам разрушений ученые подсчитали, что масса Тунгусского метеорита должна была быть не меньше 50 тыс. т.
Однако, несмотря на тщательные поиски, ни одного кусочка метеоритного железа до сих пор не было найдено ни в одной из многочисленных воронок, возникших при падении метеорита. Очевидно, вследствие огромной скорости, с которой летел метеорит, при ударе о Землю произошел гигантский взрыв, обративший в газ его основную массу. Образовавшиеся мелкие осколки зарылись в землю и за двадцать лет, прошедших со времени первой экспедиции, предпринятой для поисков метеорита, были глубоко затянуты болотистой почвой тайги.
Другой достопримечательный случай падения огромного метеорита произошел в феврале 1947 г. в Приморском крае, в районе хр. Сихотэ-Алинь. Сихотэ-Алинский метеорит обладал непрочным строением и распался на тысячи мелких обломков еще при своем полете в атмосфере. Упавшие на Землю осколки метеорита образовали огромное количество различных воронок размерами от 60 см до 28 м в диаметре. Среди найденных осколков обнаружены осколки двух типов — одни из них образовались еще в воздухе и покрыты характерной коркой плавления, другие, возникшие при ударе о землю, представляют собой угловатые осколки, лишенные корки плавления.
Общая масса осколков, возникших от падения Сихотэ-Алин- ского метеорита, оценивается учеными не менее чем в 100 т. Среди них есть экземпляры в 300, 500 и даже 700 кг весом, однако большинство осколков весит около килограмма, а есть и мельчайшие обломки, весом в несколько граммов. К ним относится и самый маленький из обнаруженных до сих пор метеоритов, весящий всего 0,2 г.
Происхождение метеоритов может быть различным. Возможно, что возникновение многих метеоритов связано с распадом кометных ядер. Не менее вероятно, что многие метеориты представляли собой малые планетные тела — астероиды, встретившиеся с Землей в результате взаимного пересечения орбит. Среди метеоритов есть, возможно, и такие, которые попадают к нам из межзвездного пространства. Широкое распространение метеоритного вещества не только в солнечной системе, но и далеко за ее пределами во всем необъятном пространстве Вселенной, неоспоримо доказано современной наукой и без сомнения играет очень важную роль в мироздании. Изучение метеоритов, вскрывающее сходство химического состава всех небесных тел, доказывает единство элементарного состава вещества Вселенной и в то же время многообразие форм, в которые воплощается материя в мировом пространстве.
Солнце. Все тела солнечной системы, начиная от мельчайших частиц космической пыли и кончая большими планетами, связаны друг с другом силами взаимного притяжения и в той или иной мере оказывают влияние друг на друга. Земля, как один из членов этой системы, также испытывает на себе воздействие других небесных тел, степень которого зависит от расстояния от Земли, массы и физического состояния данного тела.
Наиболее значительное влияние оказывает на Землю центральное тело солнечной системы — Солнце. Солнце обладает массой, в 332 400 раз большей, чем масса Земли, и в 750 раз превосходящей массу всех планет и их спутников вместе взятых, и своим притяжением удерживает все небесные тела солнечной системы на их орбитах. В пределах солнечной системы Солнце является единственным нагретым телом, источником тепловой и световой энергии, согревающим и освещающим холодные тела планет. Энергия Солнца обусловливает большинство физических и химических процессов на Земле, является источником жизни на нашей планете. В то же время Солнце является наиболее близко расположенной к нам звездой, одной из бесчисленного множества ей подобных, составляющих звездное «население» Вселенной. Изучение Солнца представляет поэтому большой интерес не только для выяснения его воздействия на Землю, но и для познания звездных миров вообще.
Солнце представляет собой огромный шар, состоящий из раскаленных газов. Диаметр Солнца в 109 раз больше диаметра Земли и равняется 1391 тыс. км. Температура поверхности Солнца 6 000°. В недрах Солнца температура гораздо выше и достигает 20 000 000°. Видимая поверхность Солнца, называемая фотосферой, представляет собой лишь нижний слой его атмосферы. Она не является однородной. На ней то появляются, то исчезают яркие продолговатые «зерна» — гранулы, представляющие собой облака раскаленных газов. Местами наблюдаются на Солнце более темные участки — пятна, где газы охлаждены до 4500°. Часто пятна бывают окружены светлыми ореолами, получившими название факелов, которые представляют собой истечения горячих газов из недр Солнца.
Временами на Солнце возникают вблизи пятен кратковременные яркие вспышки особенно горячих газов, выбрасываемых из недр Солнца. По-видимому, эти вспышки ( а не пятна, как предполагали ранее) являются причиной электромагнитных возмущений на Земле, которые выражаются в виде магнитных бурь, интенсивных полярных сияний и значительных помех в приеме радиопередач. Несомненно также влияние излучений, идущих от этих вспышек, на метеорологические условия на Земле.
Наиболее резко сказывается влияние солнечных пятен и сопровождающих их вспышек на состояние земной атмосферы
при расположении пятен в центральной части солнечного диска и при максимальном их количестве на фотосфере Солнца. Установлено, что число пятен и площадь, занятая ими на Солнце, меняется с периодичностью в 11 лет. Перемещение пятен по солнечному диску доказывает, что Солнце вращается вокруг своей оси. Вращение Солнца вокруг оси происходит неравномерно для разных точек его поверхности, так как Солнце вращается не как твердое тело. Точки солнечного экватора делают полный оборот за 25 суток, а на широте 60° период обращения доходит до 30 суток.
Часть солнечной атмосферы, расположенная над фотосферой, состоит из трех слоев; самого близкого к фотосфере, так называемого обращающего слоя, затем хромосферы и наиболее обширного и разреженного наружного слоя, называемого солнечной короной.
Обращающий слой состоит из газообразного вещества, менее плотного и горячего, чем газы, составляющие фотосферу. В нем происходит поглощение части световой энергии, излучаемой внутренними слоями Солнца и перехватываемой атомами различных элементов. В результате в спектре Солнца возникают темные линии поглощения, по которым можно судить о химическом составе обращающего слоя.
Спектральным анализом в атмосфере Солнца обнаружено содержание большинства известных нам химических элементов. Из 102 известных в настоящее время элементов периодической системы Менделеева на Солнце открыто 66 элементов. Не обнаружено пока на Солнце тяжелых радиоактивных элементов (за исключением тория), редкоземельных элементов, галоидов и инертных газов (кроме гелия). Более 80% по объему в солнечной атмосфере приходится на долю водорода, около 18% —на долю гелия, остальные элементы присутствуют в ничтожном количестве.
Химический состав солнечной короны отличается от состава хромосферы и обращающего слоя. Здесь присутствуют атомы железа, никеля и кальция, находящиеся в ионизированном состоянии. Внешняя лучистая корона Солнца дает спектр, одинаковый со спектром Солнца. Предполагают, что этот свет является светом Солнца, отражаемым облаком космической пыли, которое окружает Солнпе на некотором от него расстоянии, где возможно уже существование твердых частиц.
Солнце непрерывно излучает в мировое пространство огромное количество энергии, равное 5,43 • 1027 кал/мин. Чтобы оценить эту величину, достаточно представить себе, что такое количество тепла в состоянии растопить в одну минуту двенадцатиметровый слой льда по всей поверхности Солнпа. Из общего количества энергии, выделяемой Солнцем, Земля получает всего 1/2 200 000 000 долю, но и этой ничтожной ее части хватает для создания на земном шаре благоприятных
климатических условий. Если бы Земля не получала солнечного тепла, она превратилась бы в мертвую ледяную пустыню и температура на ее поверхности понизилась до 150—160° ниже нуля.
Источником энергии Солнца являются происходящие в его недрах ядерные реакции, сопровождающиеся огромным выделением тепла. Основной реакцией, обеспечивающей непрерывное выделение энергии на Солнце, является реакция превращения водорода в гелий. При этой реакции происходит уменьшение массы частиц, участвующих в реакции, за счет выделения энергии. Расчеты показывают, что в результате этого процесса Солнце ежесекундно теряет 4 млн. т своей массы. Однако по сравнению с общей массой Солнца эта величина ничтожно мала, и за 2 млрд, лет Солнце потеряло всего 1/7500 часть своей массы.
ГАЛАКТИКА
Солнце, являющееся центром нашей солнечной системы, не представляет собой исключительного явления во Вселенной, а, наоборот, занимает весьма скромное положение среди своих собратьев — звезд, в бесчисленном множестве рассеянных в мировом пространстве за пределами солнечной системы. Подобно' Солнцу все они являются огромными самосветящимися раскаленными телами, но вследствие колоссальной удаленности от Земли кажутся нам сверкающими точками на небесном своде. Очень многие из звезд своими размерами превосходят Солнце в десятки и сотни раз, обладают в сотни тысяч раз большей силой света. Совершенно несомненно, что и наша солнечная система с ее планетами, и в том числе с Землей, на которой существует жизнь, не единична во Вселенной. Имеющиеся средства наблюдения еще не позволяют непосредственно видеть иные планетные миры, однако существование их вытекает не только из общефилософских представлений, но является доказанным на примере движения некоторых звезд, подвергающихся возмущающему влиянию невидимых нам спутников.
Все космические тела во Вселенной группируются в различные системы, члены которых связаны друг с другом силами взаимного притяжения и обладают общим движением в пространстве. Солнечная система представляет собой одну из таких систем, которая входит как часть в более крупную, так называемую местную звездную систему, в свою очередь являющуюся частью еще более грандиозной системы—Галактики. Последняя состоит из огромного множества подобных местных звездных сгущений и представляет собой гигантское спиралеобразное скопление звезд, имеющее форму сплюснутой чечевицы.
Расстояния между звездами, входящими в состав Галактики, огромны. Для измерения этих расстояний оказывается неудобной не только земная мера — километр, но и применяемая при изу-
чении солнечной системы мера длины — астрономическая единица, равная расстоянию от Земли до Солнца, так как и она слишком мала, хотя и равна 149 500 тыс. км. Поэтому вместо них применяют в качестве единицы длины так называемый световой год, равный расстоянию, которое свет проходит за один год, и п а р с е к, равный 3,26 световых года ’.
О грандиозности расстояний, с которыми имеет дело звездная астрономия, можно судить по тому, что ближайшая от нас звезда Альфа Центавра удалена от Земли на 270 тыс. астрономических единиц, или на 4 световых года. Поперечник же всей Галактики в целом оценивается в 80—100 тыс. световых лет. От звезд, находящихся на краю Галактики, свет идет к нам несколько десятков тысяч лет. Солнечная система находится на расстоянии в 33 тыс. световых лет от центра Галактики и совершает вокруг него полный оборот за 185—200 млн. лет.
В пределах Галактики находится более 100 млрд, звезд, одиночных или образующих звездные скопления. Помимо того, в Галактике широко распространены скопления газа и пыли, образующие так называемые газово-пылевые туманности. Плотность вещества в туманностях составляет всего 10-19—10-20 г/см-, но благодаря колоссальным размерам некоторых туманностей массы их в сотни раз больше массы Солнца.
В состав туманностей входят находящиеся в ионизированном состоянии атомы водорода, кальция, натрия и некоторых других элементов, а также твердые пылевые частицы. Некоторые туманности кажутся светлыми, когда они освещаются светом расположенных поблизости ярких звезд, возбуждающих свечение тазов. Существуют и темные туманности, состоящие преимущественно из космической пыли. Подобная темная туманность, например, скрывает от нас центр Галактики, вокруг которого происходит вращение всей галактической системы. В последнее время советским ученым удалось в инфракрасных лучах сфотографировать сквозь темную туманность ядро Галактики, которое оказалось занятым мощным скоплением звезд.
Газово-пылевые туманности относительно часто встречаются в нашей Галактике, а также и за ее пределами в мировом пространстве. Подсчитано, что луч света на расстоянии в 3000 световых лет пересечет на своем пути семь туманностей.
Газы в еще более разреженном (диффузном) состоянии, чем в туманностях, заполняют все пространство Вселенной. Несмотря на ничтожную плотность межзвездной диффузной материи, общая масса ее в объеме Галактики оказывается сопоставимой с массой всех звезд галактической системы вместе взятых.
Световой год равен 63 277 астрономическим единицам, или 9 460 млрд. км. Парсек — расстояние, на котором прямая, соединяющая Землю с Солнцем, т. е. длина в одну астрономическую единицу, видна под углом в одну секунду. Это расстояние составляет 206 265 астрономических единиц, илж 30 800 млрд. км.
ВНЕГАЛАКТИЧЕСКОЕ ПРОСТРАНСТВО
Наша Галактика — не единственная большая звездная система в мировом пространстве. В самые сильные телескопы можно наблюдать более миллиона других ей подобных галактических звездных систем. Самая ближайшая из них находится в созвездии Андромеды и отстоит от нас на расстоянии около 1 млн. световых лет.
При наблюдении в телескоп эти далекие галактики чаще всего имеют вид светящихся туманностей, с более ярким ядром в центре и закручивающимися по спирали ветвями. При больших увеличениях обнаруживается, однако, их звездная природа, которая подтверждается также и спектрами этих образований. В настоящее время в звездных спиральных туманностях открыты отдельные звезды и их скопления, находящиеся в различном физическом состоянии и подобные звездам и звездным скоплениям нашей Галактики, а также темные туманности из диффузного газово-пылевого вещества. Размеры далеких галактик оказываются соизмеримыми с размерами нашей Галактики. Так, поперечник галактики в созвездии Андромеды составляет 50 тыс. световых лет, поперечник галактики в созвездии Треугольник — 26 тыс. световых лет и т. д.
Все галактики вращаются вокруг своей короткой оси, перпендикулярной к плоскости их экватора. С Земли различные галактики видимы под разными ракурсами и потому некоторые представляются нам как бы шарообразными, другие веретенообразными, третьи спиральными. В действительности все звездные галактики имеют сплющенную линзовидную форму, как и наша звездная система, и также состоят из скоплений звездной и диффузной материи.
Все видимые галактики, а также и великое множество других, которые пока недоступны нашему наблюдению, образуют огромную систему, называемую Метага л а кт и к о й. Существующими средствами наблюдения еще не удалось открыть границ Метагалактики, хотя доступная для наблюдения часть мирового пространства очерчивается радиусом в 0,5 млрд, световых дет.
ФИЗИЧЕСКОЕ СОСТОЯНИЕ И ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ЗВЕЗД
Наблюдение и изучение звезд имеет большое значение для понимания эволюции небесных тел и, в частности, для выяснения вопроса о происхождении Земли и о ранних стадиях ее развития. В этом смысле для геолога представляется необходимым краткое ознакомление с современными данными о строении и физическом состоянии небесных тел, находящихся за пределами солнечной системы.
Число звезд, принадлежащих к нашей Галактике, оценивается астрономами грандиозной цифрой— 100 млрд. Непосред-
ственному наблюдению с Земли доступно только 2% этого количества (2 млрд.). Из этого числа около миллиона звезд находится на строгом учете астрономов и для них определены размеры, удаленность от Земли, температура, плотность и т. д.
Изучение спектров звезд показывает, что температура поверхности у различных звезд не одинакова. Есть звезды, у которых она доходит до 10 000—30 000° (изредка даже до 100 000°). Такие звезды светятся белым или голубым светом и получили соответственно название белых з в е з д. У других звезд температура поверхности доходит только до 6000°, как у Солнца. Это так называемые желтые звезды. Наконец, есть относительно холодные так называемые красные звезды, поверхность которых нагрета всего лишь до 2000—3000°.
По размерам среди звезд различают звезды-гиганты и звезды- карлики. Звезды-гиганты своей величиной превосходят Солнце в десятки и сотни раз. Некоторые из них очень горячи и относятся к разряду белых звезд. Большинство же известных гигантов является красными звездами. Примером подобного' красного гиганта может служить звезда Бетельгейзе в созвездии Ориона, диаметр которой в 360 раз больше диаметра Солнца,, а светимость равна всего 3600. Таким же красным гигантом является звезда Антарес в созвездии Скорпиона. При диаметре, в 330 раз большем солнечного, она обладает силой света, тольк» в 1900 раз большей силы света Солнца. Одной из самых больших известных звезд является звезда VV Цефея, поперечник которой в 1000 раз превосходит диаметр Солнца. Звезды-гиганты образованы из крайне разреженного газа. Плотность их в тысячи раз меньше плотности воздуха.
Звезды- карлик и встречаются как среди красных, так и среди белых звезд. Белые звезды-карлики имеют размеры, соизмеримые с размером земного шара, и могут быть даже меньше Земли. Примером такой звезды может служить спутник Сириуса. Эта звезда поразительна своей высокой плотностью, которая в 30 000 раз больше плотности воды. Количество вещества подобной плотности, заключающееся в объеме спичечной коробки, должно было бы весить 0,5 т. Столь высокая плотность спутника Сириуса объясняется с точки зрения современной физики плотной упаковкой ядер атомов, утерявших в недрах этой звезды в условиях температуры в десятки миллионов градусов свои электронные оболочки.
Красные карлики встречаются гораздо чаше белых карликов. При размерах, близких к Солнцу, они обладают очень слабой светимостью, так что не видны простым глазом. Плотность таких звезд в несколько или в несколько десятков раз больше, чем плотность воды. Такие различия в плотности являются причиной сравнительно незначительного отличия масс звезд-карликов и
звезд-гигантов. Массы различных звезд заключаются в пределах от 40 до 'А массы Солнца, тогда как по размерам они отличаются .друг от друга в тысячи и десятки тысяч раз.
Изучение спектров звезд позволяет также судить о химиче- •ском составе атмосфер этих далеких небесных тел, который оказывается очень близким к химическому составу тел солнечной системы и, в частности, Земли. В атмосферах звезд установлено присутствие большинства известных химических элементов: Н, Не, С, О, Na, Mg, Al, Si, К, Ca, Ti, Cr, V, Mn, Fe.
Отличительной особенностью атмосфер звезд является богатство их водородом и гелием, атомы которого непрерывно образуются в недрах звезд за счет атомов водорода. Эти ядерные реакции, возможные только в условиях колоссальных температур и давлений, господствующих внутри звезд,. обусловливают освобождение атомной энергии и выделение ее в пространство в виде излучения.
Познанию строения звезд и их эволюции помогают наблюдения над так называемыми новыми и сверхновыми звездами. Новыми называют звезды, которые внезапно и за короткий промежуток времени (иногда за несколько часов) увеличивают свою светимость в десятки и даже сотни тысяч раз. Вспышки подобных звезд наблюдаются довольно часто, обычно за год обнаруживается по нескольку новых звезд. Реже (примерно 1 раз в 300 лет) наблюдаются сверхновые звезды, блеск которых при вспышке увеличивается в миллионы раз.
Причиной увеличения блеска новых и сверхновых звезд является внезапное расширение поверхности звезды и выброс расширившейся наружной оболочки, отрывающейся от звезды и затем рассеивающейся в мировом пространстве. Вероятно, это происходит вследствие каких-то внутренних процессов, протекающих в виде взрыва в недрах звезды. Таким путем образуются газовые туманности, присутствие которых отмечается в Галактике и за ее пределами в Большой Вселенной. Как показывают новейшие исследования советских ученых, в дальнейшем возможно сгущение этого газа в туманности и образование из него новых звездных тел. Эти данные, полученные современной наукой, позволяют строить гипотезы о происхождении всех небесных тел, в том числе и наиболее интересующей нас планеты — Земли.
КОСМОГОНИЧЕСКИЕ ГИПОТЕЗЫ
Вопрос о происхождении Земли тесно связан с проблемой происхождения солнечной системы в целом. В такой связи он рассматривался всеми учеными, искавшими объяснение существующим в солнечной системе закономерностям. Немецкий философ Кант был первым ученым, сделавшим попытку объяснить происхождение солнечной системы из рассеянной материи, «первичного хаоса», благодаря встрече и сталкиванию между собой
■составлявших его твердых и газообразных частиц. Гипотеза Канта, высказанная им в 1755 г. в сочинении «Естественная история и теория неба», имела огромное, значение в развитии науки, впервые, по выражению Энгельса, пробив брешь в метафизическом представлении о неизменности мира.
В конце XVIII в. разработкой идей о происхождении солнечной системы занялся французский математик и астроном Лаплас. Лаплас в своей книге «Изложение системы мира», вышедшей в свет в 1796 г., подметил, что все планеты солнечной системы двигаются вокруг Солнца почти в одной и той же плоскости по близким к круговым орбитам и что как это движение, так и вращение самих планет, их спутников и Солнца происходит в одном и том же направлении.
Эти особенности солнечной системы Лаплас пытался объяснить, исходя из гипотезы о происхождении Солнца и всех планет с их спутниками из единой газовой туманности, вращавшейся вокруг своей оси и имевшей в центре сгущение — зародыш будущего Солнца. Притяжение к центру частиц туманности заставляло ее сжиматься, а вследствие сжатия происходило увеличение скорости вращения. Результатом этого было отделение вдоль экваториальной плоскости туманности под действием центробежной силы газовых колец, продолжавших вращаться в ту же сторону, в какую вращалась сама туманность.
Из-за неравномерности распределения материи в газовых кольцах происходило притяжение частиц к их более плотным участкам, и все вещество кольца постепенно стягивалось в один газовый сгусток — зародыш планеты. Таким же путем могло происходить и образование спутников у планет, отслаивающих в процессе вращения подобно первоначальной туманности газовые кольца. В дальнейшем происходило остывание газовых сгустков до состояния твердого тела.
Эта гипотеза получила широкое признание и в течение более чем ста лет считалась непреложной теорией происхождения солнечной системы. Однако в связи с развитием астрономии и механики и дальнейшим выяснением строения солнечной системы в начале XX в. эта теория перестала объяснять наблюдаемые факты. Например, у далеких планет Урана, Юпитера и Сатурна были открыты спутники, вращающиеся в сторону, противоположную общему направлению движения планет вокруг Солнца. У Марса был обнаружен спутник, имеющий скорость вращения, большую, чем у самого Марса, что никак не могло быть объяснено с точки зрения теории Канта—Лапласа.
Не объясняет эта теория также такой существенной особенности солнечной системы, как распределение в ней момента ко-
Как известно из физики, момент количества движения является мерой вращательного движения тела и выражается произведением массы тела на его скорость и на расстояние тела до центра вращения.
46
личества движения *. Известно, что на долю Солнца, в котором сосредоточено 99,87% всей массы солнечной системы, приходится только 2% момента количества движения, а остальные 88% приходятся на планеты, обладающие в сумме всего 0,13%. массы.
Теория Канта—Лапласа оказалась также несостоятельной с точки зрения механики. Доказано, что туманность не могла бы вращаться из-за своей малой плотности как твердое тело, что предполагает теория Лапласа. Отрыв вещества в такой вращающейся туманности должен был бы происходить непрерывно, а не послойными кольцами; к тому же с точки зрения кинетической теории газов кольца с массой, равной массе планет, не могли бы сгуститься, а неминуемо должны были бы рассеяться в пространстве.
На смену гипотезе Канта—Лапласа, признанной несостоятельной в начале XX в., было выдвинуто много новых гипотез, исходивших из различных представлений о происхождении вещества, образующего планеты. В 30-х годах настоящего столетия большей популярностью, особенно на западе, пользовалась гипотеза английского ученого Джинса, рисующая образование планет из сгустка материи, вырванного из Солнца притяжением близко ■прошедшей около него гигантской звезды.
Эффектная с первого взгляда гипотеза Джинса не выдерживает критики с точки зрения законов механики и не объясняет основных особенностей солнечной системы. Кроме того, вычисленная математическим путем вероятность сближения Солнца с звездой оказывается настолько исчезающе малой, что практически такое событие во Вселенной можно считать невероятным или, во всяком случае, исключительно редким, что противоречит материалистическим представлениям о множественности планетных миров.
Б Советском Союзе вопросу происхождения Земли и солнечной системы уделяется большое внимание. На базе достижений современной астрономической науки в изучении строения Галактики и внегалактических систем советские ученые достигли значительных успехов в разработке космогонических гипотез. В настоящее время широкое признание получил взгляд на происхождение планет из газово-пылевой материи, некогда окружавшей Солнце в виде роя или облака.
Подробно теорию образования планет из твердого метеоритного вещества разработал со своими сотрудниками акад. О. Ю. Шмидт, обратив основное внимание на вопросы механики сгущения первоначально разреженного пылевого облйка в результате неупругого соударения твердых частиц под действием сил тяготения. Эта теория хорошо объясняет многие особенности строения солнечной системы: круговую форму и компланарность орбит планет, возникшую в результате осреднения орбит большого числа мелких частиц, пошедших на их образование: движе-
ние планет и их спутников (в том числе и обратное); закономерности планетных расстояний; разделение планет по массе и химическому составу на две группы.
Основной вопрос о распределении масс и моментов количе ства движения в солнечной системе, служивший камнем преткновения для всех ранее выдвинутых гипотез, О. Ю. Шмидт попытался объяснить захватом первичного пылевого метеоритного облака Солнцем при его прохождении через газово-пылевую туманность. Таким образом, момент количества движения планет оказывается привнесенным извне за счет громадного момента вращения Галактики. Однако именно это положение в теории Шмидта является наиболее спорным. Возможность захвата Солнцем метеоритного роя при прохождении сквозь туманность теоретически доказана Г. Ф. Хилыми при условии содействия тяготения близко находящейся звезды. Однако вероятность соче тания таких условий крайне мала, что делает возникновение нашей планетной системы событием совершенно исключительным. В этом слабая сторона теории Шмидта.
Иным путем для объяснения возникновения газово-пылевого облака, послужившего исходным веществом для образования планет, идет автор другой широко известной современной космогонической гипотезы — акад. В. Г. Фесенков. Он рассматривает образование Солнца и планет в тесной связи с проблемой происхождения звезд. Ключом к решению этого вопроса служат новейшие исследования звездных ассоциаций, проводимые акад. В. А. Амбарцумяном, и наблюдения В. Г. Фесенкова и Д. А. Рожковского над строением внегалактических туманностей.
Этими исследованиями установлено, что процесс звездообразования происходит и в настоящее время. Звезды возникают в результате сгущения диффузной материи в газово-пылевых туманностях. В ряде туманностей удается наблюдать существование сгустков газово-пылевой материи, образующих волокна, в некоторых из которых обнаруживается тенденция к распаду на отдельные конденсации — звезды. С другой стороны, доказанным на примере новых звезд, является и обратный процесс — процесс рассеяния вещества звезды в мировом пространстве.
Исходя из полученных современной наукой данных, В. Г. Фесенков предполагает, что образование Солнца и планет произошло в едином процессе эволюции сгустка газово-пылевой туманности, имеющего вид сильно сплюснутого дискообразного облака. Первоначально из такого сгустка образовалось Солнце, имевшее значительно большую массу и обладавшее более быстрым вращением, чем в настоящее время. Вследствие быстрого вращения в экваториальной плоскости его произошло отделение вещества, продолжавшего вращаться в том же направлении.
Первоначальная неравномерность распределения плотности в экваториальном облаке возрастала вследствие продолжавшихся выбросов материи из центрального сгущения. В участках
с малой плотностью происходило рассеивание вещества в пространство, в участках же с большей плотностью возникали сгущения, приведшие к образованию планет и их спутников. Выброс вещества из Солнца неизбежно должен был вызвать замедление его движения, чем может быть объяснено наблюдающееся в настоящее время несоответствие в распределении момента количества движения в солнечной системе.
Что касается обратного движения некоторых спутников Юпитера и Сатурна и некоторых других особенностей движения спутников Урана и Марса, то, по мнению В. Г. Фесенкова, эти спутники могут представлять собой крупные астероиды, возникшие при взрыве планеты, некогда вращавшейся между орбитами Марса и Юпитера вокруг Солнца и разорванной под влиянием притяжения Юпитера. Некоторые из обломков, обладающие большей массой, были захвачены в сферу притяжения других планет и превратились в их спутников.
ГЛАВА 4
ГЕОХРОНОЛОГИЯ
При изучении геологических явлений и истории Земли весьма важным моментом исследования является определение времени образования горных пород и минералов. Правильность определения последовательности образования слоев является иногда решающей для понимания структур земной коры, а следовательно, и для рационального направления поисков полезных ископаемых.
В геологии существует естественное стремление к созданию абсолютного летоисчисления, т. е. исчисления возраста горных пород и длительности процессов их образования в абсолютных (физических) единицах времени — в годах, тысячелетиях или миллионах лет. Однако эта задача очень трудна для разрешения. Чаще геологу приходится довольствоваться определением относительного возраста слоев и других минеральных тел, т. е. установлением, какое из них образовалось раньше, а какое позже, не оценивая точно, на сколько лет раньше или позже они возникли или какова была абсолютная длительность процесса их образования в годах. На этой основе строится система относительного геологического летоисчисления, применяемая в геологической науке.
Относительное летоисчисление. Для определения относительного времени в геологии существует несколько методов.
Стратиграфический метод является наиболее простым из них. Осадки накапливаются слоями, последовательно ложащимися друг на друга, поэтому нижний слой является бо-
49494 Основы геологии
49
49
лее древним, чем расположенные над ним слои. Это правило (канон) было установлено еще в XVII в. Н. Стеноном. Оно справедливо, однако, только для случая ненарушенного залегания отложений. Между тем часто, особенно в горных областях, слои оказываются смятыми в складки, разорванными или надвинутыми друг на друга. В случае опрокинутой складки или надвига древние слои могут оказаться лежащими на более молодых, и стратиграфический метод в указанной простейшей его форме даст неверные результаты при определении хронологической последовательности отложений. В подобных случаях определение относительного возраста слоев должно быть проконтролировано палеонтологическим методом, впервые предложенным В. Смитом, разработанным далее Ж. Кювье и А. Броньяром и до сего времени являющимся основным методом определения относительного возраста в геологии.
Палеонтологический метод основывается на изучении органических остатков (остатков древних организмов), встречающихся в породах осадочного происхождения, и на выяснении их тождества или родственных (филогенетических) связей друг с другом. Развитие органического мира Земли происходило эволюционным путем в результате приспособления живых организмов к меняющимся условиям существования и постепенного совершенствования их организации. Чем древнее слои, тем более примитивные организмы в них встречаются.
По данным палеонтологии удалось установить определенную последовательность в развитии на Земле жизни и разработать на этом основании систему относительного геологического летоисчисления, или геохронологии. В отличие от стратиграфического метода палеонтологический метод позволяет сопоставлять слои, отстоящие друг от друга на значительных расстояниях, путем сравнения комплексов встречающихся в них органических остатков.
Разработка геохронологии Земли началась еще в конце XVIII в., но в основном производилась в течение первой половины XIX в. В 1881 г. на Втором Международном геологическом конгрессе в Болонье были утверждены основные подразделения истории Земли, обоснованные этапами развития органического мира, и соответствующие им подразделения отложений земной коры. Они сведены в таблицу, носящую название геохронологической шкалы.
С последней параллелизуется стратиграфическая шкала, в которой указаны подразделения толщи пластов земной коры, соответствующие по возрасту отрезкам времени, выделенным в геохронологической шкале. Наиболее крупные отрезки времени называются эрами. В стратиграфической шкале им соответствуют так называемые группы слоев. Эры и группы делятся соответственно на периоды и системы. В разработанной в настоящее время стратиграфической шкале выделяются и бо-
лее мелкие подразделения: системы делятся на отделы, отделы на ярусы; соответственно во временной шкале различают периоды, подразделяющиеся на эпохи и века. Группа, система, отдел, ярус являются подразделениями, применимыми для всего земного шара (планетарные единицы). В любой части нашей планеты приведенные стратиграфические деления узнаются по палеонтологическим находкам, так как каждый ярус содержит комплекс ископаемых организмов, не повторяющихся ни в нижележащих, ни в вышележащих ярусах.
Со времени утверждения стратиграфической шкалы (1881 г.) было произведено много геологических исследований, в результате которых возникла необходимость некоторого исправления ранее выделенных стратиграфических подразделений. В табл. 1 дается сопоставление старой шкалы и новых подразделений, широко применяемых в настоящее время, но пока не утвержденных Международным геологическим конгрессом. '
Таблица 1
Геохронологическая (стратиграфическая) шкала
Эра (группа)
Период (система)
Шкала абсолютного времени в млн. лет
Деление, установленное в 1881 г.
Новее деление
Начало и конец периода
Продолжительность периода
Кайнозойская
Четвертичный Третичный
Антропогеновый Неогеновый Палеогеновый
0—1
1-25
25—40
1
25
15
Мезозойская
Меловой Юрский Триасовый
Меловой Юрский Триасовый
40—140 140-185 185—225
1ОО
45
40
Палеозой
ская
Пермский Каменноугольный Девонский Силурийский
Кембрийский
Пермский Каменноугольный Девонский Силурийский Ордовикский Кембрийский
225—270
270—320
320—400
400-420
420—480
480—570
45
50
80 20
60
90
Протерозойская
Существуют только местные деления
Рифейский (си- нийский)
Карельский (ниж- нерифейский)
"570—1100’
1100-1800
530
700
Архейская
Существуют только местные деления
Архейский Катархейский
1800-2600
2600—3500
800
900
В таблице приведены цифры длительности периодов в абсолютном измерении (в годах). Объяснение метода исчисления абсолютного времени в геологии будет дано ниже.
Принцип построения названий систем и периодов не выдержан и во многом отображает историю развития геологических знаний. По решению Международного геологического конгресса, утвердившего первый вариант стратиграфической шкалы, принято стратиграфические наименования заимствовать от названия той местности, где была впервые установлена система, или от названия древних племен, населявших эту местность.
Однако в существующей стратиграфической шкале это правило далеко не соблюдено. Это понятно, если учесть, что начало составления стратиграфической шкалы относится ко второй половине XVIII в., а утверждена она была Конгрессом лишь примерно через 100 лет. Еще в середине XVIII в. было предложено делить толщу пород земной коры на 4 системы: первичную, вторичную, третичную и четвертичную. В варианте таблицы 1881 г. от этого деления сохранились только названия третичной и четвертичной систем, хотя их понимание было уже совсем иным. В новом варианте, пока еще не утвержденном, от него уже ничего не осталось.
В XVIII и начале XIX в. был сформулирован принцип, по которому системы обозначались по свойственным якобы только им петрографическим особенностям горных пород. Так были названы системы каменноугольная и меловая. Эти представления в дальнейшем были опровергнуты — каменные угли и меловые породы были обнаружены и в других системах, тем не менее эти явно устаревшие термины сохранились до сих пор.
Названия большинства остальных систем соответствуют требованиям современной номенклатуры: рифейская система названа по древнему наименованию Уральских гор; ордовикская — по имени древнего племени, населявшего Англию; название силурийской системы имеет аналогичное происхождение; девонская система получила свое наименование от одного из графств в Англии — Девоншир; название «пермская» происходит от Пермской губернии; юрская названа по Юрским горам в Швейцарии. Название триасовой системы также является сохранившимся до сих пор анахронизмом. Смысл названия состоит в том, что триас в Западной Европе хорошо петрографически подразделяется на три отдела. Аналогично была сначала обозначена пермская система—диас, подразделявшаяся на два отдела.
Принцип нового обозначения систем кайнозойской группы совершенно иной. Он базируется на сравнении ископаемых форм организмов с современными, иначе — на установлении этапов их эволюционного развития. Этот принцип аналогичен тому, который положен в основу наименований самых крупных делений геологического времени —эр.
Названия эр и групп образованы терминами, обозначающими этапы развития жизни на Земле. Термины происходят от греческих слов: з о и к о с — жизнь, к а й н о с — новый, м е з о с —■ средний, пале ос — древний, протерос — ранний, эос — заря, археос-—первоначальный. Таким образом, название «палеозойская» эра переводится на русский язык как эра древней жизни, «кайнозойская» эра — эра новой жизни и т. д.
Палеогеновая система содержит в своем составе фауну, резко отличную от меловой, но также значительно отличающуюся и от современной. В этой системе слоев захоронены остатки примитивных млекопитающих, потомки которых занимают в дальнейшем господствующее положение среди наземной фауны.
Неогеновая система характеризуется появлением и развитием в составе наземной фауны более совершенных и сходных с современными животных. В частности, в неогеновых отложениях находят первые остатки костей человекообразных обезьян.
Термин «антропогеновая» система, заменивший название «четвертичной» системы, был предложен А. П. Павловым из тех соображений, что в этот знаменательный период жизни Земли начал формироваться человек (греческое слово — антропос) как разумное, мыслящее существо, отличительной особенностью которого от остальных животных явился труд.
Границы между выделенными в табл. 2 подразделениями стратиграфической и геохронологической шкал базируются на ясно выраженной смене состава населявшего Землю животного и растительного мира. В настоящем курсе познакомимся лишь в общих чертах с этим обоснованием выделения систем по палеонтологическим данным. С этой целью ниже приводится таблица с краткой характеристикой состава органического мира для отдельных важнейших этапов истории Земли—периодов и эр. Одновременно в ней сообщаются сокращенные индексы систем, обозначаемые первыми буквами их названий в латинской транскрипции, которые употребляются на геологических картах и профилях.
Для представления об ископаемых организмах прошлого некоторые из главнейших представителей органического мира палеозоя и мезозоя изображены на рис. 3, 4.
Абсолютное летоисчисление. Стратиграфическая шкала пластов Земли и соответствующая ей система относительной геохронологии может считаться в настоящее время разработанной очень подробно и позволяет судить об истории не только всей Земли в целом, но и отдельных се областей и районов. Однако выделенные в геохронологической шкале этапы истории развития Земли и жизни на ней позволяют судить только о последовательности событий, но не дают возможности подсчитать их абсолютную длительность. На ее основе нельзя с уверенностью ответить на такие вопросы: как давно начался или кончился тот или другой период, сколько времени он длился, одинакова ли продолжительность периодов и т. д. Естественно, что без этого
10
Рис. 3. Характерные представители палеозойской фауны
1 — трилобит Paradoxldes-, 2 — Archaeocyathus; 3 4 — иглокожие: Echinoencrinus (3), Echi-nosphaerites (4); 5 -6 — кишечнополостные: колониальный коралл MUheUnia (5), одиночныйкоралл Amplexus (6); 7-граптолит Rastrites; 8-9 — брахиоподы: Orthls (S), Pentamerus(9); 10 — панцирная рыба Ptericfttys; //—/2 — представители земноводных: амфибия BrancM-osaurus UP, Pareiasaurus U21); /3 — звероподобное пресмыкающееся Inostrancepla
56
Рис. 4. Характерные представители мезозойской фауны
1—4 - наружнораковинные головоногие моллюски (аммониты): Amaltheus (/), Ceratites (Л 5), Ancyloceras ^4,; 5 — внутреняераковинный головоногий моллюск Belemnites (реставрация); 6—7 — двустворчатые моллюски: Inoceramus (6), Aucella (7); S-морской еж Cidaris; 9—И — представители пресмыкающихся: „рыбоящер” Ichtyosaurus 1.9); летающий ящер- Ramphorhynchus {10), травоядный ящер Triceratops {П); /2—древнейшая птица Archaeopterix
Таблица стратиграфических единиц (систем), выделенныхпо палеонтологическим признакам
Название системы
Индекс системы
Стадии развития органического мира
Антропогеновая
Q
Органический мир современного периода. Появление человека
Неогеновая
N
Появление современных видов животных и растений
Палеогеновая
Pg
Расцвет флоры покрытосемянных. Фауна примитивных млекопитающих, фауна беспозвоночных, близкая к современной
Меловая
Сг
Появление флоры покрытосемянных, широкое развитие в морях головоногих моллюсков (аммонитов и белемнитов), гигантских пресмыкающихся на суше
Юрская
J
Расцвет флоры'голосемянных, фауна аммонитов, белемнитов и гигантских пресмыкающихся
Триасовая
Т
Развитие богатой флоры голосемянных, фауна аммонитов и наземных пресмыкающихся
Пермская
Р
Появление флоры голосемянных, появление первых пресмыкающихся, вымирание пле- ченогих, табулят, четырехлучевых кораллов
Каменноугольная
С
Расцвет флоры плауновых, хвощей и папоротников; фауна крупных земноводных, многочисленных плеченогих, четырехлучевых кораллов, мшанок и т. п.
Девонская
D
Расцвет флоры примитивных псилофитов, появление папоротников. Разнообразная фауна плеченогих и кораллов, первое появление насекомых и земноводных. Расцвет панцирных рыб и гигантских раков
Силурийская
S
Богатейшая фауна ‘морских беспозвоночных, примитивных иглокожих, плеченогих, табулят, мшанок, трилобитов, граптолитов и др.
Ордовикская
О
Расцвет трилобитов, появление табулят, четырехлучевых кораллов и граптолитов
Кембрийская
Ст
Примитивная фауна археоциат, простейших плеченогих (беззамковых) и трилобитов
Рифейская
R
Широкое распространение водорослей. Появление губок, кишечнополостных, червей, членистоногих
познание прошлого не является полным и достаточным, и в геологии вопрос об определении абсолютного возраста пород играет поэтому немаловажную роль.
Попытки разработки методов абсолютной геохронологии делались давно и неоднократно. К их числу можно отнести определение времени образования земной коры по подсчетам количества солей, содержащихся в водах океанов, исходя из предположения, что вся соль в океанических бассейнах возникла за счет приноса ее реками с континентов (Джоли), и определение абсолютного возраста Земли по некоторым астрономическим данным и т. д.
Все эти методы или исходят из необоснованных предположений и не учитывают всей сложности происходящих на Земле процессов, или же дают частные решения, применимые для очень короткого отрезка времени в истории Земли.
Радиологические методы являются наиболее пер спективными методами определения абсолютной геохронологии. Насколько велико их значение в решении проблемы абсолютной хронологии Земли можно судить хотя бы по тому, что по поста новлению XVII сессии Международного геологического конгресса, происходившей в 1937 г. в Москве, образована постоянная Комиссия по определению геологического возраста Земли радиологическими методами.
Сущность любого из радиологических методов заключается в использовании для определения возраста горных пород минералов радиоактивных элементов, ядра которых, как известно,, неустойчивы и распадаются со строго определенной для каждого из них скоростью, давая начало новым элементам —• продуктам их радиоактивного распада. По образному выражению А. Холмса, «для геолога радиоактивные минералы являются часами, которые были заведены в пору их минерализации».
Зная скорость радиоактивного распада, определив относительные количества содержащегося в минерале исходного радио активного вещества и конечных продуктов его распада, нетрудно подсчитать время, прошедшее с момента его образования, а следовательно, и возраст всей горной породы.
В зависимости от исходных элементов и продуктов радиоактивного распада, которые используются для подсчета, разработано несколько методов определения абсолютного возраста — гелиевый, свинцовый, аргоновый, ксеноновый и стронциевый.
Гелиевый метод основан на учете гелия, образующе гося при радиоактивном распаде урана и тория. Он применим лишь по отношению к немногим минералам, надежно удерживающим радиогенный гелий, как известно являющийся легким газом. В большинстве урановых и- ториевых минералов гелий легко улетучивается, поэтому гелиевый метод является менее надежным, чем, например, свинцовый, и дает заниженные результаты в определении абсолютного возраста.
Свинцовый метод, также применяемый к урановым и ториевым минералам, употребляется чаще, поскольку свиней, является вторым конечным продуктом распада этих элементов. При применении свинцового метода важно учитывать возможность присутствия в минералах свинца нерадиогенного происхождения, что вызывает необходимость определения изотопного состава этого элемента при исследованиях. Применение свинцового метода, дающего надежные результаты, ограничивается в большой мере тем, что пригодные для этого метода минералы встречаются относительно редко.
Аргоновый метод, разработанный в последнее время, получил большое распространение. Этот метод основан на учете процесса превращения радиоактивного изотопа калия в аргон. Содержание аргона в минералах определяется путем газового объемного анализа, а содержание калия устанавливается химическим путем. Ценность аргонового метода заключается в возможности его широкого применения, так как калиевые минералы широко распространены в земной коре. Принципиально аргоновый метод может быть применен и для установления абсолютного возраста осадочных горных пород, в которых присутствуют калиевые минералы, возникшие одновременно с данными породами. Проведенные в СССР контрольные определения возраста минералов и горных пород по аргону показали результаты, хорошо согласующиеся с данными, полученными по свинцовому методу.
Применимость всех радиологических методов основана на одной исходной предпосылке, а именно: на предположении постоянства скорости процесса радиоактивного распада. В настоящее время доказано опытным путем, что в условиях Земли при всех возможных на ее поверхности и в недрах изменениях термодинамических условий скорость распада действительно не меняется, и, следовательно, для использования этого процесса в качестве эталона измерения абсолютного времени не возникает принципиальных возражений.
Однако недостаточная сохранность радиоактивных элементов и продуктов их распада в минералах, а также значительные трудности, связанные с точным определением констант радиоактивного распада, обусловливают лишь относительно небольшую точность радиологических методов определения абсолютного возраста, не превышающую 5—10% измеряемой величины. Получаемые цифры говорят поэтому пока лишь о порядке длительности времени, не претендуя на абсолютно точное его значение.
По полученным различными методами результатам возраст древнейших пород на земном шаре оценивается в 2,5—3 млрд, лет. Несомненно, что возраст самой Земли должен значительно превышать эту цифру. Астрофизический возраст Земли, т. е. время с начала образования Земли как планеты, по современным данным равен 5—7 млрд. лет.
Цифры, полученные для длительности отдельных периодов в истории Земли, приведены в особой графе абсолютного геологического возраста в табл. 1. Как видно из сравнения этой таблицы с табл. 2, только около 10% всего времени, протекшего с образования земной коры, приходится на исторический этап в развитии Земли, документированный остатками организмов, встречающихся в пластах, и подразделяющийся благодаря этому на более дробные этапы.
Раздел III
ОБШАЯ ФИЗИКА И ХИМИЯ ЗЕМЛИ
ГЛАВА 5
ФОРМА ЗЕМЛИ И ЕЕ ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
ВЕЛИЧИНА И ФОРМА ЗЕМЛИ
Вопросы определения размеров и формы Земли неразрывно связаны друг с другом и исторически решались параллельно.
Рис. 5. Схема триангуляцииРис. 5. Схема триангуляцииИз элементарных курсов физической географии и геодезии известны пути развития мысли человека в этом направлении и причины, заставившие отказаться от первоначального представления о форме Земли как о плоском круглом диске. Известно, что еще в 530 г. до н. э. Пифагор пришел к выводу о шарообразности Земли, а со времени Птоломея это представление сделалось широко распространенным.
Рис. 5. Схема триангуляции
Рис. 5. Схема триангуляции
В XVII в., когда появилась гипотеза о первоначально жидком состоянии Земли и стал известен открытый Ньютоном (1643—1727) закон всемирного тяготения, изменился взгляд и на форму Земли. Стало очевидным, что планета, находящаяся в состоянии вращения, при этих условиях неминуемо должна получить сжатие у полюсов и растяжение у экватора под влиянием центробежной силы, т. е. приобрести форму, близкую к эллипсоиду вращения.
СА — базис; СЮ — определяемое расстояние по меридиану; АБС, АБВ, БВГ и ВГЮ — треугольники измеренийСА — базис; СЮ — определяемое расстояние по меридиану; АБС, АБВ, БВГ и ВГЮ — треугольники измеренийверхности земливерхности землиВ начале XVII в. голландец Снеллиус предложил весьма рациональный и точный метод измерения расстояний, получивший название триангуляции (рис. 5). Метод этот сводится к геометрическому решению системы треугольников, разбиваемых на по- вдоль измеряемой линии. Наблюдения заклю
СА — базис; СЮ — определяемое расстояние по меридиану; АБС, АБВ, БВГ и ВГЮ — треугольники измерений
СА — базис; СЮ — определяемое расстояние по меридиану; АБС, АБВ, БВГ и ВГЮ — треугольники измерений
верхности земли
верхности земли
чаются в определении длины базиса, т. е. стороны одного из треугольников, расположенной вне измеряемой линии, и в инструментальном определении углов между сторонами всех остальных треугольников, вершины которых обозначены на местности спе-
циальными триангуляционными знаками, любой из которых можно видеть по крайней мере с двух соседних
В 1669—1670 гг. француз Пикар измерил этим способом дугу парижского меридиана и определил величину радиуса Земли в 6372 км. В 1735 г. Парижская академия наук организовала градусные измерения в Перух Лапландии и Париже. Результаты этих измерений подтвердили предположение о эллипсоидально- сти фигуры Земли, так как оказалось, что длина дуги меридиана в 1° на экваторе меньше, чем у Полярного круга. Абсолютные величины длины градуса меридиана оказались такими: у экватора 'ПО,6 км, под Парижем— 111,3 км, у Полярного круга — 111,9 км. В XIX в. были произведены большие и более точные градусные измерения одновременно в ряде стран.
По международному соглашению в 1924 г. приняты следующие постоянные величины Земли:
Радиус полярный 6356,863 км
Радиус экваториальный 6378,245 км
Радиус средний 6371 км
Таким образом, разница в длине радиусов экваториального и полярного достигает 21,7 км, а величина сжатия 2gs у Иными словами, земная поверхность на экваторе лежит дальше от центра Земли, т. е. как бы немного выше, чем на полюсе.
Средняя величина дуги в 1° по меридиану принята равной 111 км. Из этих данных вытекает, что площадь поверхности Земли равна 510 млн. км2, а ее объем — 1 083 204 млн. км3.
Хотя форма Земли действительно приближается к двухосному эллипсоиду вращения, но, даже если отвлечься от местных неровностей ее поверхности — гор, долин, низменностей, морских и озерных впадин и т. п., — она все же существенно отличается от этого идеального геометрического тела. Знать эти отличия весьма важно для целей изучения физических свойств Земли и сс внутреннего строения. Поэтому дальнейшее уточнение представлений о форме Земли остается и до сих пор важной задачей высшей геодезии и геофизики. Ее сводят в настоящее время к нахождению поверхности так называемого геоида, понятие о котором введено в науку Листингом в 1873 г.
Под геоидом понимают уровенную поверхность, всюду перпендикулярную к действительному направлению отвеса, т. е. силы тяжести. Она совпадает с зеркалом воды в океанах и морях, не нарушенным волнением, морскими течениями, приливами и влиянием изменений атмосферного давления, т. е. находящимся в состоянии абсолютного покоя. Под материками она представ-
ляет как бы мысленное продолжение поверхности океана. Ее можно представить себе, допустив, что суша прорезана сетью каналов, соединяющих все моря друг с другом. Уровень воды в таких каналах и совпал бы, очевидно, с поверхностью геоида.
Понятие геоида имеет глубокий физический смысл. Если бы действительная форма Земли точно ему соответствовала, то на
ее поверхности не могло бы происходить никакого перемещения тел под влиянием силы тяжести, ибо она всюду была бы абсолютно горизонтальной (перпендикулярной к направлению силы
Рис. 6. Соотношение поверхностей геоида, сфероида и каменной оболочки Земли
/ — поверхность каменной оболочки; 2 — поверхность сфероида; 3 — поверхность геоида; 4 — отвесы — линии, перпендикулярные к поверхности геоида
Поверхность геоида не совпадает ни с действительной поверхностью каменной оболочки Земли, ни с поверхностью идеального эллипсоида вращения.
На рис. 6 изображено соотношение всех трех поверхностей: геоида, эллипсоида вращения и каменной оболочки Земли. Из рисунка видно, что на континентах поверхность геоида лежит выше эллипсоида, на океанах — ниже эллипсоида. Разность уровней геоида и эллипсоида не превышает, однако, 100 м. Изучение формы геоида с помощью геофизических (гравитационных) исследований позволило в последнее время сделать еще один шаг вперед по пути уточнения представления о форме Земли. Она оказалась телом, более приближающимся по форме не к эллипсоиду вращения, а к трехосному эллипсоиду с разностью длины экваториальных осей в 140 ж.
РЕЛЬЕФ ПОВЕРХНОСТИ ЗЕМЛИ
Под рельефом Земли понимают неровности всей каменной оболочки не только в области суши, но и в части, покрытой в настоящее время водами морей и океанов. Здесь мы остановимся
только на описании рельефа материков, так как рельеф поверхности дна океанов освещается подробно в главе «Гидросфера». Эта краткая справка из физической географии суши необходима в настоящем курсе для понимания излагаемых ниже геологиче-
Рис. 7. Распределение суши и моряРис. 7. Распределение суши и моря
Рис. 7. Распределение суши и моря
Рис. 7. Распределение суши и моря
ских процессов, ход которых во многом определяется ее рельефом.
Материки, или континенты, — это крупные участки суши, окруженные водами Мирового океана. Очертания материков, их размеры и форма поверхности в течение развития Земли меня-
Рис. 8. Диаграмма распределения суши и моря под разными широтами (по С. В. Калеснику) Площадь суши заштрихована, площадь моря — белаяРис. 8. Диаграмма распределения суши и моря под разными широтами (по С. В. Калеснику) Площадь суши заштрихована, площадь моря — белая
Рис. 8. Диаграмма распределения суши и моря под разными широтами (по С. В. Калеснику) Площадь суши заштрихована, площадь моря — белая
Рис. 8. Диаграмма распределения суши и моря под разными широтами (по С. В. Калеснику) Площадь суши заштрихована, площадь моря — белая
лись. Представление о том, как выглядят современные очертания материков, дают географические карты (рис. 7).
Современные материки занимают около 149 млн. км2, что составляет 29,2% поверхности земного шара. ДАатерики сосредоточены преимущественно в Северном полушарии, где они занимают около 39% поверхности, тогда как в Южном полушарии ими занято лишь около 19% поверхности.
65655 Сеновы геологии
65
65
На прилагаемой диаграмме (рис. 8) хорошо видно распределение суши и моря на разных широтах Северного и Южного полушарий. Из этой же диаграммы видно; что почти все континенты расширяются к северу и сужаются к югу, особенно резко в Южном полушарии.
Большая часть материков имеет поверхность с небольшими абсолютными высотами. Площади с высотами до 1000 м выше уровня моря занимают 73%, в том числе площади низменные, с отметками менее 200 м абс. высоты, — около 33% от всей поверхности материков. Крупные возвышенности в виде горных хребтов и высоких нагорий располагаются обычно по окраинам континентов. Особенно это типично для Северной и Южной Америки. По западному краю обоих материков тянутся цепи Кордильер и Анд, по восточному краю более низкие горы — Аппалачские и краевые цепи Бразильского нагорья. Посредине обоих материков простирается почти непрерывная полоса низменностей: Лаплатская, Амазонская, Оринокская, Миссисипская и т. д.
Подобное расположение возвышенностей и низменностей наблюдается и в Австралии, где основные высоты сосредоточены на западной и восточной окраинах континента, тогда как в центральной части располагаются низменности.
В Северной Африке и на Евразийском континенте низменные зоны также обрамлены с двух сторон поднятиями.
В этом отношении общие черты рельефа континентов представляют собой полную противоположность рельефу области океанов, где наибольшие пучины расположены по их окраинам, а в центральных частях поднимаются возвышенности.
В силу отмеченной выше закономерности распределения на суше горных цепей образуемый ими главный, или мировой, водораздел текущих с континентов вод делит поверхность суши далеко не симметрично. Отсюда вытекает и неравномерность в размерах водосборных площадей отдельных океанов, что хорошо видно из прилагаемой карты (рис. 9). Большинство вод стекает с суши в бассейны Атлантического и Северного Ледовитого океанов. Сравнительно небольшое количество воды получают Тихий и Индийский океаны. Соответственно в эти океаны сносится и значительно меньше глины, песка и других продуктов разрушения суши текучими водами.
Довольно велики площади суши, не имеющие стока в океаны. Они составляют 22% от всей ее поверхности. Распределение их по континентам таково (в млн. км2): Евразия—18, Африка — 9, Южная Америка — 0,36, Австралия — 4.
Эти данные дают общее представление о степени участия континентальных площадей в процессе улавливания продуктов разрушения, переносимых текучими водами.
Рис. 9. Карта бассейнов стока
1 — область стока в Тихий океан; 2 — область етока а Атлантический океан; 3 — то же, в Индийский океан; 4 — то же, в Северный Ледовитый океан; 5 — то же, в Средиземное море; 6 — то же, в Ьалтийское море; 7 — внутренние области без стока в Мировой океан
СРЕДСТВА И МЕТОДЫ ПОЗНАНИЯ НЕДР ЗЕМЛИ
Средства и методы познания физической и химической природы горных пород, слагающих недра Земли, разнообразны, но могут быть объединены в две группы: эмпирические и дедуктивные.
К эмпирическим методам относится, прежде всего, непосредственное изучение свойств вещества Земли в лабораториях, в которых точно устанавливается химический состав горных пород, их физические свойства и тем самым применимость з народном хозяйстве. Однако подобного рода исследования
Рис. 10. Выход на поверхность земли древних слоев в результате денудации складок
ограничены техническими возможностями взятия проб горных пород для лабораторного изучения с больших глубин. Искусственное вскрытие слоев Земли достигается шурфами, штольнями, шахтами и скважинами. Максимальная технически возможная глубина шахт немногим превышает 2 км, максимальная глубина, достигнутая буровыми скважинами, 6 км. Даже эта последняя цифра составляет, однако, всего лишь ^ , или 0,0009 средней величины радиуса Земли.
Изучать горные породы позволяют поднятия крупных участков земной коры, неоднократно происходившие в течение геологической истории и приводившие к образованию высоких горных хребтов. Возникшие горы через многие миллионы лет разрушались реками и ручьями, мало-помалу выносившими продукты разрушения в моря и океаны в виде гальки, песка и глинистой мути и вскрывавшими недра хребтов (рис. 10). Благодаря этим явлениям возможно изучение горных пород, поднятых внутренними силами Земли с глубин до двух десятков километров.
О составе масс, лежащих на еще больших глубинах, позволяют судить наблюдения над продуктами извержения вулканов, по каналам которых расплавленное вещество поднимается с глубин от десятков до сотен километров.
О некоторых физических свойствах недр Земли можно судить при помощи разнообразных геофизических методов исследования. Эти методы основаны на изучении естественных или искус-
ственно создаваемых физических полей, обусловленных теми ил« иными свойствами вещества Земли. Так, при гравиметрических исследованиях изучается поле силы тяжести, зависящее от расположения масс с различной плотностью внутри земного шара. Магнитометрическими методами изучается магнитное поле Земли, зависящее от размещения масс с различными магнитными свойствами. Электрометрия основана на изучении условий прохождения электрического тока через каменную оболочку Земли, что зависит от электрических свойств различных горных пород.
Особенно большое значение для познания строения глубоких частей Земли имеет сейсмометрия, изучающая упругие колебания, возникающие в теле Земли при землетрясениях и искусственных взрывах. По образному выражению В. Голицина, «землетрясение, подобно фонарю, освещает на несколько секунд глубинную структуру Земли».
К дедуктивным методам относятся заключения о физическом состоянии вещества в недрах Земли, недоступных для непосредственного изучения, по аналогии с состоянием других небесных тел, о котором судят по астрофизическим наблюдениям, а также на основании изучения вещественного состава попадающих на Землю метеоритов.
ГРАВИТАЦИОННОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ
Гравитация, или сила тяжести, обусловливающая вес тел, направлена всегда перпендикулярно к поверхности геоида и обратно пропорциональна квадрату расстояния ст центра притяжения. Наблюдения над изменениями силы тяжести на поверхности Земли производятся при помощи так называемых маятниковых и крутильных весов.
Исходя из представления об эллипсоидальной форме Земли и факта ее вращения вокруг оси, следует ожидать, что сила притяжения должна достигать наибольшего значения в высоких широтах планеты и быть менее значительной у экватора. Это предположение было подтверждено еще во время больших градусных измерений Парижской академией наук в первой половине XIX в. Применявшийся при этих исследованиях очень точный хронометр, перевезенный из Парижа в приэкваториальную область, начал отставать там на 2,5 сек. в сутки. Для восстановления правильной работы хронометра потребовалось укоротить длину его маятника.
Теоретически можно представить себе, что напряжение силы тяжести постепенно и равномерно убывает по направлению от полюсов к экватору. Это можно изобразить в виде линий одинакового напряжения силы тяжести, которые подобно географическим параллелям будут опоясывать Землю параллельными линиями. Однако фактическое распределение силы тяжести на континентах и в областях океанов неодинаково на любой широте:
напряжение силы тяжести над океанами больше, чем над континентами.
Кроме того, на континентах на фоне равномерного убывания силы тяжести от полюсов к экватору наблюдаются участки ее аномального возрастания или уменьшения. Они получили название положительных и отрицательных гравитационных аномалий (аномалий силы тяжести) и привлекают внимание геологов как районы возможных залежей полезных ископаемых.
Положительные аномалии силы тяжести свидетельствуют о залегании на глубине более плотных масс, которыми обычно являются руды металлов. Отрицательные аномалии связаны с залеганием менее плотных масс, например каменной соли, с которой частично ассоциируются, кроме того, нефть и горючие газы.
Впервые карты гравитационных аномалий в СССР составил акад. А. Д. Архангельский. Эти карты, совмещенные с картами магнитных аномалий, позволили выявить целый ряд крупных месторождений железных руд, каменной соли и нефти (месторождения Курской магнитной аномалии, Урало-Эмбенский нефтеносный район, нефть в пределах Днепровской низменности на Украине и др.).
ТЕМПЕРАТУРА ЗЕМЛИ
У поверхности Земли температурный режим определяется двумя источниками: теплом, получаемым от Солнца, и собственным теплом планеты, достигающим поверхности от разогретых недр. Величины притока тепла от обоих источников количественно крайне неодинаковы и различны по их роли в жизни планеты. Солнечный нагрев Земли составляет 99,5% от всей суммы тепла, получаемого ее поверхностью, а на долю внутреннего нагревания падает всего 0,5%. К тому же приток внутреннего тепла очень неравномерно распределен на Земле и сосредоточен в основном в местах проявления вулканической деятельности.
Энергия солнечного нагрева поверхности Земли и ее атмосферы играет очень большую роль в экзогенных геологических процессах, т. е. в процессах взаимодействия каменной земной коры с атмосферой и толщей морских и океанических вод. Солнечные лучи, падающие под разными углами в различных широтах, неравномерно обогревают поверхность Земли и атмосферу. Поэтому и атмосферное давление неодинаково в разных областях земного шара. Эти различия вызывают отток воздуха из областей с повышенным давлением в области низкого давления. Так возникает ветер, один из мощных геологических факторов, преобразующих поверхность Земли.
Ветер вызывает на морях и океанах волны и течения. Он же относит в сторону континентов массы водяных паров, образующихся при нагревании солнечными лучами поверхности океанов и морей. Сгущаясь в облака и тучи, эта влага затем выпадает на возвышенных участках континентов в виде атмосферных осадков — дождя и снега, а затем выпавшая вода стекает вновь к океану. Так возникают ручьи и реки, производящие по пути напряженную и сложную работу по разрушению поверхности суши и переносу продуктов разрушения горных пород.
В ходе этого переноса рыхлый материал (галька, песок, глинистые частицы) сортируется и отбирается по его удельному весу и составу. Большая его часть оседает затем на дне морских бассейнов, меньшая — во внутренних впадинах континентов, и, в конечном счете, дает начало новым горным породам. Из атмосферных осадков возникает также лед, накапливающийся на горах и в холодных приполярных областях континентов в виде ледников, производящих также немалую геологическую работу. Таким образом, можно сказать, что все экзогенные процессы на Земле вызываются солнечной энергией.
Несмотря на такую большую роль Солнца в жизни поверхности Земли, влияние его обогрева на развитие внутренних частей планеты ничтожно. Прогрев солнечными лучами распространяется за год в глубь Земли самое большее на 8—30 м. Ниже этой границы располагается пояс постоянной температуры, соответствующей средней годовой температуре данной местности. Так, например, в Москве, на территории сельскохозяйственной академии им. Тимирязева, на глубине 20 м температура с 1882 г. неизменно сохраняется равной 4,2° В Первомайске колебания температуры на глубине 19,2 м не превышают 0,01°. В Париже на глубине 28 м термометр уже более ста лет неизменно показывает 11,83°.
В шахтах и буровых скважинах, углубляемых ниже пояса постоянной температуры, наблюдается постепенное увеличение температуры с глубиной. Мерой повышения температуры являются при этом две величины, имеющие большое теоретическое и практическое значение: геотермическая ступень и геотермический градиент.
Под геотермической ступенью понимают то количество метров, на которое нужно погрузиться в данной местности ниже пояса постоянной температуры, чтобы получить прирост температуры на 1°. Таким образом, величина геотермической ступени определяется в метрах. Геотермический градиент— это величина возрастания температуры при погружении в Землю на каждые 100 м. Измеряется градиент в градусах.
Выборочно конкретные величины значения геотермической ступени (в ж) следующие: Архангельск— 10; Ленинград— 19,6; Баку (Сураханы)—26; Якутск — 26; Донбасс (среднее)—33; Харьков — 37,7; Москва — 38,4.
Приведенные величины приближаются к среднему значению геотермической ступени для земного шара, в целом принятому за 33 м.
Существуют, однако, значительные отклонения в обе стороны от этого среднего значения. Так, в Южной Африке, в районе Иоганесбурга, геотермическая ступень очень велика и достигает 111 м. В районе теплых источников Пятигорска, на северном склоне Кавказа она, наоборот, равна всего 1,5 м.
Изменение величины геотермической ступени, как видно из приведенных фактов, не зависит от климатических особенностей местности и от средней годовой температуры. В Архангельске она составляет всего 10 м, а в Южной Африке с ее субтропическим климатом она достигает 111 м.
Величина геотермической ступени изменяется в зависимости от различных причин и в первую очередь от конкретного геологического строения местности и теплопроводности горных пород, слагающих данный район. Под мерой теплопроводности понимают количество тепла в калориях, передаваемое в 1 сек. через сечение в 1 см2 при градиенте температуры в 1°.
Для приводимых ниже выборочно пород значение теплопроводности составляет: для железа—0,16; кварцита—0,006; гранита — 0,004; песчаника — 0,006; песка — 0,003; каменного угля— 0,007; глинистого сланца — 0,0019.
На величину геотермической ступени сильно влияет форма залегания слоев пород. При наклонном залегании слоев, имеющих различную теплопроводность, величина геотермической ступени может значительно изменяться на коротком расстоянии. В Донецком бассейне она колеблется от 28,6 до 40,2 м. Величина ступени уменьшается, когда более теплопроводные слои подходят к поверхности и непосредственно обогревают верхние зоны земной коры за счет внутреннего тепла. Наклонное залегание слоев обычно сопровождается также возникновением трещин, иногда зияющих, по которым еще более облегчается доступ тепла из недр Земли к поверхности.
Распространение внутреннего тепла планеты вверх осуществляется также подземными водами, поднимающимися с больших глубин, и облегчается при большой пересеченности рельефа. Наконец, на величину геотермической ступени может влиять недавняя вулканическая деятельность, с которой связано, например, низкое ее значение (1,5 м) в Пятигорском районе Северного Кавказа, где на небольшой глубине располагается еще неостывший вулканический очаг.
Знание конкретной величины геотермической ступени имеет большое практическое значение при проектировании глубоких шахт для расчета температуры, при которой будут работать люди. Температура 50° является предельной для работы человека, а во влажном воздухе этот предел снижается до 40°.
В Донецком бассейне строятся шахты глубиной в 1 км и даже больше. При средней величине геотермической ступени для Донбасса в 33 м на глубине 1 км температура будет достигать 40°, в связи с чем необходимо предусматривать специальные меры для охлаждения воздуха.
При других значениях величины геотермической ступени разработка полезных ископаемых может вестись и на больших глубинах. Например, в Южной Африке и Бразилии, где геотермическая ступень очень высока (111 м), есть рудники глубиной более двух километров, причем температура в них не превышает 40°. Наоборот, в США в Неваде разработка богатых золотых и серебряных руд была прекращена на значительно меньших глубинах из-за температурных условий.
Важно оценить температурные условия также при проходке туннелей в горных местностях. В этом отношении особенно поучителен случай с проходкой в Альпах Симплонского туннеля. Трасса туннеля расположена на уровне 668 м абс. высоты, а отметки вершин достигают 2700 м.
Изотермы внутри горного массива располагаются, в общем, параллельно рельефу гор, изгибаясь дугообразно. Поэтому под наиболее высокими массивами в трассе туннеля температура достигала величины+56°, хотя средняя годовая температура на их поверхности не превышает 2,9°.
Используя данные о величине геотермической ступени, можно сделать некоторые предположения о температурных условиях глубоких зон Земли. Если принять среднюю величину геотермической ступени за 33 л и допустить, что увеличение температуры с глубиной происходит равномерно, можно сделать следующий расчет ее увеличения:
33 м 1°33 000 м 1000°
330 м 10°1(10 G00 м . • . . . - 3000°
3300 м10и°
Температура в 3000° превышает точку плавления всех веществ, известных на Земле. Следовательно, на глубине порядка 100 км под твердой каменной земной корой располагаются расплавленные массы.
Такой расчет глубины залегания основания твердой земной коры, несомненно, условен и дает только грубую ориентировку, определяя лишь возможный порядок мощности каменной оболочки.
Фактически замеренные температуры магмы, изливающейся в виде лав из жерл вулканов, достигают: в кратере вулкана Везувия 1180°; в кратере вулкана Стромболи 1150°.
Предполагая, что магма на своем пути из очага к поверхности Земли остыла от соприкосновения с холодными горными породами, можно допустить, что на глубине она обладала большей температурой, возможно действительно достигавшей 3000°. Однако необходимо учитывать и то, что при подъеме магмы с глубины благодаря большому падению давления может произойти ее разогревание и она подойдет к поверхности Земли и изольется в виде лавы, имеющей температуру более высокую, чем та, которую она имела на глубине.
Вопрос о температуре внутренних зон Земли остается пока не решенным окончательно. Вряд ли она может превышать 3000—5000°, что вытекает из большой плотности вещества глубоких недр земного шара.
Опытно определено (Вихерт, 1911), что нагревание вещества при сохранении постоянного объема влечет за собой значительное увеличение давления. Например, для железа с увеличением температуры на 1° давление увеличивается на 60 атм. Температура в тысячи градусов сопряжена с настолько сильным увеличением давлений в центральной части земного шара, что он должен был бы взорваться. Поэтому температуру недр нашей планеты нельзя принять превышающей 3000—4000°.
Особенно трудным и пока дискуссионным вопросом является причина возникновения высокой температуры в недрах Земли. В разрешении его существуют два направления. Первое имеет своими корнями гипотезу Лапласа, по которой Земля произошла, как и все члены солнечной системы, из раскаленной газовой ,массы, отделившейся от Солнца, чья поверхность нагрета до 5000°. Если считать внутреннее тепло Земли остаточным, заимствованным целиком от Солнца, то температуру 5000° следует рассматривать как максимально возможную величину.
Согласно второй гипотезе источником тепла являются радиоактивные элементы (уран, торий и др.), заключенные в горных породах. В условиях земной коры они, как известно, неустойчивы и подвергаются распаду. При этом происходит выделение большого количества тепла, могущее повести к нагреванию и даже расплавлению горных пород.
МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ
Земля представляет собой магнит, полюса которого не совпадают с географическими полюсами земного шара, хотя и лежат близко к ним. Так, северный магнитный полюс расположен на п-ове Беотия (Северная Канада), к северу от Гудзонова залива. Его координаты: 74° с. ш. и 100° з. д. Южный магнитный полюс располагается на меридиане Новой Зеландии, к югу от нее, на северо-восточной оконечности Земли Виктория, на материке Антарктиде. Координаты южного полюса: 68° ю. ш. и 143° в. д. *.
Координаты магнитных полюсов указаны для 1952 г.
Положение магнитных полюсов меняется с течением времени в связи с вековыми изменениями магнитного поля Земли.
В геологической и геодезической практике необходимо умение точно определить положение точки наблюдения для нанесения ее на карту. Топографические карты для этой цели снабжаются географической координатной сеткой, образованной меридианами и широтами, привязанными к географическому полюсу, т. е. к точке выхода на поверхность Земли оси ее вращения. Однако геологические и геодезические привязки к этому ориентиру на местности часто производятся компасом, стрелка которого дает ориентировку не на географический, а на магнитный полюс *. Отсюда возникает необходимость внесения поправок на показания компаса при ориентировке на местности.
Точные топографические карты снабжаются (на полях) указанием величины так называемого склонения, дающей возможность судить о той ошибке, которая может получиться у исследователя при ориентировке по компасу. Под склонением понимают угол, образованный линией географического меридиана данной местности и магнитной стрелкой. Склонение может быть восточным или западным, в зависимости от того, отклоняется магнитная стрелка к западу или к востоку от направления географического меридиана. Для получения истинного положения географического меридиана в пунктах с западным склонением величину склонения следует прибавлять к показаниям магнитной стрелки, в пунктах с восточным склонением — отнимать.
Линия, вдоль которой устанавливается магнитная стрелка, называется магнитным меридианом.
На географическую карту наносятся линии, соединяющие точки на земной поверхности с одинаковым склонением. Их называют изогонами . По своим направлениям они близки к географическим меридианам, но не совпадают с ними.
Магнитная стрелка, подвешенная на горизонтальной оси, тоже притягивается магнитными полюсами Земли и потому обычно не устанавливается параллельно горизонту, образуя с ним больший или меньший угол. В Северном полушарии северный конец стрелки опускается вниз, а в Южном — наоборот.
Угол, образованный стрелкой с горизонтальной плоскостью, называется углом наклонения. Максимальный угол наклонения магнитной стрелки (90°) будет на магнитном полюсе. При удалении от полюса угол наклонения стрелки уменьшается и достигает нулевого значения (горизонтальное положение стрелки) в области, близкой к географическому экватору.
Линии одинакового значения угла наклонения магнитной стрелки называются изоклинами. Линия нулевого значения наклонения магнитной стрелки получила название магнитного экватора. Магнитный экватор не совпадает с географическим. В Азии он располагается севернее географического на 10°, в Америке — южнее на 15°. В общем же линии изоклин следуют вдоль географических широт, хотя и не совпадают с ними.
Существенно важной характеристикой магнитного поля Земли является его напряженность. Единицей измерения напряженности, или э р с т е д о м. является сила, сообщающая в 1 сек. массе в 1 мг ускорение в 1 мм.
Максимальное напряжение магнитного поля проявляется на полюсах, к магнитному экватору напряжение падает. Это изображается на карте в виде изодинам — линий одинакового напряжения магнитного поля, которые будут близки в своем простирании к изоклинам, т. е. расположатся почти широтно. Линия, соединяющая точки на земной поверхности с минимальным напряжением магнитного поля, является динамическим экватором.
Таким образом, магнитная карта Земли может быть изображена в различных изолиниях: склонений, наклонений и напряжения магнитного поля планеты. Эти линии расположатся или почти меридионально (изогоны), или почти широтно (изоклины и изодинамы). Все элементы земного магнетизма для данной точки Земли не представляют постоянной величины. Они испытывают периодические изменения различной длительности: суточные, годовые и более длительные. Так, нулевая изогона проходила в 1492 г. через Ферро (Азорские острова), в 1673 г. через Берлин, в 1885 г. через Петербург. В настоящее время она смещается еще более к востоку.
Сеть линий магнитного поля Земли подвержена изменениям и более короткого периода. Это так называемые магнитные бури. Природа их не совсем ясна, так же как и периодичность. Возникновение магнитных бурь связывают обычно с солнечной деятельностью, причем отмечается, что годичный максимум магнитных бурь имеет место в равноденствие, минимум в июне. Замечена также связь магнитных бурь с землетрясениями.
Особого внимания геологов заслуживает изменение напряжения магнитного поля на отдельных участках, выражающееся в нарушении правильности расположения изолинии на карте. Это так называемые магнитные аномалии. Положительные аномалии магнитного поля указывают на залежи в глубине Земли руд с магнитными свойствами (обычно магнитных руд железа).
В настоящее время магнитометрия является мощным средством геологических поисков полезных ископаемых. В последнее время исследования магнитных аномалий производятся с самолетов и вертолетов, что дает возможность ускорить и удешевить поисково-разведочные работы.
ПЛОТНОСТЬ ЗЕМЛИ
Под плотностью вещества понимают отношение его массы к объему или, что то же, величину его массы, заключенной в единице объема. Обычными лабораторными методами нетрудно определить плотность горных пород, залегающих у поверхности Земли и доступных для непосредственного изучения. Сложнее определение плотности масс, залегающих на глубинах в сотни и тысячи километров. Эта задача решается при помощи сейсмологии.
Плотности горных пород изменяются в широких пределах. Есть породы, обладающие плотностью, меньшей, чем плотность воды, например нефть \ другие обладают значительной плотностью.
Плотность наиболее распространенных горных пород выра жается следующими цифрами:
Нефть (минимальная плот-Глина 2,46
ность)0,70Песчаник 2,65
Торф1,С5Гранит 2,65
Вода морская(глубинная) 1,08Базальт 2,90
Антрацит1,40Габбро 3,00
Каменная соль2,36
В составе горных пород присутствуют вещества и более плотные. Например:
Железо 7,8Медь 8,9Серебро 10,5Свинец 11,3Железо 7,8Медь 8,9Серебро 10,5Свинец 11,3Ртуть 13,6Золото 19,6Платина 21,4Ртуть 13,6Золото 19,6Платина 21,4
Железо 7,8
Медь 8,9
Серебро 10,5
Свинец 11,3
Железо 7,8
Медь 8,9
Серебро 10,5
Свинец 11,3
Ртуть 13,6
Золото 19,6
Платина 21,4
Ртуть 13,6
Золото 19,6
Платина 21,4
Еще большей плотностью обладают такие элементы, как уран, торий и др. Однако на плотность пород они практически не оказывают влияния, так как встречаются весьма редко.
В верхних слоях земной коры преобладают породы с плотностью 2,7, очень близкой к плотности гранитов. Эта цифра и принимается для характеристики плотности земной коры.
Средняя плотность Земли как планеты, многократно установленная различными исследователями на основании закона тяготения при помощи маятника или крутильных весов, равна 5,52 г/с.п3. Такая большая величина средней плотности Земли, превосходящая более чем в 2 раза плотность наиболее распро-
К горным породам относятся все тела, входящие в состав земной коры, независимо от их состояния.
страненных в земной коре пород, убеждает в том, что в недрах Земли должны быть сосредоточены массы высокой плотности.
Еще до получения фактических данных о распределении плотности с глубиной, выявленных при сейсмологических исследованиях, теоретическими расчетами, исходя из значения средней плотности Земли и плотности известных горных пород, слагающих ее верхнюю часть, плотность ядра была определена в 11 г! см3.
Совершенно очевидно, что с глубиной плотность вещества Земли должна возрастать, прежде всего в связи со сжатием, вызываемым увеличением давления вышележащих пород. Давление с глубиной возрастает следующим образом:
Глубина (в кх)Давление (в атм^
10031 000
900246 000
29001 370 000
50003120 000
63703 510 000
Под действием одного только давления плотность масс Земли должна была бы увеличиваться с глубиной равномерно. В действительности наблюдается иная картина. Как показывают наблюдения над прохождением сейсмических волн, возникающих при землетрясениях, скорость их распространения через земной шар не остается постоянной. На определенных глубинах отмечаются внезапные изменения ее, указывающие на существование границ раздела между разнородными средами, плотность и упругие свойства которых сменяются скачкообразно.
Данные об изменении скорости продольных сейсмических волн позволяют рассчитать величины плотности масс Земли на различных глубинах. До глубины 8—80 км от поверхности Земли (в зависимости от того, где производятся измерения — над океанами или в области горных хребтов) плотность плавно возрастает от значения 2,7 г!см3, соответствующего плотности наиболее распространенных в верхней части земной коры пород, до величины в 2,9 г/см3, отвечающей плотности базальтов. На границе 8—80 км плотность скачкообразно возрастает до значения 3,4 г[см3.
Последующее плавное изменение плотности от 3,4 до 6,5 г) см3 на глубине 2900 км от поверхности Земли прерывается новым скачком, соответствующим внезапному возрастанию плотности до 10,0 г/см3. Ниже снова происходит постепенное нарастание плотности до 12,2 г) см3 в центре Земли. Изменения плотности вещества Земли с глубиной, установленные в настоящее время достаточно твердо, помогают судить о строении внутренних зон Земли, их химическом составе и физическом состоянии слагающих их масс.
ГЛАВА 6
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ЗЕМЛИ
Для определения химического состава Земли мы располагаем непосредственными данными химических анализов, касающимися только поверхностных частей земной коры, доступных для исследования (15—20 км). Суждения о химическом составе более глубоких зон Земли опираются на косвенные данные, представляемые сейсмологией и подкрепляемые изучением вещественного состава метеоритов. Обобщение данных по химическому составу различных горных пород, слагающих земную кору, с учетом их распространения до глубин в 20 км, впервые было сделано американским ученым Ф. Кларком. Полученные им цифры процентного содержания химических элементов в составе земной коры, впоследствии несколько уточненные А. Е. Ферсманом, получили, по предложению последнего, название чисел Кларка, или просто кларков.
Ниже приведены данные среднего химического состава земной коры по Кларку и по Ферсману (табл. 3).
Таблица 3
Процентное содержание элементов в земной коре (кларки)до глубины 20 км
Элементы
Содержание в земной коре в вес. %
По Ф. Кларку
По А. Е. Ферсману
Кислород
50,02
49,13
Кремний
25,80
26,00
Алюминий
7,30
7,45
Железо
4.18
4.20
Кальций
3,22
3,25
натрий .
2«ои
2.24
Калий
2,28
2,35
Магний
2,08
2,35
Прочие
2,76
2,87
Как видно из этой таблицы, распределение элементов в составе земной коры крайне неравномерно. Первые восемь элементов составляют 97,24% от всего состава земной коры. Из остальных известных на Земле 102 элементов только водород, титан, углерод, хлор и фосфор встречаются в количествах, составляющих десятые доли процента в составе Земли; процентное содержание остальных элементов (их кларки) выражается цифрами порядка 10-2—10"6.
С глубиной химический состав Земли меняется, о чем свидетельствуют изменения плотности и упругих свойств среды, устгь навливаемые при изучении скорости прохождения через земной шар сейсмических волн. Не вызывает сомнения, что в связи
с увеличением плотности с глубиной в составе вещества Земли возрастает роль тяжелых элементов, таких, как железо, магний, хром, никель, кобальт. Непосредственная количественная оценка химического состава недр Земли нам, разумеется, недоступна. Однако решению этой проблемы косвенно помогает изучение метеоритов. Исходя из предположения, что метеориты являются обломками некогда существовавших планет, можно привести известные аналогии между составом метеоритов и глубоких недр Земли. Проведенные в последнее время Б. Левиным и С. Козловской вычисления среднего химического состава всех известных метеоритов дали следующие результаты:
Элементы
Содержание в вес. %
Элементы
Содержание в вес. %
Кислород . . . .
34,6
Никель . . . .
1,4
Железо
25.6
Кальций . . . .
1,6
Кремний . . . .
17,8
Алюминий . . .
1,4
Магний
13,9
Прочие . . . .
1,7
Сера
2.0
Предположительно эти цифры могут быть приняты также для характеристики среднего химического состава Земли.
Сравнение этих данных с данными среднего химического состава земной коры (см. табл. 3) указывает на резкое увеличение в недрах Земли содержания железа при уменьшении содержания кислорода, кремния и алюминия, что хорошо согласуется с приведенными выше теоретическими предположениями.
Раздел IV
СФЕРЫ ЗЕМЛИ
На основании твердо выясненного положения о неравномерности изменения свойств и состава вещества Земли с глубиной можно судить о зональном строении земного шара.
Долгое время в науке господствовало довольно примитивное представление о трехчленном делении Земли на твердое ядро, жидкую раскаленную оболочку, окружающую его, и твердую наружную оболочку — земную кору.
Гольдшмидт и Тамман, используя в основном соображения о составе вещества, придали этой примитивной схеме более конкретный характер. Позднее А. Е. Ферсман, использовав данные о прохождении сейсмических волн, уточнил схему Гольдшмидта (табл. 4).
Таблица 4
Схема зонального деления земного шара
По Гольдшмидту и Тамману (1923-1924 гг.)
По Ферсману (1930 г.)
Оболочка
Сфера Зем-
Глубина
Оболочка
Глубина
Химический
в вес. %
Литосфера (каменная оболочка)
Спалическая
0-60
Гранитная Базальтовая
0—20
20—60
В основном
Si, Al
Симатичес- кая
60—1200
Перидотитовая
60—1600
В основном Si, Mg
Барисфера (тяжелая оболочка)
Окисно- сульфидная
1200—2930
Рудная
1600—3000
FcS2 — 70, Ni — 20, Fe2Sg окисное и кремнекислое железо —10
Железоникелевое ядро
2900—6371
Центральное ядро
3000—6371
Fe — 90, Ni 10, следы Со и др.
6 Основы геологии
В настоящее время на основании новых данных, полученных сейсмологией, представления о строении земного шара несколько изменились. В ядре Земли выделена его центральная часть, которую называют субъядром, или ядрышком. Вышележащие оболочки (рудная и перидотитовая, по А. Е. Ферсману) объединяются под общим названием мантии Земли. С учетом существования еще оболочек на поверхности Земли (гидросферы и биосферы) и вокруг нее (атмосферы) по современным данным строение Земли представляется в следующем виде (табл. 5):
Таблица 5
Схема строения Земли
Оболочки, или сферы
Более дробное подразделение сфер
Толщина сферы в км
Расстояние от поверхности Земли до нижней границы сферы в км
Атмосфера
Ионосфера
550—2000
600-2000
Стратосфера
35-40
45-55
Тропосфера
10—15
10—15
Гидросфера
0—11
0—11
Биосфера
Прерывистая
Земная кора (сиаль, литосфера)
Гранитная
Базальтовая
8—80
8—80
Мантия Земли (под-
Верхняя В
320-400
400
коровый субстрат)
Переходная С
500
900
Нижняя Д (окисносуль- фидная, рудная)
2000
2900
Ядро (Нифе)
Внешняя оболочка ядра
2200
5100
Ядрышко
1270
6370
ГЛАВА 7
ВНУТРЕННИЕ СФЕРЫ ЗЕМЛИ
Ядро Земли. Все сведения о составе и строении ядра Земли строятся на догадках и предположениях. По своим физическим свойствам ядро резко отличается от окружающей его мантии. Это доказывается тем, что продольные сейсмические волны на границе ядра испытывают преломление и часть их отражается, 82
как на границе раздела двух разнородных сред. Поперечные сейсмические волны вообще через ядро не проходят (как и через жидкую среду).
Как указывалось выше, сравнение плотности поверхностных оболочек Земли с плотностью земного шара в целом уже давно привело ученых к выводу о том, что плотность вещества в ядре должна быть много больше, чем в поверхностных частях. По расчетам плотность ядра Земли должна соответствовать плотности железа, находящегося в соответствующих условиях давления. В связи с этим многие ученые считают, что ядро состоит из железа и никеля (Ni, Fe-нифе) и обладает магнитными свойствами, определяющими магнитное поле Земли. Присутствие в ядре более тяжелых металлов связывают обычно с первичной дифференциацией вещества по удельному весу.
Представления о железо-никелевом составе ядра подтверждаются существованием железных метеоритов, которые свидетельствуют о широком распространении железа и никеля в составе других космических тел.
В каком же состоянии находится вещество в ядре Земли? Исследования советских геофизиков М. С. Молоденского и Е. Ф. Саваренского показали, что твердость этого вещества, во всяком случае во внешних частях ядра, в десятки и сотни раз меньше, чем в мантии Земли, и, следовательно, вещество внешней оболочки ядра по своему физическому состоянию близко к жидкому.
Ученый Джекобс, теоретически рассчитав возможность плавления вещества на разных глубинах в недрах Земли, пришел к выводу, что на глубине от 2900 до 5100 км вещество должно находиться в расплавленном состоянии, а на больших глубинах— опять в твердом.
Большая плотность вещества в ядрышке объясняется тем, что под влиянием больших давлений у некоторой части атомов должно произойти разрушение электронных оболочек; такие ядра могут сблизиться на гораздо меньшие расстояния, чем это возможно при обычных условиях. Иными словами, вещество в центре Земли может быть сжато в несравненно большей степени, чем в более поверхностных частях. Этим объясняется появление большого числа свободных, не связанных с ядрами электронов, что позволяет придать любому по химическому составу веществу свойства металла. Доказано, например, экспериментальным путем, что желтый фосфор при больших давлениях приобретает металлические свойства. Давления же внутри ядра Земли огромны и достигают значений в миллионы атмосфер.
Мантия Земли. Эту оболочку часто называют также подкоровым субстратом, промежуточной геосферой (А. Е. Ферсман) или просто оболочкой Земли (В. А. Магницкий). Эта очень мощная геосфера, располагающаяся в промежутке от 8—80 до 2900 км, неоднородная по своим свойствам, что устанавливается
по изменению скорости распространения продольных сейсмических волн.
Все основные физические свойства вещества — плотность, температура и другие — с глубиной изменяются, хотя само вещество в пределах мантии, по-видимому, находится в основном в твердом состоянии. Температура в верхних частях мантии на глубинах порядка 100 клг определяется цифрой 1000—1300°, затем с глубиной происходит ее медленное повышение и у границы с ядром, по мнению ряда ученых, температура достигает 2300°.
Рис. 11. Кривые температуры Земли и плавления вещества / — кривая температуры плавления вещества; 2 - кривая температуры Земли; j — область расплавления (по Джекобсу)
Столь большая температура не противоречит положению о твердом состоянии вещества в глубоких зонах мантии, так как с увеличением давления температура плавления горных пород возрастает, а давление на больших глубинах достигает значений порядка сотен тысяч и миллиона атмосфер.
На рис. 11 сопоставлены кривая изменения температуры плавления горных пород и кривая изменения температуры в глубоких зонах Земли. Теоретически расплавление вещества возможно только там, где эти кривые пересекаются или сближаются. Из графика видно, что наиболее близко друг к другу эти кривые подходят в области, соответствующей глубинам 60—100 км и 2900—5100 км. Следовательно, именно на этих глубинах можно предполагать присутствие вещества в расплавленном состоянии. Очевидно, как раз к глубинам 60—-100 км приурочены очаги магмы, питающие вулканы.
На основании изменений в скорости распространения продольных сейсмических волн в мантии Земли можно выделить три слоя (рис. 12): слой В — верхний, располагающийся на глубинах от 8—80 до 400 км; слой С — переходный, на глубинах 400— 900 км; -слой D — нижний, доходящий до границы с ядром, т. е. до глубины 2900 км. Границы между этими слоями не очень
четки, что, вероятно, связано с постепенным изменением состава вещества с глубиной.
Верхний слой мантии слагается веществом, состоящим в основном из железисто-магнезиальных силикатов типа оливина (Mg, Fe)2SiO4 и пироксена (Mg, Fe)SiO3. Интересно отметить, что близкий к этому состав имеют каменные метеориты.
Рис. 12. Схема зонального строения Земли (по В. А. Магницкому)
В переходном слое происходит изменение состава вещества и, в частности, его упругих свойств, что отражается в увеличении скорости сейсмических волн, проходящих через земные оболочки.
Нижний слой D обладает, по-видимому, однородным составом и богат окислами железа, магния и в меньшей мере алюминия (типа корунда — AI2O3, и титана — рутила TiO3).
Выводы о составе этих оболочек, конечно, весьма предположительны. Возможно, изменения свойств вещества в этих зонах связаны с изменением его структуры и, в частности, атомных связей. Известно, например, что под влиянием высокого давления у минералов меняется кристаллическая решетка. По мнению В. А. Магницкого, если в верхних частях мантии преобладает ионный тип химических связей вещества, то в нижней ее части —
атомный или ковалентный тип связи, как, например, у алмаза, при котором все атомы связаны атомной связью друг с другом.
Граница между мантией Земли и земной корой проводится на основании данных геофизики по так называемой поверхности Мохоровичича. Эта граница характеризуется тем, что при переходе через нее скорость продольных сейсмических волн скачкообразно возрастает (в Западной Сибири, например, с 7,2 до 8,0 км[сек, а в Средней Азии — с 6,0 до 7,8 км/сек).
Поверхность Мохоровичича располагается в разных частях Земли на различной глубине. Наиболее глубоко она расположена в области горных сооружений (до 80 км); в области равнинных пространств материков она проходит на глубине 30— 40 км. Наиболее близко к поверхности Земли поверхность Мохоровичича находится в области некоторых океанов, где глубины залегания ее измеряются всего несколькими километрами (5— 8 км). Исходя из этих данных, можно говорить о неодинаковой толщине земной коры под материками и под океанами.
ГЛАВА 8
ЗЕМНАЯ КОРА
Земная кора является наиболее хорошо изученной твердой оболочкой Земли. Название «кора» исторически связано с представлением о твердой оболочке, образовавшейся в результате остывания поверхностных слоев расплавленного огненно-жидкого вещества Земли, из которого она состояла первоначально, как это представлялось по ранее господствовавшим космогоническим гипотезам.
Земная кора состоит из нескольких слоев, толщина и строение которых различны в пределах океанов и материков. В связи с этим выделяют океанический, материковый и промежуточный типы земной коры, которые будут описаны дальше.
По составу в земной коре выделяют обычно три слоя — осадочный, гранитный и базальтовый.
Осадочный слой сложен осадочными горными породами, являющимися продуктом разрушения и переотложения материала нижних слоев. Этот слой хотя и покрывает всю поверхность Земли, но местами настолько тонок, что практически можно говорить о его прерывистости. В то же время иногда он достигает мощности в несколько километров.
Гранитный слой сложен в основном магматическими породами, образовавшимися в результате застывания расплав-
ленной магмы, среди которых преобладают разности, богатые кремнеземом (кислые породы). Этот слой, достигающий на материках мощности 15—20 кл1, под океанами сильно сокращается и даже может совсем отсутствовать.
Базальтовый слой также слагается магматическим веществом, но более бедным кремнеземом (основными породами) и обладающим большим удельным весом. Этот слой развит в основании земной коры во всех областях земного шара.
Материковый тип земной коры характеризуется присутствием всех трех слоев и является значительно более мощным, чем океанический.
Земная кора представляет собой основной объект изучения геологии, в связи с чем в настоящем курсе она рассматривается значительно подробнее всех остальных геосфер. Земная кора состоит из весьма разнообразных горных пород, состоящих из не менее разнообразных минералов. При изучении горной породы прежде всего исследуют ее химический и минералогический состав. Однако этого недостаточно для полного познания горной породы. Одинаковый химический и минералогический состав могут иметь породы различного происхождения, а следовательно, и различных условий залегания и распространения.
Представим себе такую породу, как гранит. Она состоит из минералов: кварца, полевого шпата, биотита и иногда роговой обманки. Если гранит залегает на поверхности Земли, то в условиях резко континентального климата он подвергается механическому разрушению, выветриванию. Камень распадается на составные части, образуется дресва, состоящая из обломков минералов. Обломки подхватываются текучими водами, которые окатывают их, измельчают и превращают в песок. В дальнейшем песок может быть сцементирован в песчаник и так возникнет новый камень, новая горная порода осадочного происхождения. По минералогическому и химическому составу она может почти не отличаться от гранита, тем Не менее условия ее образования, формы залегания и закономерности распространения будут совсем иными.
Поэтому, для того чтобы выяснить происхождение горной породы, надо изучить не только ее химический и минералогический состав, но и многие другие особенности, а именно: структуру, текстуру и форму залегания.
Под структурой породы понимают размеры, состав и форму слагающих ее минеральных частиц и характер их связи друг с другом. Различают разные типы структур в зависимости от того, сложена ли горная порода из кристаллов или аморфного вещества, какова величина кристаллов (целые кристаллы или обломки их входят в состав породы), какова степень окатанно- сти обломков, совершенно не связаны друг с другом образующие породу минеральные зерна или они спаяны каким-либо
цементирующим веществом, непосредственно срослись друг с другом, проросли друг друга и т. д.
Под текстурой понимают взаиморасположение составляющих породу компонентов, или способ заполнения ими пространства, занимаемого горной породой. Примером текстур могут быть: слоистая, когда порода состоит из чередующихся слоев разного состава и структуры, сланцеватая,- когда порода легко распадается на тонкие плитки, массивная, пористая, сплошная, пузырчатая и т. д.
Под формой залегания горных пород понимается форма тел, образуемых ими в земной коре. Для одних пород — это пласты, т. е. сравнительно тонкие тела, ограниченные параллельными поверхностями; для других — жилы, штоки и т. п. Формы залегания будут подробно объяснены в дальнейшем.
В основу классификации горных пород кладется их генезис, т. е. способ происхождения. Выделяют три крупные группы пород: магматические, или изверженные, осадочные и метаморфические.
Магматические породы образуются в процессе застывания силикатных расплавов, находящихся в недрах земной коры под большим давлением. Эти расплавы получили название магмы (от греческого слова «мазь»), В одних случаях магма внедряется в толщу лежащих выше пород и застывает на большей или меньшей глубине, в других — она застывает, излившись на поверхность Земли в виде лавы.
Осадочные породы образуются в результате разрушения на поверхности Земли ранее существовавших пород и последующего отложения и накопления продуктов этого разрушения.
Метаморфические породы представляют собой результат метаморфизма, т. е. преобразования ранее существовавших магматических и осадочных горных пород под влиянием резкого повышения температуры, повышения или изменения характера давления (смены всестороннего давления на ориентированное), а также под влиянием некоторых других факторов.
Прежде чем приступить к рассмотрению этих трех групп горных пород, необходимо познакомиться с минералами, из которых они состоят. Минералы генетически распадаются на те же три группы, что и слагаемые ими горные породы: магматические, осадочные и метаморфические. Тем не менее общепринятая их классификация построена в основном на химических признаках, она и будет использована в дальнейшем.
ПОРОДООБРАЗУЮЩИЕ МИНЕРАЛЫ
Количество минералов в составе земной коры превышает 2500 видов. В данном курсе будет рассмотрено сравнительно небольшое количество минералов, наиболее часто встречаю-
щихся в составе горных пород, а также некоторые из редких минералов, представляющих собой ценные полезные ископаемые.
Минералы, образующи' основную массу горных пород, получили название породообразующих. Количество их достигает всего нескольких десятков видов. В отличие от них минералы, входящие в горные породы в виде второстепенных, необязательных составных частей, называются акцессорными или акцессориями. Они входят в состав пород в количестве менее 5%
Термин «минерал» происходит от латинского слова «минера»— кусок руды. В настоящее время под минералами подразумеваются составные части горных пород, однородные по составу и строению, любого агрегатного состояния—твердого, жидкого,, газообразного, возникающие как внутри земной коры, так и на поверхности ее в результате разнообразных физико-химических процессов.
Минерал представляет собой как бы фазу существования химического вещества, отвечающую конкретным условиям в земной коре или на ее поверхности (температура, давление, состав компонентов). В результате взаимодействия вещества и среды создается динамическая система равновесия, нарушающаяся при изменении условий, определивших «равновесие». Этим объясняется возможность видоизменения минералов, превращения их из одного вида в другой.
ВНЕШНИЙ ВИД МИНЕРАЛОВ
В настоящем курсе мы будем знакомиться с минералами и горными породами по внешнему виду, определяя их признаки «на глаз». Iакой метод получил Название ?»* экр оскопичрского в отличие от метода микроскопического, при котором порода изучается под микроскопом, и от других специальных, более точных методов, применяемых в минералогии и петрографии, недоступных при экспедиционных исследованиях геолога в поле (химический, спектральный, кристаллографический, рентгенографический и др.).
Твердые минералы встречаются в природе либо в виде кристаллов, имеющих более или менее хорошо выраженную форму многогранников, либо в виде неправильных по форме зерен или сплошных масс, также сложенных кристаллическим веществом, либо, наконец, в виде аморфных (некристаллических) масс.
1 Акцессорные минералы, несмотря на их малую количественную роль в образовании горных пород, в некоторых случаях могут составлять характерную примесь, позволяющую делать возрастные сопоставления пород и судить об их происхождении.
Кристаллы. Одним из признаков определения минерала является его внешнее кристаллографическое оформление. Форма кристалла зависит от закономерного распределения составляющих минерал частиц—атомов (ионов) и молекул. В аморфном веществе (некристаллическом) те же частицы располагаются в беспорядке. Правильное пространственное расположение частиц в минерале образует структуру кристалла, или его кристаллическую решетку. Кристаллическая решетка геометрически может быть представлена в виде плотно пригнанных друг к другу многогранников (кубов, параллелепипедов, призм, ромбоэдров
Рис. 13. Расположение граней (а), ребер (б) и вершин (точки) у кристаллов
I — кварц; II — магнетит; III — каменная соль
и т. д.), в вершинах, центрах или серединах граней которых на строго определенном расстоянии друг от друга располагаются атомы или ионы. Они образуют так называемые узлы кристаллической решетки. Кристаллические структуры очень разнообразны и определенным образом отображаются во внешнем оформлении кристалла. Кристаллические структуры зависят от химического состава минерала, т. е. определенным минералам свойственны и определенные кристаллические формы.
Различают структуры: атомные, когда в узлах решетки находятся атомы; ионные, когда в узлах располагаются атомы, лишенные части наружных электронов, т. е. ионы; радикали- о н и ы е при расположении в узлах радикалов, т. е. групп ионов, например радикала СО3 в случае солей угольной кислоты.
Современная кристаллография изучает кристаллическую структуру путем просвечивания минералов рентгеновскими лучами. Основы учения о строении кристаллов были разработаны в конце XIX в. русским ученым — кристаллографом Е. С. Федо-
ровым. Он впервые вывел 230 законов пространственного расположения частиц в кристаллах. Впоследствии выводы Федорова были подтверждены рентгеновским анализом.
В кристалле различают следующие части: грани, или пло ские ограничения кристалла, ребра—линии пересечения гра ней, вершины — точки пересечения ребер (рис. 13). Грани соответствуют плоскостям с наиболее плотным взаимным расположением частиц в виде плоских сеток, из пересечения которых и слагается кристаллическая решетка. В ребрах частицы расположены рядами — по линиям пересечения этих атомных сеток, что хорошо видно на схеме строения кристалла (рис. 14).
Рис. 14. Схема строения кристалла (Д) и кристаллические решетки: алмаза (5), галита (В)Рис. 14. Схема строения кристалла (Д) и кристаллические решетки: алмаза (5), галита (В)
Рис. 14. Схема строения кристалла (Д) и кристаллические решетки: алмаза (5), галита (В)
Рис. 14. Схема строения кристалла (Д) и кристаллические решетки: алмаза (5), галита (В)
Одним из важнейших положений кристаллографии является закон постоянства гранных углов — для всех кри- стзллов одного и того вёт,оствз углы между соответствию- щими гранями кристаллов одинаковы и постоянны (рис. 15). Этот закон дает возможность определять минералы путем измерения углов их кристаллов. Закон постоянства гранных углов вытекает из того, что грани кристалла по мере его роста перемещаются параллельно самим себе. При сохранении постоянства гранных углов величина и форма граней разных кристаллов одного и того же минерала могут значительно меняться, хотя внутренняя структура кристаллов при этом остается неизменной.
Это связано с тем, что в зависимости от физико-химической обстановки роста кристалла не все его грани развиваются одинаково. Поэтому внешняя форма кристаллов одного и того же минерала может довольно резко отличаться. Закон постоянства углов помогает определять минералы даже в мелких обломках кристаллов, если только они в какой-то мере сохраняют естественные грани.
Закон постоянства гранных углов позволяет для каждого естественного кристалла вывести его идеальную форму, которую он мог бы приобрести при наиболее благоприятной обстановке роста. Идеальная форма кристалла яснее всего обнаруживает характерный для данного вещества тип симметрии кристалла.
Симметричность кристалла выражается в правильном повторении элементов его ограничения, т. е. граней, ребер и вершин.
Рис. 15. Постоянство гранных углов (а и Р) при меняющейся форме кристалловРис. 15. Постоянство гранных углов (а и Р) при меняющейся форме кристалловПри вращении кристалла, имеющего вид правильной шестигранной призмы, вокруг его вертикальной оси при каждом повороте на 60° будет наблюдаться полное совме- щение всех его граней, ребер и вершин с их начальным положением. Следовательно, этот Л Ж кристалл построен симметрично./ * //Ж /
Рис. 15. Постоянство гранных углов (а и Р) при меняющейся форме кристаллов
Рис. 15. Постоянство гранных углов (а и Р) при меняющейся форме кристаллов
Рис. 16. Плоскость симметрии (Р) в кристалле гипса (заштрихована)
Осью с и м м е т р и и называется прямая линия, при вращении кристалла вокруг которой на один и тот же угол наблюдается правильное повторение элементов ограничения. Обозначается ось симметрии латинской буквой L. При полном повороте на 360° разные кристаллы могут совмещаться с исходным положением 2, 3, 4 или 6 раз, поэтому оси симметрии бывают нескольких видов. Число повторений при повороте на 360° носит название порядка оси и обозначается цифрой, которая ставится вверху буквы L справа ^L2, L3 и т. д.).
Плоскость симметрии — мысленно проведенная плоскость, которая делит фигуру кристалла на две равные части, относящиеся одна к другой, как предмет к своему изображению в зеркале. Эта плоскость обозначается буквой Р (рис. 16). Разные формы кристаллов имеют различное количество плоскостей симметрии. Наибольшее количество — девять —имеют кристаллы кубической формы (рис. 17); у шестигранной призмы их семь, у трехгранной призмы — четыре и т. д. .
Кроме осей и плоскостей симметрии, многие кристаллические многогранники имеют центр симметрии (рис. 18) — точку внутри кристалла, от которой в диаметрально противопо-
ложных направлениях на равных расстояниях располагаются все одинаковые элементы ограничения (параллельные грани, вершины). Центр симметрии обозначается буквой С. У некоторых кристаллов центр симметрии отсутствует, например в трехгранной призме.
Ось, плоскость и центр симметрии называются элементами симметрии. Число их зависит от внутреннего строения кристаллов и строго ограничено. Русский ученый А. В. Га- долин в 1869 г. показал что у кристаллов возможны 32 раз-
р' РР
Рис. 18. Кристалл
Рис. 17. Расположение девяти плоскостей с центром симмет- симмстрии (Р) в куберии
личные комбинации элементов симметрии, называемые классами, или видами симметрии. Все классы симметрии группируются условно по степени сложности в семь крупных групп или систем, называемых сингониями.
Различают следующие сингонии: триклинную, моноклинную, ромбическую, тригональную, гексагональную, тетрагональную, или квадратную, кубическую (рис. 19).
К триклинной сингонии относятся кристаллы, в которых из возможных элементов симметрии наблюдается только центр симметрии (С), или элементы симметрии отсутствуют. Это низшая симметрия.
К моноклинной сингонии относятся кристаллы, имеющие одну плоскость симметрии, или одну поворотную ось второго порядка, или ту и другую вместе и, кроме того, центр симметрии (1?РС).
К ромбической сингонии относятся кристаллы с одной или тремя осями второго порядка и одновременно с двумя или тремя плоскостями симметрии Ц?2Р или З^З/’С), или с тремя осями второго порядка без плоскостей симметрии (3L2).
Рис. 19. Наиболее распространенные формы криРис. 19. Наиболее распространенные формы кристалловсталлов1 — 2 — кристаллы триклинной сингонии; 3 — 4 — кристаллы моноклинной сингонии; 5 — 8 — кристаллы ромбической сингонии; 9 — 12 — кристаллы тригональной сингонии; 13 — 15 — кристаллы гексагональной сингонии; 1b — 19 — кристаллы тетрагональной сингонии; 20 — 23 — кристаллы кубической сингонии1 — 2 — кристаллы триклинной сингонии; 3 — 4 — кристаллы моноклинной сингонии; 5 — 8 — кристаллы ромбической сингонии; 9 — 12 — кристаллы тригональной сингонии; 13 — 15 — кристаллы гексагональной сингонии; 1b — 19 — кристаллы тетрагональной сингонии; 20 — 23 — кристаллы кубической сингонии
Рис. 19. Наиболее распространенные формы кри
Рис. 19. Наиболее распространенные формы кри
сталлов
сталлов
1 — 2 — кристаллы триклинной сингонии; 3 — 4 — кристаллы моноклинной сингонии; 5 — 8 — кристаллы ромбической сингонии; 9 — 12 — кристаллы тригональной сингонии; 13 — 15 — кристаллы гексагональной сингонии; 1b — 19 — кристаллы тетрагональной сингонии; 20 — 23 — кристаллы кубической сингонии
1 — 2 — кристаллы триклинной сингонии; 3 — 4 — кристаллы моноклинной сингонии; 5 — 8 — кристаллы ромбической сингонии; 9 — 12 — кристаллы тригональной сингонии; 13 — 15 — кристаллы гексагональной сингонии; 1b — 19 — кристаллы тетрагональной сингонии; 20 — 23 — кристаллы кубической сингонии
Формы кристаллов двух следующих сингоний — тригональной и гексагональной — весьма похожи, поэтому иногда ту и другую называют гексагональной. Высшее сочетание элементов симметрии в тригональной сингонии L33.L23PC, в гексагональной сингонии — L66L2PC.
Кристаллы тригональной сингонии часто имеют форму ромбоэдров, кристаллы гексагональной сингонии имеют форму шестигранных призм, срезанных перпендикулярно к оси шестого порядка или увенчанных на основаниях гексагональными или дигексагональными пирамидами.
Тетр а г он а л ьн а я, или квадратная, сингония характеризуется присутствием в кристаллах одной оси симметрии четвертого порядка. Сечение, перпендикулярное к этой оси, обычно имеет форму квадрата или восьмиугольника. Высшим сочетанием элементов симметрии в квадратной сингонии может быть Ш.1.-5РС.
Рис. 20. Типы срастания кристаллов
1 — двойник гипса („ласточкин хвост" >; 2 — тройник рутила; 3 — двойник калиевого полевого шпата
Кристаллы кубической сингонии имеют характерный вид кубиков, правильных тетраэдров, октаэдров и др. Высшее сочетание элементов симметрии в кубической сингонии 3/.44/Д 6L29PC.
Некоторые минералы имеют вид сросшихся кристаллов и называются двойниками, тройниками и т. д. (рис. 20). Двойники возникают в результате закономерного срастания или в результате взаимного прорастания кристаллов. Не следует смешивать эти закономерные сростки с незакономерными агрегатами кристаллов, например друзами и щетками кристаллов, нарастающими в полостях горных пород.
В природе одинаковые или очень близкие химические вещества часто встречаются в различных состояниях, которым соответствуют разные модификации. Каждая модификация представляет особый минерал, имеющий свою особую кристаллическую форму или обладающий аморфной, некристаллической внутренней структурой. Например, окислы железа могут в процессе своего образования в земной коре принять форму минералов гематита и магнетита. Последние имеют обычно кристаллическое, хотя и неодинаковое, строение. Но окись железа может обладать и аморфным состоянием и принимать форму минерала лимонита — бурого железняка, не имеющего правильных огранений. Это натечные образования с бугорчатой поверхностью.
Такими же особенностями могут обладать и другие вещества, например кремнезем, образующийся то в виде кристаллов горного хрусталя и мориона то в виде аморфного опала или полукристаллического халцедона. В чем же физическое различие кристаллического и аморфного состояния твердого вещества?
Аморфные вещества. Аморфное состояние твердого вещества характеризуется беспорядочным расположением составляющих его частиц. В этом отношении оно подобно жидкости или расплаву. Естественно поэтому, что в аморфных минералах физические свойства (теплопроводность, электропроводность, твердость, силы сцепления, светопреломление и т. д.) во всех направлениях одинаковы. Такие минералы с одинаковыми во всех направлениях свойствами называются изотропными. Аморфные тела, представляя собой «твердые жидкости», не имеют определенной температуры плавления при нагревании, они не плавятся, а размягчаются. Плавятся только такие тела, в которых частицы расположены в строгом порядке. Плавление — это переход в беспорядочное состояние, а в аморфных телах частицы и без того расположены в беспорядке.
Кристаллическое вещество всегда анизотропно. В кристаллах физические свойства связаны с определенными направлениями: они одинаковы в направлениях параллельных и в общем случае неодинаковы в направлениях непараллельных. Только в отношении отдельных свойств кристаллическое вещество может быть изотропным. Например, кристаллы кубической сингонии изотропны в оптическом отношении.
ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ
Для того чтобы по внешним признакам распознать минералы и определить приблизительно их химический состав, необходимо знать физические свойства каждого минерала. Следует иметь в виду, что отдельные физические свойства мбгут быть одинаковыми у различных минералов или, наоборот, одно какое-либо свойство (например, цвет и удельный вес) может изменяться у одного и того же минерала. На это будет влиять переменное количество примесей в составе минералов. Поэтому при определении минерала необходимо установить возможно большее число его свойств. Только в отдельных случаях минералы обладают характерными свойствами, по которым уже сразу можно определить минерал. К таким свойствам относятся магнитность, твердость, оптические свойства и др.
Важнейшими физическими свойствами являются цвет, блеск, излом, цвет черты, спайность, твердость, удельный вес и некоторые другие.
Цвет минералов самый разнообразный: белый, желтый, розовый, красный, зеленый, синий, черный, серый, притом всевозможных оттенков. Минералы могут быть бесцветными, стеклянно-прозрачными. Практически цвет минералов определяют на глаз путем сравнения с хорошо знакомыми в быту предметами: молочно-белый, снежно-белый, соломенно-желтый, лимонножелтый, бутылочно-зеленый, кроваво-красный, кирпично-красный и т. д.
Для обозначения цвета минералов, имеющих металлический блеск, к названию цвета прибавляют название распространенного металла соответствующей окраски: свинцово-серый, латунно-желтый, медно-красный, железно-черный и т. д.
Окраска одного и того же минерала нередко весьма изменчива, что зависит от посторонних примесей. Например, кварц обычно бесцветен, его прозрачная разновидность, представленная хорошо образованными кристаллами, называется горным хрусталем. Но тот же кварц может быть окрашен в желтый цвет, фиолетовый — аметист (примесь марганца), черный — морион (примесь органического вещества).
В группу глинозема входят: корунд — серовато-синий, сапфир— чисто синего цвета (примесь двух- и трехваленгного железа и титана), рубин — красный (примесь хрома) и т. д.
В других случаях окраска минерала настолько характерна и постоянна, что она вошла в название минерала. Например, оливин — оливковый, т. е. желто-зеленый, красный железняк и др.
Некоторые минералы (например, лабрадор) меняют цвет в зависимости от меняющихся условий освещения, приобретая красивую радужную окраску. Это свойство минералов называется иризацией.
Многие минералы в раздробленном или порошкообразном состоянии имеют другой цвет, чем в куске. Порошок-можно получить, проведя куском минерала черту на белой шероховатой поверхности фарфора, не покрытой глазурью. Однако этот метод изучения минерала, хотя и очень ценный, ограничен в применении твердостью минерала. Если твердость последнего больше твердости фарфора, то минерал не даст черты, не будет истираться, но образует на фарфоре царапину.
Блеск является свойством минерала отражать свет в той или иной степени. Различают следующие виды блеска.
9797Металлический блеск — сильный блеск, свойственный металлам. Им обладают минералы непрозрачные, дающие
97
97
черную черту на фарфоровой пластинке, а также самородные металлы: золото, серебро, платина, не дающие черной черты. Характерный металлический блеск имеют многие минералы, являющиеся соединениями металлов с серой.
Стеклянный блеск очень распространен среди прозрачных минералов (кварц на гранях кристаллов). Перламутровый блеск обусловлен отражением света от внутренних плоскостей минерала. Шелковистый блеск возникает при тонковолокнистом сложении минерала (асбест, волокнистые разности гипса). Некоторые минералы обладают особенно сильным блеском, получившим название алмазного, так как он особенно типичен для алмаза.
Прозрачность есть способность минералов пропускать сквозь себя свет. По прозрачности минералы разделяют на: прозрачные, через которые ясно видны предметы (горный хрусталь, каменная соль); полупрозрачные — видны лишь очертания предметов (опал, халцедон); просвечивающие — свет проходит лишь через очень тонкие пластинки, причем предметы неразличимы; непрозрачные, через которые свет совсем не проходит.
Излом является важным диагностическим признаком для многих минералов. Под изломом понимают вид или характер поверхности, получающейся при разбивании, раскалывании минерала. Этот признак особенно важен при полевых исследованиях. Геолог, откалывая от скалы молотком образец горной породы, всегда наблюдает поверхность породы и составляющих ее минералов в нарушенном, изломанном состоянии. Наиболее типичным будет излом раковистый. Он имеет вид вогнутых или выпуклых поверхностей с концентрически-волнистыми полосами, напоминающими поверхность раковин некоторых моллюсков или их отпечатки на породе. Можно указать еше занозистый излом с поверхностью, покрытой ориентированными в одном направлении занозами, землистый излом с матовой шероховатой поверхностью.
Спайность — свойство минералов колоться по плоскостям, строго ориентированным в данном минерале по отношению к его кристаллографическим элементам — осям, граням. При расколе по направлению плоскостей спайности возникают ровные зеркально-блестящие поверхности. В некоторых минералах бывает одно направление спайности, в других два или даже три, взаимно пересекающихся.
Различают спайности: весьма совершенную, когда минерал очень легко расщепляется (например, ногтем) на отдельные тончайшие листочки, образуя зеркально-блестящие плоскости спайности (слюда, графит, гипс); совершенная спай-
ность отличается тем, что минерал раскалывается на пластинки с блестящими плоскостями лишь при слабом ударе молотка (каменная соль, кальцит); несовершенная спайность обнаруживается у некоторых минералов, имеющих два направления спайности: по одному из них возникают ровные блестящие плоскости, по другому — поверхности излома шероховаты, хотя и имеют определенную ориентировку.
Некоторые минералы совсем не обладают спайностью, поверхности излома возникают у них незакономерно.
Твердость минерала представляет собой один из важнейших диагностических признаков. Под твердостью понимают степень сопротивления вещества минерала царапанию острием, давлению или истиранию. Разные минералы обладают присущей им твердостью. Твердость в минералогии устанавливается обычно путем царапания минералов предметами, твердость которых является известной (стандартной) *.
Для определения твердости принята шкала, предложенная Моосом, в которой используются минералы с известной и постоянной твердостью. Степень твердости оценена по десятибалльной системе — низшая твердость обозначена единицей, а высшая — десятью баллами.
Шкала твердости Мооса
Тальк Mg, [Si,Oin] [ОН]2 1
Гипс CaSO, ?Н3О 2
Кальцит СаСО3 3
Флюорит СаР2 4
Апатит Са5 (F, С1) [РОД 5
Ортоклаз KAlSi3O8 6
Кварц SiO2 7
Топаз A12(F, ОН)2 [SiO,] 8
Кор'^нд А1,О3 . . ...9
Алмаз Сю
При определении твердости минерала с помощью шкалы царапают по его свежей поверхности (невыветрелой), слегка надавливая кусочком минерала с известной твердостью. Допустим, для примера определяется твердость гематита. Из эталонных минералов его царапают все наиболее твердые до ортоклаза включительно, т. е. минералы с твердостью от 10 до 6. Следовательно, гематит имеет твердость меньше 6. Следующий по шкале минерал апатит не царапает гематит, но последний оставляет на апатите царапину. Следовательно, твердость гематита меньше 6, но больше 5 и определяется как 5,5.
1 Существуют более точные методы определения твердости минералов, в которых твердость выражается в кг!мм2. Однако в случае полевого макроскопического определения минералов они не применяются.
При полевых исследованиях не всегда может оказаться под рукой нужный набор минералов шкалы твердости. В таком случае можно использовать для ориентировочного определения твердости испытуемого минерала подручные средства, на которые можно составить следующую упрощенную шкалу: .
Мягкий карандаш 1
Ноготь .■ 2—2,5
Бронзовая монета3,5—4
Стекло . . 5
Перочинный стальной нож 6
Напильник 7
Удельный вес, так же как и твердость, имеет большое значение в определении минералов. Этот показатель колеблется у минералов в пределах от 0,6 до 21. Точно удельный вес минералов определяется путем взвешивания на гидростатических весах и посредством других специальных приспособлений. На практике определяется удельный вес лишь приблизительно, взвешиванием на руке с оценкой — тяжелый, средний, легкий. К легким относятся минералы, имеющие удельный вес 0,6—2,5: нефть, уголь, сера, гипс, каменная соль. Средние имеют удельный вес до 4-кальцит, кварц и др. К тяжелым минералам относятся: барит, Ат7П1_т \izonoon (т/тхгчка г-г. п ип arrs ттгч паатт п u ir лп пт о ) мапп па. pj^Ul mwivoa ^ixpvivn_ СрСД11С1и ИМ DWJ «/1Г1ГТ1 Mil ri 1 Cl у , IVIVAri, W ребра, свинец, самородные металлы.
Другие свойства. Важно уже в полевой обстановке определить в минерале и особенно в породе наличие карбонатов, т. е. солей угольной кислоты (Н2СО3). Для этого используется реакция со слабым (10%) водным раствором соляной кислоты. На породу (минерал) капают этим раствором. Наличие карбонатов обнаруживается явлением вскипания, выделением пузырьков углекислого газа (СОг) в результате следующей реакции:
СаСО3 + 2НС1 = СаС12 + Н2О + СО2.
Определяются и такие свойства минералов, как их магнит- ность, двойное лучепреломление, вкус. Эти особенности свойственны лишь некоторым минералам и позволяют распознавать сравнительно небольшой круг минералов.
При определении магнитное™ используют магнитную стрелку горного компаса, которая будет притягиваться или отталкиваться минералом, обладающим магнитными свойствами (магнетит) . -
Двойное лучепреломление свойственно многим минералам, но особенно отчетливо проявляется у разновидностей кальцита. Если прозрачный кристалл кальцита (исландский шпат) положить на шрифт книги, то возникнет двойное его изображение.
На вкус определяются лишь немногие легко растворимые минералы. Каменная и поваренная соли определяются благодаря их отчетливому соленому вкусу. Сильвин (калийная соль) имеет горько-соленый вкус и слегка щиплет язык.
КЛАССИФИКАЦИЯ МИНЕРАЛОВ
Современная классификация минералов основана на их химическом составе. Все известные минералы группируются в несколько классов, из которых главнейшими являются: 1) самородные элементы, 2) сульфиды, 3) окислы, 4) галоидные соеди нения, 5) соли кислородных кислот и 6) органические соединения.
В пределах классов минералов выделяют подклассы, а внутри последних — группы минералов.
ОПИСАНИЕ ГЛАВНЕЙШИХ ПОРОДООБРАЗУЮЩИХИ РУДНЫХ МИНЕРАЛОВ
Самородные элементы
К группе самородных элементов относятся: алмаз, графит, сера, медь и др. Минералы этой группы весьма важны в практическом отношении и в то же время простые по своему составу. Каждый минерал этой группы состоит из одного химического элемента. Способы образования минералов этой группы очень разнообразны. .
Графит — С. Твердость 1, уд. вес 2,2, цвет стально-серый до черного. Жирный на ощупь и пачкает руки. Чаще всего графит образует листоватые, чешуйчатые и плотные массы, иногда выделяется в кристаллах в виде пластинок с металлическим блеском и совершенной спайностью в одном направлении. Графит нередко выделяется в изверженных породах в виде неправильных включений, иногда образуя большие залежи; возникает также среди метаморфических пород. Возможно, что здесь он является продуктом преобразования органических остатков, попавших в эти породы.
_ Лучшие сорта графита идут для производства карандашей. Большая масса графита употребляется для изготовления плавильных тиглей, электродов для электрометаллургии, для графитной смазки и для атомных реакторов.
Алмаз — С. Твердость 10, уд. вес 3,5; сингония кубическая. Кристаллы большей частью прозрачны, бесцветны или желтоваты, с сильным блеском. Является самым дорогим из драгоценных камней. В порошке и в виде мелких кристаллов применяется при шлифовке металлических изделий в машиностроении и при бурении скважин в твердых породах.
Сера — S. Твердость 2, уд. вес. 2; сингония ромбическая; цвет желтый; излом раковистый с жирным блеском. Плавится при температуре 112,8°. Сера встречается в виде включений, порошкообразных масс, часто в хороших кристаллах. Самородная сера образуется при распадении гипса и других сернокислых соединений, в присутствии органических веществ. Кроме того, сера выделяется в кратерах вулканов из возгоняющихся паров и сероводорода.
Сульфиды
Очень важную роль в народном хозяйстве играют сульфиды, или сернистые соединения тяжелых металлов. В группу сульфидов входит значительное количество минералов (до 250 минералов, т. е. около 10% всех существующих). Сульфиды представляют особый интерес как руды цветных металлов и часто как носители золота. Большинство сульфидов образуется из горячих водных растворов различных температур. Иногда сульфиды кристаллизуются непосредственно из магмы и ее летучих возгонов, но многие из них имеют и осадочное происхождение. Наиболее широко распространены в земной коре из сернистых минералов пирит, халькопирит, галенит и др.
Пирит (серный или железный колчедан)—FeS2. Твердость 6—6,5; уд. вес 5; сингония кубическая; цвет соломенно-желтый; блеск металлический. По своей окраске и блеску напоминает несколько золото. Встречается в виде плотных и мелкозернистых масс, в виде вкрапленников и хорошо образованных кристаллов кубической формы. Пирит — самый распространенный минерал группы сульфидов и встречается во всех зонах земной коры. Он выделяется в магматических породах, часто встречается в осадочных породах. Пирит служит основным материалом для получения серной кислоты.
Марказит — FeS2. Твердость 5—6; уд. вес 4,6—4,9 (ниже, чем у пирита); сингония ромбическая; цвет латунно-желтый с сероватым и зеленоватым оттенками; блеск металлический. Облик кристаллов таблитчатый, реже короткостолбчатый, копьевидный. Часты сложные двойники. Образует также конкреции и натеки неправильной формы. Образуется гидротермальным способом в зонах выветривания, а также осадочным путем в угленосных песчано-глинистых отложениях.
Халькопирит (медный колчедан) — CuFeS2. Часто содержит примесь золота и серебра. Твердость 3,5—4; уд. вес 4,1—4,3; цвет латунно-желтый; блеск металлический. Встречается в виде плотных масс и вкраплений. Характерна синяя или розоватофиолетовая побежалость на поверхности минерала. Чаще всего
имеет магматическое происхождение, но встречается и среди осадочных пород. Халькопирит является самой распространенной медной рудой.
Галенит (свинцовый блеск) — PbS Часто содержит серебро. Твердость 2,5; уд. вес 7,4—7,6; сингония кубическая; цвет свинцово-серый; блеск металлический. Встречается в виде зернистых плотных масс и кристаллов. Галенит образуется из горячих водных растворов, восходящих от магматического очага по трещинам горных пород, и очень редко встречается в осадочных породах. Является важнейшей свинцовой рудой.
Окислы
Минералы группы окислов очень широко распространены в природе и играют большую роль в сложении земной коры.
В химическом отношении минералы этой группы представляют соединения элементов с кислородом. Делятся на два подкласса: простые окислы и водные окислы, т. е. окислы, содержащие воду.
Простые окислы
Кварц SiO2— один из самых распространенных минералов; составляет около 12% всей массы земной коры.
Твердость 7; уд. вес 2,65; температура плавления кварца 1713°. При застывании расплава легко образуется кварцевое стекло. Блеск граней кристалла стеклянный, на изломе жирный; сингония тригональная; спайности нет, излом раковистый. Кристаллы кварца обычно удлиненные, призматические, часто с горизонтальной штриховкой на гранях призмы, очень часто встречаются в виде различных сростков и друз.
Различают следующие важнейшие разновидности кристаллического кварца: горный хрусталь — бесцветный, прозрачный, в виде хорошо развитых кристаллов; аметист — фиолетовый; дымчатый горный хрусталь — желтоватый, золотистый и бурый разных оттенков, м о р и о н — черный почти непрозрачный.
Скрытокристаллическая (непрозрачная) разновидность кварца волокнистого строения носит название халцедон. В отличие от кварца последний чаще бывает окрашен в различные цвета и оттенки: молочно-серый, синевато-черный, желтый, красный, коричневый, бурый, зеленый. Широко известен кремень— загрязненный халцедон (с примесью окислов железа и глинистых веществ), часто встречающийся в виде стяжений и желваков среди осадочных пород, главным образом мергелей и известняков.
Кварц является породообразующим минералом кислых, изверженных, метаморфических и осадочных пород. Месторожде-
ния кварца весьма распространены. Прозрачные разновидности горного хрусталя и морион применяются в оптическом производстве, радиотехнике, ювелирном деле.
Важное значение в технике имеют пьезокварцевые пластинки, выпиленные из кристаллов горного хрусталя перпендикулярно к оси второго порядка L* кристалла. Такие пластинки употреб- ляются в качестве фильтра радиоволн и для других целей в радиотехнике, акустике и физике. Массивный кварц широко применяется в металлургии, фарфоровой и стекольной промышленности.
Гематит (красный железняк)—Ре2О3. Твердость 5,5; уд. вес 4,9—5,3; блеск тусклый; цвет от красно-бурого до железо-черного; цвет черты минерала вишнево-красный. Гематит обрадует плотные, а также оолитовые и натечные массы; часто встречается в виде вкраплений.
Кристаллическая разновидность гематита называется железным блеском. Красный железняк встречается преимущественно в метаморфических породах. Гематит представляет собой богатую, легкоплавкую железную руду.
Магнетит (магнитный железняк) —Ре3О4. Твердость 5,5; уд. вес 4,9—5,2; сингония кубическая; блеск металлический; цвет железно-черный; часто присутствует титан. Магнетит обладает магнитными свойствами (действует на стрелку компаса). Магнитный железняк—минерал магматических и метаморфических пород — является одной из важнейших железных руд.
Корунд — А12О3. Твердость 9; уд. вес. 3,9—4; сингония тригональная; блеск стеклянный; цвет синевато-серый; излом неровный; спайности нет. Разновидности корунда: синий прозрачный корунд — сапфир, красный прозрачный — рубин. Кристаллы корунда встречаются в метаморфических и некоторых изверженных породах. Корунд широко применяется в промышленности в качестве абразива, как шлифовальный и точильный материал. Прозрачные разновидности корунда высоко ценятся как драгоценные камни.
Водные окислы
Опал (кремнезем с различным количеством воды) — SiO2 • пН2О. Твердость 5,5—6,5; уд. вес 2,2—2,3. Полупрозрачный, аморфный минерал с жирным блеском; цвет белый, желтый, серый, синий, бурый; излом раковистый Опал встречается в верхних частях земной коры в трещинах и пустотах, часто образует натечные формы. Микроскопические диатомовые водоросли, населяющие моря, строят из опала свои панцири.
Из их скоплений состоит распространенная осадочная горная порода — диатомит или трепел.
Лимонит (гидрогётит), или бурый железняк — РегОз-пНоО. Очень часто содержит примеси кремнезема, марганца. Твердость 4—5,5: уд. вес 3,6—4; цвет ржаво-бурый, темно-бурый; черта желтовато-бурая, темно-бурая; излом землистый; скрытокристаллический и аморфный. Встречается в сплошных массах. Часто образует скопления желто-бурого цвета, состоящие из округлых зерен — оолитовые руды, встречается также и в виде натеков. Лимонит — минерал осадочных пород. Крупные его массы, отлагающиеся в болотах, на дне озер и морей, образуют залежи железных руд.
Галоидные соединения
К галоидным соединениям относятся около 100 минералов, представляющих соли галоидно-водородных кислот. Имеют небольшое значение как породообразующие минералы, но очень важны в общегеологическом и практическом отношениях.
Наиболее широким распространением из минералов этой группы пользуются хлористые соединения.
Галит (каменная соль) —NaCl. Твердость 2,2; уд. вес 2,1 — 2,2; сингония кубическая; блеск стеклянный; цвет белый до прозрачного, благодаря примесям иногда бывает серый, розоватый. Обладает совершенной спайностью по кубу; характерен соленый вкус. Галит часто залегает в виде пластов и штоков в осадочных горных породах вместе с гипсом. Образуется в соленых озерах и лагунах. Применяется главным образом в пищевой, химической, металлургической и других отраслях промышленности.
Сильвин — КС1. Твердость 2; уд. вес 1,97—1,99; сингония кубическая. В чистом виде бесцветен, примеси окислов железа придают ему желтовато-красноватый цвет. Сильвин легко растворяется в воде, имеет горьковато-соленый вкус. Часто встречается в виде зернистых и плотных масс. Редко образует хорошие кристаллы. Местами (под Соликамском) образует крупные залежи. Применяется как удобрение.
Флюорит (плавиковый шпат) — CaF2. Твердость 4; уд. вес 3—3,2; сингония кубическая; блеск стеклянный; цвет фиолетовый, желтый, зеленый, розовый и реже прозрачный, бесцветный. Обладает спайностью по октаэдру; часто образует кристаллы в виде кубов. Образуется главным образом из горячих водных растворов, поднимающихся по трещинам земной коры с больших глубин от магматических очагов. Употребляется флюорит в металлургии при плавке металлов, в стекольной и химической промышленности. Прозрачные разновидности флюорита используются в оптике.
Соли кислородных кислот
В этот класс минералов входят соли различных кислородных кислот: угольной (карбонаты), серной (сульфаты), фосфорной (фосфаты) и кремневой (силикаты), выделяемые в виде отдельных подклассов.
Особенно большое значение в качестве породообразующих минералов имеют карбонаты и силикаты.
Учитывая сложность описываемого класса минералов, целесообразно представить схему его подразделения с указанием главнейших породообразующих минералов.
Соли кислородных кислот
Подкласс карбонаты
кальцит доломит магнезит сидерит малахит
Подкласс сульфаты гипс ангидрит мирабилит
Подкласс фосфаты апатит фосфорит
Подкласс силикаты'.
Карбонаты
Минералы карбонатной группы очень широко распространены в верхних частях литосферы.
Кальцит — СаСО3. Твердость 3; уд. вес 2,7; блеск стеклянный. В природе встречается прозрачный, часто белый, желтоватый или сероватый, в зависимости от примесей. При действии разбавленной (10%) соляной кислоты кальцит бурно вскипает, выделяя углекислый газ. Обладает совершенной спайностью по трем направлениям; сингония тригональная; кристаллизуется в виде ромбоэдров. Прозрачная кристаллическая разновидность кальцита, обладающая очень сильным двойным лучепреломлением, называется исландским шпатом.
Кальцит образуется преимущественно из водных растворов, как горячих (гидротермы), так и холодных. Многие животные строят из кальцита свои скелетные части (раковины). Кальцит встречается повсеместно, являясь составной частью многих осадочных и метаморфических пород (известняк, мрамор). Упо-
Деление этого сложного подкласса дается ниже в отдельной таблице.
требляется кальцит для получения извести, а прозрачные разности исландского шпата — для изготовления поляризационных приборов (николей), применяемых при изучении минералов и горных пород под микроскопом.
Доломит — CaMg(CO3)2. Твердость 3,5—4; уд. вес 2,8—2,9; блеск стеклянный, цвет большей частью белый, желтый и серый; спайность совершенная по трем направлениям. В отличие от кальцита при действии 10% соляной кислоты вскипает лишь в порошке.
Встречается в виде плотных мраморовидных масс, а также пластов, линз и гнезд в осадочных породах. Осадочные породы, целиком состоящие из этого минерала или с примесью кальцита, носят тоже название доломитов. Употребляется как строительный камень и огнеупорный материал в металлургии, а также для изготовления цемента.
Магнезит — MgCO3, часто содержит примесь железа. Твердость 3,5—4; уд. вес 3—3,1; блеск стеклянный, часто шелковистый и матовый; цвет белый, желтый, серый и коричневый. Магнезит большей частью встречается в виде плотных или землистых агрегатов, иногда образуя большие залежи. Образуется при действии водных растворов и при выветривании магнезиальных горных пород. Обожженный магнезит употребляется для изготовления высококачественных огнеупорных кирпичей, а также в строительной промышленности.
Сидерит (железный шпат) — FeCO3, часто содержит примеси Mg, Мп и Са. Твердость 3,5—4,5; уд. вес 3,7—3,9; блеск стеклянный, часто перламутровый; цвет светло-серый до буроватого; спайность совершенная в трех направлениях; сингония тригональная. Встречается в виде пластов, желваков, шарообразных и караваеобразных стяжений среди осадочных пород. Употребляется как руда для получения качественной стали.
Малахит — CuCO3Cu(OH)2. Твердость 3,5—4; уд. вес 3,7— 4,1; сингония моноклинная; цвет зеленый. Встречается в виде плотных масс, натечных почковидных форм. Землистые массы называются медной зеленью. Малахит образуется в верхних частях земной коры при взаимодействии растворимых солей меди с известковыми растворами.
Сульфаты
Минералы этого подкласса представляют собой соли серной кислоты. Из минералов группы сульфатов наиболее часто встречается в природе гипс.
Гипс —CaSO4-2Н2О. Твердость 2, уд. вес 2,3; сингония моноклинная; блеск стеклянный; цвет белый, сероватый, красноватый (в массах); бесцветный или прозрачный (в кристаллах). Дает на фарфоровой пластинке белую черту; спайность весьма совершенная. Прозрачные и полупрозрачные кристаллы гипса
образуют друзы и различные сростки. Часто сростки кристаллов гипса встречаются в виде «роз», двойников в виде «ласточкина хвоста». Встречаются также волокнистого строения массы гипса с шелковистым блеском.
Гипс — типичный химической осадок, образующийся часто вместе с ангидритом и каменной солью. Употребляется гипс в строительстве, для скульптурных и лепных работ, в медицине, цементной, бумажной и химической промышленности. В сельском хозяйстве применяется как удобрение для некоторых разновидностей почв.
Ангидрит (безводный гипс) —CaSO4. Твердость 3—3,5; уд. вес 2,9—3; сингония ромбическая; блеск стеклянный. Образует зернистые массы синеватого, фиолетового и розового цвета. Излом зернистый; спайность совершенная по трем взаимно-перпендикулярным направлениям. Встречается в виде сплошных тонкозернистых масс, а также в виде пластов, желваков и прожилков в осадочных породах. Часто залегает вместе с гипсом и каменной солью и представляет собой химический осадок древних морей. Употребляется для получения специального цемента и мелких художественных поделок.
Мирабилит (глауберова соль)—Na2SO4 • ЮНгО. Твердость 1,5—2; уд. вес 1,4—1,5; сингония моноклинная; обладает горько-соленым вкусом. Образует мелкозернистые игольчатые кристаллы и сплошные массы. Отлагается в соленых озерах и лагунах, например в Кара-Богаз-Голе. Употребляется в химической промышленности для изготовления соды и в стекольной промышленности.
Фосфаты
Минералы группы фосфатов представляют собой минеральные соли фосфорной кислоты Н3РО4.
В эту группу входит большое количество минералов, но особенно важное значение как породообразующие и как сырье для производства фосфорных удобрений имеют апатит и фосфорит.
Апатит. По химическому составу различают: фтор-апатит — CasF(PO4)3 и хлор-апатит — Са5С1(РО4)3. Физические признаки их сходны. Твердость 5; уд. вес 3,2; блеск жирный, стеклянный, характерен для мелкозернистых масс; бесцветный, зеленый, желтоватый, белый, фиолетовый, бурый; излом неровный, раковистый; спайность несовершенная; сингония гексагональная. Встречается в призматических, реже таблитчатых кристаллах, а также в виде зернистых, сахаровидных масс. Апатит характерен для изверженных горных пород. Иногда залегает в виде мощных линзообразных масс среди магматических пород (Хибины). Употребляется для производства минерального фосфорного удобрения — суперфосфата.
Фосфорит — фосфат кальция, близкий по составу к апатиту. Состоит в основном из Cas(F, С1)(РО4)3 с примесями СаСО3, 108
глинистых и песчаных частиц. Твердость 5; уд. вес 3,2; блеск матовый; цвет от белого до черного, чаще темно-бурый, бурый; излом землистый, неровный, цвет черты серый. Встречается в природе в форме желваков и конкреций радиально-лучистого строения, а также в виде сплошных мелкозернистых масс и пластов в глинах, известняках и песчаниках. Употребляется для производства минеральных удобрений — суперфосфата, который широко применяется в сельском хозяйстве для повышения урожайности.
Силикаты
Силикаты представляют собой наиболее многочисленную группу минералов, в количественном отношении составляющую по весу не менее 85% всей земной коры. Минералы этой группы входят в состав многих горных пород.
Ранее минералы группы силикатов по химическому составу делили на полевые шпаты, фельдшпатиды, метасиликаты, ортосиликаты и водные силикаты.
Современное деление силикатов основано на структурных признаках. На основании рентгеноскопического изучения структуры минералов установлено, что во всех силикатах каждый ион кремния Si4+ находится в соединении с четырьмя ионами кислорода и может быть изображен формулой — SiO4.
Основная структурная единица силикатов — кремнекислородный тетраэдр — [SiO4] обладает четырьмя свободными валентными связями, за счет которых происходит присоединение ионов других химических элементов и кремнекислородных тетраэдров.
Кремнекислородные тетраэдры могут быть обособлены один от другого и могут соединяться посредством общих кислородных ионов (рис. 2i). Сочленение тетраэдров всегда происхо дит через вершины тетраэдров, образуя сложные комплексно- анионные радикалы.
В зависимости от способа сочленения кремнекислородных тетраэдров минералы подкласса силикатов разделяются на следующие группы:
Рис. 21. Типы соединения кремнекислородных тетраэдров:
1 — схемы расположения центров ионов; II - взаимоотношение тетраэдров
/ — изолированный кремнекис.>ородный тетраэдр: 2 — группа из двух тетраэдров (сдвоенный);
3 — группы из трех, четырех и шес ти тетраэдров, связанных в кольцо. 4 — цепочка тетраэдров; 5 — лента тетраэдров; 6 - слой (лист) тетраэдров
каолин
слюды глауконит хлориты
группа — каркасовые силикаты полевые шпаты фельдшпатиды
Островные силикаты
В структуре минералов этой группы кремнекислородные тетраэдры расположены изолированно друг от друга, представляя собой как бы островки одиночных тетраэдров. В химическом отношении островные силикаты соответствуют ортосиликатам.
Минералы этой группы характеризуются большой твердостью (6,5—8), сильным блеском и высокой температурой плавления.
Оливин (перидот) — (Mg, Fe)2SiO4, или 2(Mg, Fe)O-SiO2. Твердость 6,5—7; уд. вес 3,3—3,4; сингония ромбическая; блеск стеклянный; цвет оливково-зеленый, откуда и происходит название минерала; излом неровный; спайность слабо выражена.
Оливин кристаллизуется из магматического расплава при очень высоких температурах одним из первых и представляет очень важный породообразующий минерал изверженных пород. Употребляется как облицовочный и поделочный материал, а также для изготовления огнеупорных кирпичей. Прозрачная разновидность (хризолит) применяется в ювелирном деле.
Гранаты характерны для метаморфических пород, реже встречаются в изверженных породах. Твердость 7—7,5; блеск стеклянный; излом неровный, раковистый; кристаллизуются в кубической сингонии и имеют кристаллы в форме ромбиче- СКОГО ДОДСКаЭДр и.
Существует несколько разновидностей гранатов. Наиболее распространен альмандин — Fe3Al2(SiO4)3 темно-красного или буроватого цвета; реже встречается гроссуляр — Са3А12(5Ю4)3 зеленого цвета.
Гранаты применяются в ювелирном деле (прозрачные разновидности) и в качестве абразивов в промышленности.
Цепные силикаты
В структуре цепных силикатов кремнекислородные тетраэдры соединены в цепочки. В химическом отношении цепные силикаты представляют собой метасиликаты (соли метакремневой кислоты). В группу цепных силикатов входят железисто-магне- зиальные минералы семейства пироксенов, представителем которых является авгит, обычно встречающийся в составе основных изверженных и метаморфических пород.
Авгит — глиноземистый пироксен очень сложного и непостоянного химического состава Ca(Mg, Fe+2, Al)[(Si, А1)гО6]. Кристаллизуется в моноклинной сингонии, кристаллы имеют форму коротких восьмигранных призм. Твердость 5—6; уд. вес 3,2—3,6; цвет черный, зеленовато- и буровато-черный; блеск стеклянный. Спайность средняя по граням призмы; плоскости спайности пересекаются под прямым углом. Распознается хорошо лишь в отдельных кристаллах, освобождающихся из вулканических рыхлых пород — пепла и туфов. В плотных породах определим лишь путем тщательного микроскопического исследования и химического анализа. Кислотоупорен и тугоплавок. Происхождение магматическое.
Ленточные силикаты
Наиболее распространенными представителями этого типа силикатов являются минералы группы амфиболов, которые входят в состав магматических и некоторых метаморфических горных пород. Химический состав амфиболов сложен. Кристаллизуются амфиболы так же, как и пироксены в ромбической и моноклинной сингониях. Наиболее распространенный породообразующий минерал из амфиболов — роговая обманка.
Роговая обманка. Химический состав разнообразен и непостоянен; может быть выражен формулой Ca2Na(Mg, Fe2)4(Al, Fe3) [(Si, A1)4O1i]2[OH2]. Твердость 5,5—6; уд. вес. 3—3,5; сингония моноклинная; цвет от светло-зеленого до темно-зеленого и черного; черта на фарфоровой пластинке зеленоватая или бурая; излом занозистый; спайность совершенная; блеск на плоскостях спайности шелковистый. Встречается в виде столбчатых, хорошо образованных кристаллов.
Отличить амфибол от пироксена макроскопически иногда бывает довольно трудно. Роговая обманка от авгита отличается волокнистостью и шелковистым блеском вытянутых столбчатых кристаллов шестиугольного поперечного сечения, плоскости спайности пересекаются у них под углом 60 и 120°.
Листовые (слоевые) силикаты
Кристаллическая структура листовых силикатов образована непрерывным слоем кремнекислородных тетраэдров. В эту группу входят минералы, которые обладают весьма совершенной спайностью и небольшой твердостью (от 1 до 3).
В состав листовых силикатов, кроме Si и О, вхопят Mg, Al, К, Na, Са, а также вода в виде группы (ОН). По химическим признакам раньше все они относились к водным силикатам. К листовым силикатам относятся: тальк, серпентин и каолинит; к листовым алюмосиликатам относятся слюды, хлориты.
Тальк (жировик)—Mg3(OH)2[Si4Olc]. Твердость 1; уд. вес 2,6; сингония моноклинная; блеск жирный, на плоскостях спайности перламутровый; цвет белый, светло-зеленый, желтоватый, голубоватый; черта на фарфоровой пластинке белая; очень мягок, жирен на ощупь. Спайность весьма совершенная в одном направлении. Встречается в виде плотных масс или в листовых агрегатах. Образуется в верхних частях земной коры в результате метаморфического преобразования магнезиальных пород. Употребляется в бумажной, резиновой, фарфоровой промышленности и как кислотоупорный и огнеупорный материал.
Серпентин1 (змеевик)—Mg6(OH)8Si4Oi0. Часть магния может быть замещена железом. Твердость 3—4; уд. вес. 2,5—2,7; сингония моноклинная; блеск жирный, шелковистый; цвет зеленый, темно-зеленый, бурый, нередко окраска бывает пятнистая, напоминающая кожу змеи; излом раковистый в сплошных массах и занозистый в волокнистых разновидностях. Волокнистая разновидность серпентина называется асбестом. Горная порода, состоящая из серпентина, носит название серпентинита или змеевика. Серпентинит образуется в результате метаморфического изменения магнезиальных магматических пород. Серпентинитовый асбест применяется для изготовления огнеупорных тканей, обкладок, картона и т. д.
Каолинит 2 — А14 (ОН) 8[Si4Oio]- Твердость 2—2,5; уд. вес 2,6; сингония моноклинная; блеск тусклый, матовый, жирный; цвет белый, а при наличии примесей—серый, желтоватый; излом землистый; спайность у пластинок весьма совершенная в одном направлении. Встречается в виде землистых масс и очень редко в виде кристаллов. Землистые рыхлые массы каолинита называют каолином (фарфоровая глина). Типичный минерал осадочных пород. Употребляется в керамике, строительном деле, бумажной промышленности и как огнеупорный материал.
Слюды
По химическому составу слюды относятся к алюмосиликатам. Это очень важные породообразующие минералы, которые входят в состав многих магматических и метаморфических горных пород. Слюды очень широко распространены в природе. Общее количество их в породах земной коры около 4%. Характеризуются весьма совершенной спайностью в одном направлении, благодаря чему легко расщепляются на очень тонкие листочки. Твердость слюд 2—3.
Породообразующее значение имеют такие слюды, как мусковит и биотит.
Мусковит (белая калиевая слюда) — KAblAISiaOtoKOHfe, или К2О • ЗА12О3 • 6SiO2 • 2Н2О. Твердость 2—3; уд. вес 2,7—3; син-
От латинского слова «серпенс»—змея.
От Китайского слова «кау-линг» — высокая гора.
1131138 Основы геологии
113
113
гония моноклинная; блеск стеклянный, перламутровый; цвет белый с желтоватым, сероватым, розоватым и зеленоватым оттенками; прозрачен в тонких листах; спайность весьма совершенная в одном направлении; расщепляется на тонкие листочки или чешуйки. Встречается в природе в виде листочков в кислых изверженных породах (гранитах) и многих метаморфических. Иногда в пегматитах встречаются очень крупные кристаллы.
Биотит (черная железо-магнезиальная слюда) — К (Mg, Fe)3[AlSi3Oio][OH,F]2, или (Mg, Fe)O • А12О3 • 6SiO2 • 2Н2О. Твердость 2,5—3; уд. вес 3; сингония моноклинная; блеск стеклянный, перламутровый, цвет черный или черно-зеленый; в толстых пластинах непрозрачен; цвет черты белый или зеленоватый; спайность весьма совершенная в одном направлении.
Биотит — породообразующий минерал магматических и метаморфических горных пород. Бурая магнезиальная слюда, похожая на биотит, называется флогопитом. Он отличается от биотита прозрачностью и более светлой окраской.
Глауконит—водный алюмосиликат железа и магния, представляет собой смесь нескольких минералов. Примерный состав: K(Fe, Al, Mg)3(OH)2[AlSi3Oi0| п-Н2О. Твердость 2—3; уд. вес 2,2—2,8; блеск тусклый, стеклянный, жирный. Цвет зеленый, темно-зеленый, оливково-зеленый; излом неровный.
Глауконит — минерал морского химического происхождения, широко распространен среди осадочных пород. Применяется как калийное удобрение в сельском хозяйстве и как смягчитель жесткости воды.
Хлориты
Хлориты — водные алюмосиликаты магния и железа. Химический состав хлоритов сложный и непостоянный, примерно может быть выражен формулой (Mg, Fe)5AI (ОН)8[AlSi3Oio]. Среди хлоритов по химическому составу выделяется несколько разновидностей, которые по внешнему виду очень трудноотличимы. Твердость 2—2,5; уд. вес 2,6—2,8; блеск стеклянный до перламутрового; цвет зеленый, травяно-зеленый; черта на фарфоровой пластинке зеленоватая; спайность весьма совершенная в одном направлении. Образует листоватые, чешуйчатые сплошные массы. Листочки гибкие, но не упругие.
Хлориты очень распространены в метаморфических породах. Некоторые из хлоритов содержат до 38% железа и используются как железные руды (шамозит).
Каркасовые силикаты
Для кристаллической структуры минералов этой группы характерно непрерывное сцепление кремнеалюмокислородных тетраэдров через все четыре вершины, в результате чего обра-
зуется каркас. В химическом отношении каркасовые силикаты представляют собой алюмосиликаты К, Na и Са.
Каркасовые алюмосиликаты делятся на две группы минералов: полевые шпаты и фельдшпатиды.
Полевые шпаты
Полевые шпаты — наиболее распространенные минералы, они составляют около 50% земной коры по весу. На их долю приходится 60% массы в изверженных породах, 30% —в метаморфических и 12%'—в осадочных породах. Полевые шпаты могут иметь различный химический состав и кристаллическое строение, но внешне их призматические кристаллы очень сходны между собой. Спайность у них совершенная по двум направлениям.
Полевые шпаты делятся на калиевые полевые шпаты (ортоклаз— прямо колющийся минерал) и натрово-кальциевые полевые шпаты (плагиоклазы—косо раскалывающиеся минералы) .
Ортоклаз — К(А15130з) или К2О • АЬОз • 6SiO2. Твердость 5; уд. вес 2,6. Кристаллизуется в моноклинной сингонии; блеск стеклянный: цвет розовый, кремовый, голубовато-серый, белый, красный; спайность совершенная по двум направлениям под углом 90°. Образует призматические кристаллы.
Ортоклаз — важный породообразующий минерал гранитов, сиенитов и других магматических пород. Входит также в состав метаморфических пород — гнейсов, осадочных пород (аркозовые пески и песчаники). Крупные кристаллы ортоклаза встречаются в пегматитовых жилах.
Микроклин *. Химический состав такой же, как у ортоклаза. Часто наблюдается примесь рубидия и цезия. Твердость 6—6,5; уд. вес 2,54—2,57. Кристаллизуется в триклиннои сингонии. Окраска, как у ортоклаза, но иногда появляется зеленая окрашенность (амазонский камень). На глаз от ортоклаза не отличим. Широко представлен в пегматитах.
Плагиоклазы
По химическому составу плагиоклазы (натрово-кальциевые полевые шпаты) представляют собой ряд изоморфных смесей двух составных частей: альбитовой — Na2O • А12О3 • 6SiO2 и анортитовый — СаО • А12О3 • 2SiO2.
Все плагиоклазы кристаллизуются в триклинной сингонии. Часто встречаются в виде сплошных мелкокристаллических агрегатов. Цвет их белый, зеленоватый, серый до черного. Макроскопически разновидности плагиоклазов почти не отличаются
Греческое слово, обозначающее «незначительно отклоненный»; угол между плоскостями спайности немногим (на 20') отличается от прямого.
Друг от друга (за исключением лабрадора, для которого характерна иризация).
От калиевых полевых шпатов плагиоклазы отличаются по окраске, двойниковой штриховке на плоскостях спайности и косому углу между плоскостями спайности.
Альбит (натриевый плагиоклаз) —Na(AlSi3Os) или Na2O • А12О3 • 6SiO2. Твердость 6; уд. вес 2,6; блеск стеклянный; цвет белый, буровато-желтый; излом неровный; сингония триклинная; спайность совершенная по двум направлениям под косым углом. Кристаллы таблитчатые в виде сросшихся пластинок.
Альбит — породообразующий минерал магматических пород (гранитов, сиенитов, диоритов и их излившихся аналогов), гнейсов. Встречается в пегматитовых жилах, а также на контактах известняков с магматическими породами. Образуется в результате кристаллизации магматического расплава и гидротермальных процессов. Может образоваться также метасоматическим путем совместно с кварцем.
Анортит (кальциевый плагиоклаз) —Ca(Al2Si2O8) или СаО • А12Оз • 2SiO2. Твердость 6—6,5; уд. вес 2,7; блеск стеклянный; цвет белый, сероватый, красноватый; сингония триклинная; спайность совершенная в двух направлениях. Макроскопически анортит очень сходен с альбитом и отличается толька в шлифах под микроскопом. Входит в состав главным образом основных пород (габбро, базальты, диабазы) и реже средних (диориты, андезиты).
Лабрадор (кальциево-натриевый плагиоклаз) представляет собой изоморфную смесь: анортита (50—70%) и альбита (50— 30%). Твердость 6; уд. вес 2,7; блеск стеклянный, перламутровый; цвет серый различных оттенков до зеленовато-черного, с характерной иризацией. Спайность совершенная в двух направлениях.
Входит в состав основных изверженных пород. Порода, целиком состоящая из лабрадора, называется лабрадоритом. Применяется как облицовочный материал в строительном деле.
Фельдшпатиды
По химическому составу фельдшпатиды похожи на полевые шпаты, но беднее их кремнезёмом. Они как бы заменяют полевые шпаты в некоторых магматических породах, бедных крем- некислотой и богатых щелочами. Альбиту (натриевому полевому шпату) соответствует из фельдшпатидов нефелин; калиевым полевым шпатам соответствует лейцит.
Нефелин — Na[ALSiO4] или Na2O • А12О3 • 2SiO2. Твердость 5,5; уд. вес. 2,6; сингония гексагональная; блеск жирный на изломе, на гранях стеклянный; цвет желтовато-серый, зеленоватый, коричнево-красный; излом неровный; спайность несовершенная.
Нефелин редко образует короткостолбчатые кристаллы, чаще встречается в виде сплошных масс или включений. Входит в состав бескварцевых щелочных глубинных магматических пород (нефелиновые сиениты). Встречается также в пегматитовых жилах, связанных по происхождению с щелочными магматическими породами.
Применяется в стекольной и керамической промышленности, а также для получения соды и глинозема. Возможно использование нефелина для получения алюминия.
Лейцит—К(А15ВОе), или К2О • AI2O3 • 4SiO2. Твердость 5,5—6; уд. вес 2,5; блеск стеклянный, иногда жирный на изломе; цвет белый, серый, желтоватый, красноватый; излом раковистый; спайности нет. Встречается в хорошо образованных кристаллах, напоминающих гранат, но отличается от граната меньшей твердостью и окраской.
Лейцит — породообразующий минерал излившихся пород. Употребляется как сырье для получения калия и алюминия.
6. Органические соединения
Органические соединения существенно отличаются от неорганических образований происхождением, химическими свойствами, кристаллическим строением.
К этому классу относятся каменный уголь, торф, нефть. Они принадлежат к горным породам и будут рассмотрены в разделе осадочных пород — каустобиолитов. К минералам, состоящим из углеводородов с некоторым количеством кислорода, можно отнести асфальт, озокерит и янтарь.
Асфальт состоит из углерода (80%), водорода (10%) и кислорода (10%). Цвет буро-черный; уд. вес 1 —1,2; блеск неметаллический; мягкий, легко плавится на свече, горит коптящим пламенем. Очень часто пропитывает песчаники, известняки-, мергели.
Асфальт — продукт окисления нефтей. Встречается в районах нефтяных месторождений. Применяется для дорожных покрытий и для приготовления лаков.
Озокерит (горный воск) содержит 84% углерода и 16% водорода. Аморфный; цвет зеленовато-коричневый и черно-бурый; уд. вес 0,8—0,97; блеск жирный; мягкий; жирен на ощупь. Спайность отсутствует. По внешнему виду озокерит напоминает воск; легко плавится на свече, горит ярким пламенем.
Встречается в районах нефтяных месторождений, залегает пластами и жилами в песчаниках и сланцах. Является остаточным продуктом естественной дистилляции парафиновых нефтей. Применяется для изготовления искусственного воска — церезина, пропитывания тканей, брезентов и для других техниче- •ких целей.
Янтарь — CioHi60 (79% углерода, 10,5% водорода, 10,5% кислорода). Аморфный; твердость 2—2,25; уд. вес 1,05—1,09; блеск стеклянный, иногда матовый; цвет желтый, буроватожелтый, бурый и красно-бурый, иногда бесцветный и прозрачный; излом раковистый, спайность отсутствует.
Янтарь—смола ископаемых хвойных деревьев, затвердевшая От времени; при трении электризуется («янтарь» по-гречески — электрон).
Применяется в электротехнике как изолятор, для изготовления различных изделий (бус, брошек и др.), для получения янтарного масла и янтарной кислоты.
ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
Как уже было сказано в начале настоящей главы, горные породы, слагающие земную кору, по происхождению можно подразделить на три крупные группы: магматические, осадочные и метаморфические. Прежде чем перейти к описанию каждой из групп горных пород в отдельности, необходимо несколько,остановиться на их исторических взаимоотношениях.
Принято считать, что первоначально земной шар в целом был сильно нагретым, расплавленным телом. Из этого первичного расплава, или магмы, и образовалась путем остывания твердая земная кора, вначале сложенная целиком магматическими горными породами, которые следует рассматривать, таким образом, как исторически наиболее древнюю группу горных пород.
Магма существует на больших глубинах, но иногда изливается на поверхность Земли через жерла вулканов в виде лавы, по свойствам которой и можно судить о природе магмы. В химическом отношении это сложное вещество, в составе которого преобладает кремнезем (SiO2). В нем растворены в различных и весьма неодинаковых количественных соотношениях все остальные химические элементы, известные на нашей планете. Наиболее распространенными элементами в этом растворе являются перечисленные ниже и встречающиеся обычно в виде окислов А120з, Пе20з, FeO, MgO, TiO2, Na2O, K2O, H2O.
Очевидно, и первичные магматические горные породы, образовавшие впервые твердую земную кору, должны были быть породами силикатными, т. е. сложенными в основном минералами класса силикатов, содержащими упомянутые окислы.
Лишь в более позднюю фазу развития Земли могли начать образовываться породы иного происхождения. Это стало воз- можным после возникновения всех внешних ее оболочек: воздушной, водной, а затем и биосферы. Первичные магматические горные породы под их воздействием и в первую очередь под влиянием энергии, получаемой Землей от Солнца, разрушались, разрушенный материал перемещался водой и ветром, сортиро- 118
вался, переоткладывался на суше и дне морей и океанов и вновь цементировался. Так возникли осадочные породы, являющиеся, таким образом, вторичными по отношению к магматическим, за счет которых они образовались.
Наконец, в качестве третьей ступени превращения вещества земной коры следует рассматривать образование пород метаморфических*. Материалом для их образования служат как магматические, так и осадочные породы, а факторами преобразования— изменение условий их существования. Последнее связано с опусканиями крупных участков земной коры, в пределах которых идет накопление осадочных пород. Нижние части их толщи вместе с подстилающими или внедрившимися в них магматическими породами в ходе этих опусканий постепенно попадают все на большие и большие глубины в область высоких температур и давлений, в область проникновения из магмы различных паров и газов и циркуляции горячих водных растворов, привносящих в породы новые химические компоненты. Итогом этого и является метаморфизм.
МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ
Магматические породы весьма разнообразны по условиям образования и по химическому составу. Все они образуются в процессе подъема магмы с глубин по направлению к поверхности Земли, или ее извержения. Поэтому магматические породы иногда называют также изверженными.
Извержение магмы может ограничиться внедрением ее в толщу каменной оболочки по глубинным трещинам, по путям, проложенным самой магмой в результате проплавления или прорыва слагающих литосферу пород. Магма, оказавшаяся таким образом в недрах твердой оболочки Земли, медленно остывает. Так образуются глубинные, или абиссальные, магматические породы. Их называют также породами интрузивными, что значит — внедренные. Но магма может подняться по сквозной зияющей трещине или через жерло вулкана и до самой поверхности Земли. Тогда происходит ее излияние и быстрое остывание. Породы, возникающие таким путем, называют излившимися, или эффузивными.
Эти различия в способе происхождения магматических пород четко отражаются на их внешнем виде, легко распознаваемом макроскопически по характеру структуры и текстуры. Остановимся на рассмотрении этих отличительных признаков.
Интрузивные породы
Магма на глубине нескольких десятков километров от поверхности Земли находится под очень большим всесторонним
’ От греческого слова «метаморфозис» — превращение.
гидростатическим давлением, достигающим нескольких тысяч атмосфер, и обладает высокой температурой.
При внедрении в вышележащие слои Земли физическая обстановка изменяется. Здесь магму окружают твердые и относительно холодные породы, которым она отдает свое тепло и начинает застывать и кристаллизоваться. Однако отдача тепла магмой в окружающую среду происходит очень медленно, так как теплопроводность горных пород мала. Температура магмы падает постепенно в течение тысяч и даже миллионов лет. Примером может служить следующее наблюдение. В конце палеогенового периода (около 30 млн. лет назад) на Северном Кавказе в районе Пятигорска произошла интрузия магмы, однако и в настоящее время разогретые массы магмы существуют на сравнительно небольшой глубине, на что указывают выходящие здесь на поверхность земли горячие источники.
При медленном остывании магмы происходит постепенная и последовательная раздельная кристаллизация входящих в ее состав химических соединений, каждое из которых превращается в кристалл особого минерала. Благодаря медленности роста кристаллы могут достигнуть относительно больших размеров, поэтому для многих интрузивных пород характерна крупнокристаллическая структура. В результате медленного остывания магмы происходит полная кристаллизация всего ее вещества, и в возникшей породе не остается нераскристаллизовапных аморфных участков.
Образующиеся в ходе кристаллизации минералы выпадают из расплава в определенной последовательности — одни раньше, другие позже. Эта последовательность определяется в основном степенью тугоплавкости минералов, а также химическим составом магмы. Большую роль в процессе кристаллизации играют минерализаторы — летучие парообразные и газообразные вещества, способствующие и часто определяющие порядок и скорость кристаллизации минералов.
Поясним это на примере магмы гранитного состава, в результате кристаллизации которой на глубине образуется порода— гранит. В состав гранита входят такие породообразующие минералы, как полевые шпаты, кварц, из темноцветных силикатов — биотит и реже роговая обманка. Температура плавления биотита и роговой обманки очень высокая, поэтому их кристаллы образуются еще в жидкой магме, когда росту и образованию правильных форм ничто не препятствует.
Во вторую фазу кристаллизации возникают кристаллы полевых шпатов, температура плавления которых ниже, чем у темных силикатов. В отличие ог условий первой фазы при кристаллизации полевых шпатов в жидкой массе магмы уже существуют твердые кристаллы темноцветных силикатов. Вследствие этого кристаллы полевых шпатов могут как бы обрасти и вклю-
нить в себе кристаллы биотита или роговой обманки. Подобные соотношения, обычно видимые под микроскопом в шлифе породы, указывают на возрастные взаимоотношения минералов.
После кристаллизации темных и светлых силикатов порода окажется сформированной на 75—80% объема. Кремнезем, содержащийся в гранитной магме в избытке, начнет переходить в твердое кристаллическое состояние в последнюю очередь, превращаясь в кварц. Кристаллы последнего будут занимать свободное пространство между ранее образовавшимися кристаллами биотита, роговой обманки и полевого шпата и приобретать вид зерен неправильной формы, хотя внутреннее строение их кристаллической решетки вполне правильно и закономерно.
В итоге произойдет полная кристаллизация магмы, все ее вещество примет кристаллическое строение. Возникшая таким путем структура породы и получила поэтому название полнокристаллической. Таким образом, полнокристаллическая структура характеризует глубинные, или абиссальные, условия застывания магмы.
Фактически процесс формирования структуры пород, возникающих в процессе остывания магмы на глубине, может быть гораздо сложнее. Даже в абиссальных условиях с течением времени может измениться, например ускориться, темп падения температуры, что сейчас же скажется на изменении структуры формирующейся породы. В этом случае медленный и спокойный ход кристаллизации нарушается и в породе образуются кристаллы одного и того же минерала разной величины — более крупные (первая фаза кристаллизации) и более мелкие (вторая фаза кристаллизации). Такие структуры получили название и о р ф и р о в и д н ы х, особенностью их является разнозерни- стость. Они характеризуют так называемые гипабиссальные, или полуглубинные, условия остывания магмы.
Если остывание магмы началось на глубине, а продолжи лось после ее подъема близко к поверхности или на самой поверхности в условиях очень быстрого охлаждения, свойственного уже излившимся из вулканов лавам, то часть вещества может застыть не раскристаллизовавшись и возникнут аморфные участки породы. Образуется так называемая порфировая структура, более свойственная уже не интрузивным, а эффузивным породам.
На больших глубинах в условиях всестороннего давления ориентировка осей и плоскостей растущих кристаллов ничем не контролируется, и расположение их в породе случайно. Подобную текстуру породы называют массивной, неориентированной; она характерна в основном для глубинных пород.
В ходе развития магматической интрузии возможно течение вязкой массы магмы, хотя и в ограниченных пределах. При этом кристаллы с удлиненными формами, например столбики рого-
вых обманок и листочки слюды, ориентируются длинными осями параллельно направлению потоков в магме, подобно бревнам в потоке реки. Образуется так называемая флюидальная текстура. Встречаясь в интрузивных породах, она, однако, более типична для пород эффузивных.
Эффузивные породы
В случае излияния магмы на поверхность земли (эффузии) структура и текстура образующихся пород будут существенно иными, чем при интрузии. При эффузии резко, почти мгновенно, меняются температура окружающей среды и давление, снижающееся от нескольких тысяч до 1 атм. В результате этого вначале начинается бурное выделение газов, растворенных в магме, сопровождающееся взрывами. Лава, выходящая из жерла вулкана, начинает расплескиваться, выбрасываться вверх брызгами. В то же время выделяющиеся из лавы газы могут ее вспенивать, образуя многочисленные пузыри, сохраняющиеся и при затвердевании вещества. Так образуется пузырчатая текстура. Порода подобного сложения напоминает пузырчатую массу вязкого, хорошо подошедшего теста, и получила название пемзы. Она настолько легка, что плавает в воде.
Быстро снижающаяся температура создает условия, при которых одновременно кристаллизуются многие минералы. Однако быстрое затвердевание вещества обычно не позволяет расти кристаллам, они возникают лишь в виде очень мелких зачаточных форм, обнаруживаемых только под микроскопом. Значительная же часть породы превращается просто в аморфную или стекловатую массу. Такая структура пород называется с кр ы- токр исталличес кой.
При очень быстром остывании лавы, прежде всего в верхних ее частях, процесс кристаллизации может и вовсе не начаться и тогда порода целиком будет состоять из вулканического стекла. Такая порода носит название обсидиана. Обычно это черная, темно-серая или темно-бурая порода с раковистым изломом, очень похожая на глыбу стекла или темноокрашенный кварц — морион.
Полости газовых пузырей часто заполняются минералами, образующимися уже не в процессе кристаллизации магмы, а вторично путем выпадения их из растворов горячих вод, проникших в застывшую лаву. Обычно это приводит к тому, что на фоне темно-серой породы, имеющей скрытокристаллическую структуру, выделяются округлые светлые пятна включений таких минералов водного происхождения, как кальцит a
аморфный кремнезем — опал или халцедон. Обращает на себя внимание вытянутая форма этих округлых белых включений, напоминающих форму зерен миндаля. Отсюда происходит и название подобной структуры — миндалевидная или миндалекаменная. Удлиненная форма газовых пузырьков объясняется тем, что лава, излившись из жерла вулкана, затем стекает вниз по его склону. Пузырьки газа, имеющие вначале правильные шаровидные очертания, в процессе движения лавы вытягиваются и приобретают удлиненную форму. Кстати, заметим, что ориентировка длинной оси миндалины может помочь определить направление истечения древней лавы.
С процессом извержения вулканов связано также образование группы пород, которые принято называть пирокластическими. Выделяющиеся из магмы газы часто скапливаются внутри жерла вулкана в таких больших количествах и под столь большим давлением, что возникают мощные взрывы, выбрасывающие высоко в атмосфер огромные массы лавы самых разнообразных размеров — от пылевидных до веса в несколько килограммов и больше. Они остывают в воздухе и падают на Землю в виде твердых пылинок, горошин и более крупных обломков. Соответственно они называются в ул к а н и- ческим пеплом, лапилли и вулканическими бомбами.
Нередко массы этого обломочного вулканического материала покрывают окрестности извергающегося вулкана толстым рыхлым слоем. Дожди смачивают эту рыхлую массу и она приходит в движение по уклону местности, образуя потоки вулканической грязи, иногда достигающие очень больших размеров. Высыхая, грязь превращается в легкую пористую и твердую породу, называемую туфом. Подобная порода, образованная ч результате осаждения пирокластических осадков на дне моря или озера, в смеси с обычным осадочным материалом называется т у ф ф и т о м.
Большое значение для разрешения вопроса о происхождении магматических пород имеют формы их залегания, зависящие от условий их возникновения и характеризующиеся значительным разнообразием. При внедрении магмы в толщу земной коры большое значение имеет характер заполняемого ею пространства. Это могут быть уже ранее существовавшие в толще земной коры' пещеры и вообще подземные полости, но очень часто магма активно воздействует на окружающие породы, проплавляя или раздвигая их. Более подробно вопрос о происхождении разнообразных форм залегания магматических тел излагается в разделе VI настоящей книги, при описании процессов вулканизма.
Классификация магматических пород строится на основе указанных выше особенностей структуры и текстуры, а также их химического и минералогического состава. При макроскопическом определении магматических пород удобно пользоваться таблицей классификации (табл. 6), предложенной акад. А. П. Павловым и несколько измененной и упрощенной в настоящем издании.
Химически магматические породы различаются прежде всего по степени кислотности, т. е. по содержанию кремнезема или кремнекислоты (SiO2). По этому признаку их делят на четыре большие группы, выделенные в таблице в виде четырех горизонтальных рядов: кислые, средние, основные, ультраос- повные породы.
На глаз они часто хорошо различаются уже по окраске. Кислые породы обычно бывают светлыми, иногда белыми. С уменьшением содержания кремнезема окраска породы изменяется на серую и даже почти черную. Для ультраосновных пород характерна черная или темно-зеленая окраска, зависящая от увеличения содержания темноцветных минералов, богатых окислами железа и магния. Количество последних увеличивается параллельно уменьшению содержания кремнезема в породе, т. е. от кислых пород к ультраосновным. Характерная для последних зеленая окраска связана с присутствием оливина. Определение степени кислотности по внешнему виду носит условный характер. При длительном залегании на поверхности земли окраска пород изменяется под влиянием разрушающего воздействия атмосферы и влаги на некоторые минералы. Так, например, белые полевые шпаты при этом буреют, что затрудняет определение степени кислотности породы по ее цвету.
Принадлежность породы к одной из выделяемых групп определяется нахождением минералов — показателей степени кислотности, перечисленных в третьей вертикальной графе таблицы. Из них для кислых пород характерен кварц, для основных и ультраосновных — оливин. Последний образуется при недостаточной насыщенности магмы кремнеземом и обилии в ней окислов железа и магния, благодаря чему и возникает этотже- лезисто-магнезиальный силикат—(Mg, Fe)2-SiO4.
Как уже говорилось, по способу происхождения магматические породы делят на три группы: излившиеся, полуглубин- ные и глубинные, различающиеся по своим структурам и текстурам, Для излившихся пород наиболее характерна стекловатая и скрытокристаллическая структура, для полуглубинных — порфировая и для глубинных — полнокристаллическая. Однако эти соотношения между генезисом пород и их структурами справедливы лишь в основных чертах. Среди излившихся пород встречаются иногда и породы с порфировой структурой, характеризующиеся наличием крупных кристаллов (кристалло- 124
бластов или вкрапленников) среди аморфной или скрытокри- сталлической основной массы породы.
Способ образования породы в большинстве случаев не зависит от ее химического и минералогического состава, поэтому перечень структур повторяется во всех четырех горизонтальных рядах таблицы.
Важным признаком при определении магматических пород является их минералогический состав. Большое значение в качестве классификационного признака имеет содержание в породе полевых шпатов и фельдшпатидов. Различные минералы этих семейств отличаются главным образом содержанием окислов щелочных (К, Na) или щелочноземельных металлов (Са), и их присутствие в породе указывает на аналогичные особенности ее химического состава в целом.
. Преобладание или отсутствие тех или иных полевых шпатов и фельдшпатидов в породах определяет место, занимаемое породой в вертикальных (5—8-я) графах таблицы.
Наконец, следует обратить внимание на последние две вертикальные графы—9 и 10. В них указано содержание в породах темпоцветных — черных и темно-зеленых минералов, относящихся к группам амфиболов (роговые обманки) и пироксенов, а также черной слюды — биотита. Их содержание колеблется в очень широких пределах: от 5 до 100% к общему объему породы. Минералы этих групп также помогают оценке, степени кислотности породы, так как их процентное содержание увеличивается от кислых пород к ультраосновным. В связи с этим в графе 10 таблицы специально указано их суммарное содержание в процентах или так называемое «цветное число».
В графе 9 таблицы в горизонтальных рядах темные силикаты перечисляются в различном порядке не случайно. В верхней строке всюду первым назван минерал, наиболее характерный для пород данной степени кислотности. Так, в кислых породах чаще встречается биотит и редко пироксен. Роль последнего увеличивается в средних и основных, а в ультраосновных породах он является главным породообразующим минералом наряду с оливином; некоторые из них поэтому так и называются пироксенитами.
Названия и характерные признаки различных магматических пород достаточно полно охарактеризованы в таблице Павлова.
Однако в ней отсутствуют некоторые весьма важные породы (отдельные из них будут описаны ниже), хотя и не образующие крупных массивов, поэтому при помощи таблицы можно определить не всякую породу.
При определении минералогического состава породы не всегда можно в поле на глаз отличить друг от друга ортоклаз и белый плагиоклаз — альбит, особенно если кристаллы мел-
Главнейшие магма
(по А. П. Пав
Группа порол по степени кислотности (содержание SiO2 в %)
Окрашенность
Минералы — показатели степени кислотности в %
Структура
Ортоклаз-плагио
Преобладает ортоклаз
1
2
3
4
5
Кислые (65—75)
Светлые
Кварц (до 25)
Скрытокристаллическая
Порфировая
Полнокристаллическая
Липа
Гранит-порфир
Гранит
Средние (55-65)
Серые
Кварц (до 0,5)
Скрытокристаллическая
Порфировая
Полнокристаллическая
Трахит
Сиенит-порфир
Сиенит
Основные (40— 55)
Черные
Оливин в небольшом количестве
Скрытокристаллическая
Порфировая
Полнокристалли
ческая
Ультраоснов- ные (<40)
Черные или темно-зеленые
Оливин (много)
Скрытокристаллическая
Полнокристаллическая
Таблица 6 тические породы
лову)
клазовые породы
Фельдпшати- довые породы
Бесполево- шпатовые породы
Темноцветные
силикаты
Количество темноцветных силикатов „цветное число" в %
Преобладает плагиоклаз
6
7
8
9
10
рит
—
—
Биотит
Гранодиорит- порфир Гранодиорит
Роговая обманка
Пироксены
5—15
Андезит
Диорит-порфирит
Диорит
Фонолит
Нефелиновый сиенит-порфир
Нефелиновый сиенит
Роговая обманка
Биотит
Пироксены
15—25
Базальт
—
—
—
Габбро-порфирит
—
—
Пироксены
50
Габбро
—
Роговая обманка
—
—
Пикрит
—
—
Перидотит Пироксе- нит
Пироксены
100
кие. В таком случае окончательное определение породы придется отложить до лабораторного изучения с помощью микроскопа.
Затруднение может возникнуть и при определении излившихся пород со скрытокристаллической структурой, в которых минералы не различимы даже под лупой. Определение таких пород требует навыка у геолога. При этом часто помогают некоторые признаки, не описанные в таблице. Возьмем, например, такие породы, как трахит, содержащий ортоклаз, и андезит, содержащий плагиоклаз. Обе они серые, средние по кислотности, скрытокристаллические, следовательно, излившиеся. Однако вследствие мелкозернистости нельзя с уверенностью отнести определяемую породу к ортоклазовым или плагиоклазо- вым. Обычно трахит светло-серый, иногда даже белый, а андезит серый до темно-серого. Кроме того, у трахита лишь мелкая пористость, у андезита поры достигают крупных размеров, часто характерна миндалекаменная текстура.
Трудно бывает отличить андезит от базальта. Но андезит при темно-серой окраске обладает обычно еще и пористой текстурой, у базальта же сложение, как правило, плотное и окраска почти черная, хотя эти признаки и не вполне постоянны (бывают, например, пористые базальты и плотные андезиты).
В таблицу Павлова включены лишь наиболее важные и типичные породы, между которыми по минералогическому составу существует очень большое количество переходных пород. Кроме того, в настоящее время описано много разновидностей одной и той же породы. Так, на Украине описаны разновидности гранита под наименованиями: житомирский, кировоградский, то- ковский, днепропетровский и др.
Породы, помещенные в таблице Павлова, не равноценны по степени распространения их в природе. Из глубинных пород особенно широко распространены граниты и гранодиориты, среди излившихся — базальты.
Ниже мы приводим описание некоторых магматических пород, не вошедших в таблицу Павлова, но имеющих широкое распространение.
Пегматит — порода преимущественно жильная. Структура крупнозернистая, иногда весьма крупнозернистая. Окраска светлая. Пегматит состоит из калиевого полевого шпата, кварца, слюд (биотита или мусковита). Часто присутствуют минералы, в состав которых входят фтор, бор, хлор, редкие земли и редкие элементы.
Некоторые пегматиты состоят из крупных кристаллов полевого шпата, проросших кварцем и образующих на поверхности излома рисунок, напоминающий древние клинописные или ев-
рейские письмена. Такие разновидности пегматитов называют письменным гранитом, или еврейским камнем.
Аплит—жильная порода. Структура мелко- и равномернозернистая, сахаровидная. Цвет белый, желтоватый или розоватый. Темноцветные минералы отсутствуют. Состоит из ортоклаза, кварца и плагиоклаза.
Обсидиан — вулканическое стекло. Стекловатая излившаяся порода, редко с порфировыми включениями, однородная, обладающая раковистым изломом, стеклянным блеском, темно- окрашенная. По химическому составу большинство обсидианов аналогичны кислым породам, но бывают и обсидианы — аналоги средних и основных пород — трахитов, андезитов и базальтов.
Пехштейн, или смоляной камень, — водное вулканическое стекло. Это излившаяся порода, сходная с обсидианами, но содержащая до 10% НгО. По внешнему виду отличается от обсидиана главным образом жирным «смоляным» блеском. По химическому составу может соответствовать как кислым, так и основным породам. Образуется при излиянии лавы в воду.
Пемза — очень легкая, чрезвычайно пористая излившаяся порода белого или серого цвета. Состоит из вулканического стекла. Образуется при застывании бурно вскипающей лавы, богатой газами и водяными парами.
ОСАДОЧНЫЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
Осадочные горные породы возникают почти исключительно а результате переотложения продуктов разрушения ранее существовавших пород на поверхности земли или гораздо реже в ее полостях, в пещерах и трещинах. «Наша суша воздвигнута из развалин прежней» (Геттон, 1788).
Возникший при разрушении материал переносится текучими водами, ветром и другими силами, подвергаясь по пути сортировке по величине обломков и удельному весу частиц, отчасти химически растворяется и в конце концов откладывается во впадинах на поверхности литосферы: на дне океанов, морей, в долинах рек, в озерах, в бессточных впадинах на суше. Образовавшиеся рыхлые осадки затем уплотняются, цементируются и превращаются в новые осадочные горные породы с иным минералогическим и химическим составом. Знание законов образования осадочных пород помогает геологам при поисках полезных ископаемых, заключенных в осадочных породах и генетически связанных с ними.
Осадочные породы по составу и происхождению подразделяются на три группы: обломочные, химические и органогенные. .
Обломочные породы
Обломочные горные породы возникают в результате накопления продуктов механического дробления исходных горных пород, образующихся под воздействием неравномерного обогрева солнцем, резких суточных колебаний температуры, воздействия на поверхность горных пород вегра, текучей воды, сползающих с гор ледников и других факторов.
Обломочные породы подразделяются по крупности слагающих их обломков на четыре категории: крупнообломочные, среднеобломочные, мелкообломочные, или пылеватые, и глинистые. Границы между этими категориями довольно условны, но типичные их представители сильно отличаются друг от друга.
Крупнообломочные, или грубообломочные, породы (псефиты) — это породы, диаметр частиц которых превышает 2 мм. Среди них отличают щебень — первичный механический осадок из неправильных угловатых обломков. В случае цементации щебня образуется брекчия. Если частицы щебня окатываются движущейся водой (речные струи, морские волны), то они превращаются в округленную гальку. Рыхлые накопления гальки называются галечниками, а в случае их цементации образуются плотные конгломераты.
В зависимости от величины и степени окатанности слагающих эти породы обломков, среди них выделяются следующие категории:
Неокатанные
Окатанные
Диаметр обломков в мм
Дресва
Гравий
2-10
Щебень
Галька
10—200
Глыбы
Валуны
>200
Обломки, из которых состоят крупнообломочные породы, являются продуктами неполного дробления первичных пород. В отдельно взятом обломке можно наблюдать поэтому все характерные признаки разрушенной породы. Так, например, в щебне или гальке, образовавшихся при разрушении гранита, сохраняется как минеральный состав, так и массивная текстура и структура гранита.
Среднеобломочные породы (псаммиты) характеризуются крупностью частиц от 2 до 0,05 мм в диаметре. К ним относятся пески — рыхлые, сыпучие породы, и песчаники — сцементированные пески. Эти породы отличаются от крупнообломоч- пых, помимо крупности зерна, также и тем, что составляющие их обломки первичных пород раздроблены до состояния моно- минеральных зерен. Структура и текстура первичной породы не сохраняются. Нередко в песке можно найти все составные части исходной породы (зерна кварца, полевого шпата и темных силикатов), особенно в случае недалекого переноса продуктов разрушения исходной породы.
При дальнейшем переносе на сотни и тысячи километров происходит отбор минералов по их химическим и физическим особенностям. Наиболее далеко переносится по поверхности земли в первую очередь кварц. Другие составные части магматических пород (силикаты и алюмосиликаты) менее стойки и либо полностью преобразуются на месте разрушения исходной породы, превращаясь в глинистое вещество, либо выдерживают перенос лишь на незначительное расстояние. Поэтому среди песков и песчаников преобладают разности, состоящие почти из одних зерен кварца (кварцевые пески и песчаники).
Иногда такие породы имеют снежно-белую окраску и являются ценным сырьем для стекольной промышленности. Однако чаще пески приобретают буроватую и ржавую оранжевую окраску вследствие образования корочки бурого железняка на поверхности кварцевых зерен. Иногда бурый железняк является цементом в подобных железистых песчаниках.
При подмеси к кварцевым зернам полевошпатовых зерен пески и песчаники получают название аркозовых. Пески и песчаники пестрого минерального состава бывают окрашены в темные оттенки зеленовато-бурых и серых цветов и называются полимиктовыми или граувакками.
Мелкообломочные, или пылеватые, породы имеют диаметр зерен от 0,05 до 0,01 мм. В литературе они часто называются алевритами и алевролитами. Типичным их представителем является лёсс — мучнистая желтовато-бурая порода, свободно растирающаяся между пальцами. Не касаясь вопроса о происхождении лёсса, отметим лишь, что он состоит более чем на 90% из кварцевой пыли. К ней примешаны в небольшом количестве карбонаты кальция, глинистые частицы и другие вещества. Лёсс еще меньше, чем пески и песчаники, похож на исходные магматические породы. Его своеобразными особенностями являются крупные редкие вертикальные трубчатые поры,
обызвествленные по стенкам, включения известковистых округлых стяжений и свойство образовывать отвесные стенки в обрывах берегов рек и оврагов.
Глинистые породы (пелиты) *. Механическое преобразование исходных горных пород сопровождается и их химическим изменением. Эти два процесса происходят попутно, но очень часто процесс химического преобразования преобладает и продукты дробления нельзя тогда отнести к чисто обломочным. К числу осадочных пород, состоящих из такого химически измененного материала, следует отнести группу глин.
Глины состоят из очень мелких частиц, величина которых меньше 0,01 и даже 0,001 мм в диаметре. Они являются наиболее широко распространенными осадочными породами, составляющими до 60—80% общего объема последних. В результате изучения глин с помощью рентгенографического анализа они определяются как породы, занимающие промежуточное положение между химическими и обломочными. Как указывает М. С. Швецов (1948) глины состоят из двух компонентов: «резко преобладающих осадочных новообразований, возникших за счет разложения магматических минералов и большей частью — но не полностью — принадлежащих к обширной группе глинистых минералов, и в очень небольшой части из реликтовых (обломочных) не разложившихся, но тонко перетертых первичных минералов ^полевые шпаты, магматический кварц и др.)».
Глинистые породы в основном являются коллоидными осадками. Свойства глин различны в зависимости от минералогического состава и степени тонкости частиц, что обусловливает их разнообразное техническое применение.
Основными свойствами глин являются:
пластичность — способность влажной глины принимать под давлением любую форму и удерживать ее по устранении давления;
связность — способность глины не рассыпаться после высыхания, но сохранять полученную форму;
связывающая способность — свойство скреплять куски непластичных веществ;
в л а г о е м ко ст ь — свойство поглощения большого количества воды, не только заполняющей поры породы, но и проникающей внутрь решеток глинистых минералов, что вызывает набухание глин и увеличение их объема до 45%;
о г н е у п о р н о ст ь—способность выдерживать высокую температуру, не сплавляясь; температура плавления глин колеблется от 1600 до 1745°; высокоогнеупорные глины сплавляются даже при еще больших температурах;
От греческого слова «пэлёс»— глина.
отбеливающая, или поглощающая, способность, заключающаяся в избирательном поглощении жиров и красящих веществ, является важным свойством некоторых глин, применяемых в промышленности для очистки тканей, нефти и других надобностей.
Глинистые породы в результате их уплотнения под нагрузкой вышележащих слоев, цементации кремнеземом и других причин превращаются в каменистые, часто очень твердые породы, называемые аргиллитами. Последние утрачивают такие свойства глин, как пластичность и влагоемкость.
Выделенные выше группы осадочных обломочных пород являются крайними типами, однако они связаны между собой переходными звеньями, образующимися при незавершенности процессов сортировки и отбора вещества. Например, между песками, пылеватыми и глинистыми породами существуют такие переходные разности, как супеси и суглинки.
В состав супесей входят как песчаные, так и глинистые частицы с преобладанием первых. При растирании супесей между пальцами ощущаются царапающие их частицы песка. Если комочек супеси измельчить, а затем слегка смочить водой и сжать, то он образует компактную массу, но при надавливании на него пальцами вновь рассыпется. В этом сказывается недостаточное количество связующего материала — глины.
Другой разновидностью породы, переходной от песка к глине, является суглинок. В нем больше глинистых частиц, чем песчаных. Слепленный из смоченного порошка суглинка комочек при сдавливании между пальцами дает трещины по краям, но не распадается. Та же операция, проделанная с типичной глиной, приводит к сплющиванию комочка без образования трещин по краям образовавшейся лепешки.
Химические и органогенные породы
Породы химического происхождения возникают в результате выпадения из истинных и коллоидных водных растворов тех веществ, которые перешли в раствор при процессах химического разрушения исходных пород или были вынесены из глубин земной коры горячими источниками. Сюда же относятся некоторые органогенные породы, происхождение которых тесно связано с процессами химического осаждения.
М. С. Швецов предлагает классифицировать химические осадки по степени растворимости слагающего их вещества и
его подвижности в растворах. По этим признакам он выделяет три группы, которые мы расположили несколько в ином порядке, чем в классификации Швецова.
Первая группа химических отложений, или соли, выпадает из истинных растворов в результате их пересыщения. Последнее возникает при выпаривании растворов, а также при понижении растворяющей способности воды — например; при ее охлаждении в зимнее время. В этих процессах жизнедеятельность организмов не имеет значения.
Вторая группа состоит из соединений, менее подвижных. В их состав входят карбонаты кальция, окислы железа, кремния и магния, фосфаты. Они выпадают из неконцентрированных водных растворов, отчасти истинных, но главным образом коллоидных. К выпадению осадков ведет иногда незначительное изменение содержания в воде углекислоты, кислорода, степени концентрации водородных ионов или температуры раствора. Выпадение этой группы осадков может находиться также в зависимости от смешения с растворами других веществ и от жизнедеятельности организмов.
Третья группа включает еще менее подвижные соединения глинозема, марганца и кремнезема. Они обычно отлагаются в зоне разрушения исходных пород без переноса материала или лишь на незначительном удалении от места образования. Эти соединения образуют коллоидные растворы или суспензии, т. е. тонкие механические взвеси мельчайших твердых частичек.
Образование многих пород химической группы косвенно связано с жизнедеятельностью организмов, поэтому химические и органогенные породы связаны рядом переходов.
Такими полухимическими, полуорганогенными являются, например, очень многие карбонатные и железистые осадочные породы. Органогенные породы образуются в результате накопления твердых скелетных частей организмов или самого органического вещества их тел.
Классификация химических и органогенных пород производится обычно по их химическому составу.
Галоидные и сернокислые породы (соли). Эти породы различаются по химическому составу, но очень близки по условиям образования. Из них познакомимся с каменной солью, гипсом, ангидритом и мирабилитом.
Каменная соль, или галит, представляет собой породу зернисто-кристаллической структуры, иногда имеющую вид сливной массы; состоит в основном из одноименного минерала— галита (NaCl). Для каменной соли характерна слоистая текстура, причем слои часто бывают смяты в сложные складки, происхождение которых будет разъяснено ниже. Чистая каменная соль прозрачна и бесцветна, однако в зависимости от примесей она часто бывает окрашена в различные цвета и оттенки— розоватые, голубоватые, красные, серые и черные. Ха- 134
рактеризуется соленым вкусом, легкой растворимостью в воде, относительно малым удельным весом—2,1. Нередко соль встречается в породах (обычно в глинах и песках) в виде примеси. На поверхности выходов таких пород наблюдаются выносы соли в виде белых налетов.
Гипс CaSO4 • 2Н2О встречается в виде зернисто-кристаллических или волокнистых масс, часто образует хорошо выраженные отдельные кристаллы. Твердость 2, легко чертится ногтем. Удельный вес колеблется от 2,2 до 2,4. Окраска весьма разнообразная и зависит от количества и состава примесей. Часто встречается в других породах в виде жилок, выполнений трещин или бесформенных пустот.
Ангидрит (безводный) CaSO4 отличается от гипса большим удельным весом (2,9—3,1) и твердостью (3—3,5). Цвет белый, часто с серым или голубовато-серым оттенком. Встречается ангидрит обычно лишь на значительной глубине от поверхности земли (минус 70—150 лг и более), так как в более верхних горизонтах происходит обогащение ангидрита водой, его гидратизапия и превращение в гипс. При этом происходит увеличение объема до 30%, и порода приобретает гофрирован- нослоистую или узловатую текстуры. Следовательно, ангидрит вначале выпадает из растворов как водный сернокислый кальций, т. е. гипс, и лишь на большой глубине под влиянием высокого давления вышележащих пород уменьшается его молекулярный объем с потерей частиц воды. Обратный процесс происходит при выходе пластов ангидрита на поверхность в область низкого давления и обилия подземных вод.
Мирабилит («удивительная соль», как назвал ее открыватель Глаубер, в честь которого она называется также глауберовой солью)—Na2SO4 • 10Н2О, бесцветен и прозрачен, но иногда белый с расцветками бледных тонов желтоватого, зеле- новатого и синеватого цветов. Твердость 1.5—2, хрупок. Наиболее известным месторождением мирабилита является залив Каспийского моря—Кара-Богаз-Гол. Здесь в зимние месяцы, когда температура воды опускается ниже 6°, на дно в больших количествах оседает мирабилит. Летом мирабилит вновь переходит в раствор. Лишь массы его, выброшенные на берег зимними штормами, сохраняются в твердом состоянии, обезвоживаются и переходят в минерал тенардит — безводный сульфат натрия. Этот же минерал образуется при выпаривании раствора, температура которого превышает 33°. Возможно, что так же образуется ангидрит и гипс в соленых лагунах жаркого климата.
Карбонатные породы. Из карбонатных пород наиболее широко распространены в земной коре известняки химического и органического происхождения. Независимо от происхождения, они состоят главным образом из кальцита, иногда с примесями
глины и песка. При увеличении количества глинистых примесей известняки переходят в мергели, а при увеличении количества песка—в песчанистые известняки и в известковистые песчаники. Для определения наличия в породе извести применяют слабый (10%) раствор соляной кислоты. От капли этого раствора порода, содержащая известь, вскипает с выделением углекислого газа. При этом легко можно отличить чистый известняк от мергеля: после вскипания на месте капли на мергеле остается грязное пятно, на известняке такого пятна не образуется.
Известняки очень разнообразны по структуре, текстуре и окраске. Известняки химического происхождения бывают зернистые (кристаллические), с различной крупностью зерен; афанитовые (плотные, без видимой кристаллической структуры); землистые и оолитовые, состоящие из частиц округлой формы, размером от икринки до горошины (икряный камень, гороховый камень). Окраска известняков зависит от механических и химических примесей. Наиболее типичная окраска белая. Примесь глины придает известняку серую окраску, углистых частиц — черную, окислов железа — бурую, глауконита — зеленую.
Известняки органического происхождения часто почти нацело слагаются скелетными частями и панцирями животных. Таковы, например, известняки-ракушечники, известняки коралловые, брахиоподовые, мшанковые, криноидные, фузулиновые, нуммулитовые и др. В других случаях органическое происхождение известняков устанавливается лишь при изучении их под микроскопом, так как слагающие их раковинки или части скелетов очень мелки.
Примером может служить писчий мел — порода смешанного происхождения. Он состоит на 60—70% из микроскопических раковин простейших планктонных организмов, а на 30—40% — • из тонких зерен кальцита химического происхождения. Следует также отметить известняки биохимического происхождения, состоящие из мельчайших зернышек кальцита, образовавшихся в результате жизнедеятельности бактерий, но без каких-либо следов органической структуры. Такие известняки составляют переход от органогенных к химическим и известны под названием дрюитовых (по фамилии Дрью).
При описании извесгняков органогенного происхождения важно обращать внимание на сохранность раковин и других частей скелета и примесь к ним обломочного материала, указывающие на условия их происхождения. Так, например, известняки-ракушечники состоят иногда из битой ракуши и называются детритусовыми. Часто в них к битой ракуше примешиваются также мелкая галька и песок, что указывает на отложение известняка в зоне прибоя моря.
Примером известняков химического происхождения до последнего времени считали пресноводные известковые туфы, или травертины. Это пористые и даже кавернозные известковые натеки на склонах долин и оврагов, образующиеся в местах выхода подземных вод, богатых растворами извести. По структурным и текстурным признакам это, казалось бы, простая натечная форма типичного химического осадка. Однако исследованиями последних лет в районе Пятигорья на Северном Кавказе, на Багамских островах, вблизи Флориды и в других местах установлено, что в образовании огромных толщ типичных травертинов большое участие принимали особые известковые бактерии. Последние поглощают углекислый кальций из раствора, откладывают его в виде кальцита на своей поверхности, обволакиваясь известковой пленкой с образованием палочек и округлых зернышек, или оолитов.
Таким образом, травертин одновременно является породой и химического и органического происхождения.
Доломиты представляют собой породы, состоящие преимущественно из двойной углекислой соли кальция и магния — минерала доломита CaMg(CO3)2. Макроскопически доломиты не отличимы от известняков, но в отличие от последних при действии холодного раствора соляной кислоты слабо вскипают лишь в порошке. С горячей соляной кислотой доломит вскипает и в куске. Окраска породы обычно белая, но встречаются разновидности кремовые и серые. По структуре и текстуре доломиты разнообразны. Среди них выделяются сахаровидные, зернистокристаллические, песчаниковидные, рыхлые, мучнистые, ячеистые и др. Характерна шершавая или мучнистая поверхность излома.
Кремнистые породы. Эти породы образуются как химическим, так и органическим путем. В отличие от извести кремнезем выпадает главным образом из коллоидных, а не из истинных растворов.
Диатомит является наиболее распространенной кремнистой породой органического происхождения. Он состоит из скопления скелетов диатомовых водорослей, образованных из опала, т. е. водного кремнезема. Диатомит имеет белую или желтоватую окраску в зависимости от примесей окислов железа. Порода тонкопористая, чрезвычайно легкая, рыхлая, обычно слабосцементированная, растирающаяся между пальцами в тонкую муку. Похожа на писчий мел, но отличается от него своим легким весом и не вскипает с соляной кислотой. Обладает большой влагоемкостью — влажный палец прилипает к диатомиту.
Трепел также кремнистая порода, но не органического, а коллоидно-химического происхождения. Состоит из мельчайших зернышек опала, видимых лишь под микроскопом.
Диатомиты и трепелы являются важными полезными ископаемыми. Применяются в химической промышленности как поглотители ', в качестве шлифовального материала и при изго товлении взрывчатки типа динамита.
Опока представляет собой измененную кремнистую породу, возникшую в результате перекристаллизации и цементации диатомита или трепела. Характеризуется большой крепостью и раковистым изломом. При раскалывании рассыпается на остроугольные звенящие осколки. Окрашена в серый, голубовато-серый и черный цвета. Часто имеет пятнистую окраску; уд. вес опок колеблется от 0,9 до 1,2.
Кремнистые породы чисто химического происхождения обычно не образуют больших скоплений. Они могут накапливаться у мест выходов горячих источников, или гейзеров, в виде натечных форм, напоминающих травертин и называемых г е й- з е р и т о м.
Иногда кремнезем выпадает внутри других пород, образуя желваки с плотным ядром, называемые кремневыми конкрециями. Они имеют концентрическую слоистость нарастания.
Железистые породы. Осадочные железные руды возникают путем выпадения из водных холодных и горячих растворов и в результате жизнедеятельности организмов. Переносится железо в большинстве случаев в виде коллоидов. Места возникновения залежей этих пород очень разнообразны: они образуются в морских бассейнах, озерах, болотах, в пещерах в виде натечных форм, в пустотах и трещинах пород. Среди железистых пород различают породы, образованные окислами и гидратами окислов железа, карбонатами железа, сульфидами железа, железистыми силикатами. Макроскопические диагностические признаки железистых пород те же, что и для соответствующих минералов.
Из осадочных железных руд наиболее распространены оолитовые железные руды, в которых шарики диаметром от 0,2 до 15 мм образованы лимонитом.
Среди карбонатных руд железа укажем сидерит, который встречается в виде мелких включений в глинах и мергелях, а также в виде линз и пластов небольшой мощности.
Фосфоритные породы. Фосфориты — осадочные породы, богатые фосфатами кальция. Обычно фосфориты представляют собой пески, глины, карбонатные и другие породы, сцементированные фосфатами. Содержание Р2О5 в количестве 15—30% и более делает эти породы полезными ископаемыми — агрономиче-
1 Под поглотительной способностью (механической) понимают свойство горной породы удерживать на поверхности механические частицы, взвешенные в жидкости.
скими рудами, применяемыми для изготовления фосфоритовых удобрений (фосфоритовая мука, суперфосфат).
Внешний вид фосфоритов различен. Чаще они имеют вид шишковидных конкреций неправильной формы, напоминающих как бы клубни картофеля с шероховатой или гладкой поверхностью. Иногда отдельные конкреции образуют слитный слой мощностью в несколько сантиметров. Такое образование называют фосфоритовой плитой, так как оно своей большой плотностью выделяется среди вмещающих рыхлых глинистых и песчаных сыпучих слоев и выступает в обнажении берега в виде карниза. Окраска фосфоритов разнообразна: серая, буроватая, черная, но встречаются более редкие разновидности белого, желтоватого и зеленоватого цвета. При ударе о конкрецию фосфорита или при трении двух кусков его возникает характерный запах тухлой рыбы.
Каустобиолиты ’. Каустобиолитами называются горючие камни или вернее горючие полезные ископаемые; последнее название более правильно, так как в состав их входят не только камни, но также жидкая нефть и горючие газы. Породы этой группы образованы либо органическим веществом растений: древесиной, корнями, сучками, листьями, плодами высших растений, тканями водорослей или даже низшими планктонными формами растений, либо продуктами их разрушения. В некоторых случаях в образовании каустобиолитов принимает участие и органическое вещество простейших животных.
Наиболее распространенными породами рассматриваемой группы являются торф, бурый уголь, каменный уголь, битуминозные (горючие) сланцы, нефть, озокерит, горючий газ и др. Условия их образования будут рассмотрены в последующих главах.
Текстуры и формы залегания осадочных пород
В заключение описания осадочных пород необходимо остановиться на наиболее типичных их текстурных особенностях. Структурные признаки, такие, как крупность зерен осадков, форма их обломков, кристалличность зерен или аморфное сложение породы и другие качества, были уже достаточно охарактеризованы выше.
Текстуры. Наиболее важным текстурным признаком осадочной породы, указывающим на ее происхождение, является характер ее слоистости.
Горизонтальная параллельная слоистость свойственна осадкам, отлагавшимся в спокойной воде озера или на умеренной глубине моря, куда не достигают бурные волнения (рис. 22). Прямая и наклонная слоистости характерны для спокойного накопления осадков на наклонной поверхности дна глубоких (ба-
Рис. 22. Горизонтальная слоистость в песчаниках нижнего триаса. Балканы (фотоВ. И. Славина)'Рис. 22. Горизонтальная слоистость в песчаниках нижнего триаса. Балканы (фотоВ. И. Славина)'Рис. 23. Косая слоистость в песчаниках нижнего триаса. Балканы (фото В. И
Рис. 22. Горизонтальная слоистость в песчаниках нижнего триаса. Балканы (фото
В. И. Славина)'
Рис. 22. Горизонтальная слоистость в песчаниках нижнего триаса. Балканы (фото
В. И. Славина)'
Славина)
тиальных) частей моря или крутого наклона дна озера. Слоистости — косая и диагональная (рис. 23, 24) характеризуют условия переменного течения струй водного или воздушного по
тока, с периодическим изменением направления и силы.
Формы залегания. Для осадочных
Рис. 24. Схема косой слоистостиРис. 24. Схема косой слоистостипород характерно залегание в виде слоев, представляющих собой пластины (пласты), имеющие сравнительно малую толщину, или мощность, и большую протяженность. Соотношение между значениями мощности и протяженности пластов особенно показательно для морских осадков. Мощность пласта зависит от длительности и скорости осадконакопления. За год
Рис. 24. Схема косой слоистости
Рис. 24. Схема косой слоистости
в морских условиях накапливается слой толщиной, измеряемой миллиметрами, реже сантиметрами, В то же время площадь накопления весьма обширна и изме
ряется сотнями и тысячами квадратных километров.
Верхняя поверхность пласта называется его кровлей, а нижняя — подошвой. Мощность, т. е. толщина пласта, измеряется по перпендикуляру между кровлей и подошвой пласта
(рис. 25, 1). В самом простом, но очень распространенном случае осадочные породы залегают в виде более или менее мощных пачек пластов, когда кровля и подошва пласта параллельны друг другу. Иногда пласт в одном направлении уменьшается
в мощности или, как говорят, выклинивается (см. рис. 25, 2).
В случае выклинивания пласта в двух противоположных направлениях и на коротком расстоянии пласт превращается в линзообразную залежь (см. рис. 25, 3), имеющую форму двухсторонне- или односторонневыпуклой чечевицы (линзы). Изредка залежь осадочной породы может принять изометрическую в плане форму с почти равными поперечниками во всех трех измерениях (см. рис. 25,4). Такую форму залежи называют
Штоком. Образуется он обычно три выполнении химическими осадками пустоты в пластах, возникающей в результате выщелачивания легкорастворимых пород.
Несколько сходную со штоком форму называют мешком, или карманом (см. рис. 25, 5). В отличие от штока последний более вытянут по вертикали и заполнен главным образом не химическими, а обломочными осадками. Первоначальная полость мешка, или кармана, может возникнуть под действием ударной силы водопада или морской волны, разрушающих породы подстилающих слоев.
На пляже моря, озер и рек часто можно видеть скопления осадков в виде валов, тянущихся вдоль берега (см. рис. 25, з). Подобные образования получили название берегового вала. Характерную форму залежи приобретают массы обломочного материала, смещаемого со склонов в виде осыпей или намывов. Обычно они приобретают форму шлейфа, прислоненного к склону (см. рис. 25, 7).
Осадочные породы также выполняют трещины в слоях ь виде так называемых нептунических д а с -..
В пещерах химические осадки части принимают форму натеков, сосулек, называемых сталактитами и сталагмитами*. Под последними понимают столбики, растущие со дна пещеры навстречу свисающим с потолка сосулькам— сталактитам.
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
Породы этой группы возникают в результате преобразования, или метаморфизма, ранее существовавших магматических или осадочных горных пород. Факторами метаморфизма являются изменяющиеся физические и химические условия среды, в которой находятся горные породы. К физическим факторам относятся: 1) повышение температуры, ведущее к перекристаллизации и частичному переплавлению пород; 2) повышение и изменение характера давления — гидростатического всестороннего на ориентированное, именуемое стрессом, которое ведет к раздавливанию породы и приобретению ею нового текстурного признака — сланцеватости. При этом длинные пластинчатые кристаллы минералов получают ориентированное параллельно- полосчатое расположение. К химическим факторам метаморфизма относится привнос в породу высокотемпературных газов и водных растворов.
Все эти изменения происходят благодаря погружению пород на большие глубины при движениях земной коры. При этом факторы метаморфизма могут воздействовать на породу каждый
1 От греческих слое: «сталяктос» — текущий по капле, «сталягма» — капля.
порознь, но чаще наблюдается их комбинированное совместное воздействие. В зависимости от характера этого воздействия выделяются типы метаморфизма и типы метаморфических пород. Степень метаморфического преобразования может быть различна. Иногда метаморфизм выражается только в уплотнении породы и лишь в частичной потере первичных признаков (например, глины теряют свойство влагоемкости), в других случаях (при крайних степенях метоморфизма) изменяются минеральный и химический состав породы, структура и текстура — порода меняется до неузнаваемости.
Типы метаморфизма
В зависимости от преобладания того или иного фактора в процессе метаморфизма выделяют следующие его типы: динамометаморфизм (дислокационный), контактовый, гидротермальный, региональный.
Динамометаморфизм — преобразование пород при явлениях горообразования, когда горные породы подвергаются одностороннему сжатию, или стрессу. Этот процесс сопровождается повышением температуры. В результате происходит перекристаллизация горных пород, с ростом и ориентировкой кристаллов в направлении, перпендикулярном к направлению стресса. При этом возникают новые текстурные признаки-— сланцеватость и мелкая складчатость (плойчатость).
Контактовый метаморфизм может возникать как местное изменение пород под влиянием температурного воздействия, вызываемого внедряющейся в слои литосферы магмой. По контакту пород со стенками подземных очагов магмы и каналов, по которым она восходит, происходит обжиг и перекристаллизация горных пород почти без изменения их общего химического состава. Подобные изменения называются и з о х и м и чески м и.
Пневматолитовый и гидротермальный метамор ф и з м отличается от предыдущего привнесем в изменяющиеся породы нового вещества горячими газовыми эманациями, исходящими от магматических очагов (пневматолиз) и горячими водными растворами (гидротермальный метаморфизм). Сильнее всего он проявляется близ контакта с магматическими очагами и протекает тогда совместно с собственно контактовым метаморфизмом, от которого его трудно отделить.
Региональный метаморфизм возникает в крупных массах пород на громадных площадях в результате опускания больших участков земной коры и проявляется в формах, сходных с динамометаморфизмом и гидротермальным метаморфизмом.
В составе метаморфических пород встречаются все минералы магматических и осадочных пород, а кроме того, ряд минералов,
характерных только для них: гранат, некоторые слюды, флогопит, серицит, а также тальк, хлорит и многие другие.
Метаморфические породы имеют обычно кристаллическую структуру, отличающуюся от кристаллической структуры магматических пород как по происхождению, так и по облику. Правда, особенности ее хорошо различимы только при изучении пород под микроскопом. Часто в метаморфических породах удается различить признаки структуры, которую они имели до метаморфизма. Такие структуры называют реликтовыми (остаточными) .
Текстуры метаморфических пород довольно разнообразны.
Сланцеватая текстура наиболее часто встречается в метаморфических породах. Минералы, имеющие удлиненные или таблитчатые очертания, располагаются своими длинными сторонами взаимно параллельно. Порода поэтому приобретает полосчатый вид, напоминающий слоистость осадочных пород, а часто и колется на плитки по плоскостям сланцеватости.
Волокнистая — порода сложена из волокон, переплетающихся между собой.
Очковая — в породе присутствуют участки овальной формы, иногда достигающие величины в несколько сантиметров, состоящие обычно из светлоокрашенных минералов; эти участки резко выделяются на темном фоне породы, обладающей сланцеватой структурой.
Плойчатая — порода сложена в мелкие складочки-гофры.
Массивная — аналогичная текстуре магматических полнокристаллических пород.
Главнейшие метаморфические породы
В ряде случаев трудно определить причину преобразования породы, поэтому при описании метаморфических пород нельзя точно указать способ их происхождения.
Ниже описываются наиболее распространенные метаморфические породы.
Глинистые сланцы являются метаморфическими породами, возникшими в начальной стадии преобразования глин. Представителями таких пород являются аргиллиты1 — слабо- метаморфизованные породы, сохраняющие еще структуру и текстуру глин, но отличающиеся от них потерей свойства влагоем- кости, большим уплотнением, способностью распадаться при ударе на тонкие плитки. Из битуминозных черных глин образуются в результате метаморфизма кровельные сланцы, не пропускающие влагу и применяющиеся для покрытия зданий,
От греческого слова «аргиллёс» — глина.
грифельные сланцы и др. В зависимости от примесей в глинах их окраска меняется, они могут быть серыми, зеленоватыми, бурыми и др.
Филлиты образуются из глинистых сланцев при повышении температуры и давления. Это тонкосланцеватые породы, отличающиеся от глинистых сланцев шелковистым блеском на поверхностях плиток. Возникновение последнего объясняется образованием под влиянием высокой температуры и давления мелких кристаллов вторичных минералов: серицита, хлорита и кварца.
Слюдяные сланцы образуются в результате наиболее глубокого преобразования глинистых пород. Они состоят из более крупных кристаллов вторичных слюд, имеют уже не шелковистый, а серебристый блеск. В составе их, кроме слюд, встречаются гранат, дистен, ставролит, графит. Последний образуется, если в глине была примесь органического вещества.
В зависимости от состава вещества исходных пород могут возникнуть также сланцы хлоритовые, тальковые и другие, сами названия которых указывают на их главные породообразующие минералы.
Гнейсы являются крайней степенью метаморфического преобразования пород. Исходным материалом для них служат как осадочные породы сложного химического состава (глины), так и магматические породы. В зависимости от происхождения гнейсы разделяют на о ртогн ей сы, образованные из магматических пород, и парагнейсы, образованные из осадочных пород.
Названия некоторых пород (гнейсо-гранит, гнейсо-диорит), казалось бы, категорически утверждают их ортогнейсовую природу, однако минералогический состав, типичный для какой-либо магматической породы (гранит, диорит и др.), не является еще доказательством их первоначального происхождения.
Минеральный состав гнейсов очень разнообразен. Они могут состоять из кварца, калиевых полевых шпатов, плагиоклазов, биотита, мусковита, амфиболов, пироксенов, гранатов и др. Текстура у гнейсов сланцеватая, часто ленточная, нередко переходящая в очковую.
Кв а р цит образуется из кварцевых песков и песчаников. Уплотнение последних и частичная или полная перекристаллизация их ведет к образованию мономинеральных кварцитов, отдельные зерна которых часто нельзя различить. В тонких осколках они прозрачны, полупрозрачны или светло окрашены; на изломе обладают блеском, как у кварца. Текстура массивная или сланцеватая, последняя особенно хорошо подчеркивается наличием пластинок слюды, образующейся за счет примеси к песку глинистых частиц.
Роговики — плотные мелкозернистые породы серого, черного, иногда розовато-серого цвета, образуются при метаморфизме песчано-глинистых пород. Состоят они из кварца и био-
14514510 Основы геологии
145
145
тита, иногда с незначительной примесью таких минералов, как полевые шпаты, гранаты, магнетит и другие минералы. Обычно роговикам приписывают контактовое или гидротермальное происхождение.
Железистые роговики, образующие часто залежи железных руд, также имеют значительное распространение. Таковы, например, руды района Курской магнитной аномалии, Кременчуга, Кривого Рога и др. Эти бедные руды представлены главным образом гематитом, с содержанием в них 30—40% металлического железа. Местами в результате еще недостаточно изученных разнообразных процессов происходит обогащение руд, превращение гематита в магнетит, при этом содержание металла повышается до 55—56% и более.
Мрамор представляет собой продукт перекристаллизации известняков. Обычно он массивный, реже сланцеватый, состоит из мелких кристаллов кальцита. Иногда размеры их достигают нескольких миллиметров и тогда чистые разности такого высокосортного мрамора идут для скульптурных произведений. Окраска мрамора либо белая, либо в зависимости от примесей меняется и становится весьма разнообразной — серой, черной, розовой, красной, зеленоватой. Часто наблюдается пестрая окраска в виде различных жилок или сложного рисунка. Такая расцветка получила название «мраморной».
Весьма характерны породы, возникающие при метаморфизме основных и ультраосновных магматических пород. Так, габбро и его излившиеся аналоги образуют на первой стадии метаморфизма зеленые сланцы. Состоят они из хлорита, актинолита, эпидота, альбита и других минералов. На следующей стадии изменения возникают амфиболиты — массивные плотные породы темно-зеленого цвета, состоящие главным образом из роговой обманки и плагиоклаза. Иногда в амфиболитах наблюдается сланцеватая текстура.
Ультраосновные породы, в составе которых преобладает оливин, превращаются в серпентиниты, породообразующим минералом которых является серпентин. Это плотные темно-зеленые породы с яркими более светлыми пятнами того же цвета. Расцветка породы напоминает пеструю раскраску шкурок некоторых змей, чем и объясняется название породы — змеевик.
Скарны считаются типичной породой контактово-гидротермального метаморфизма. К ним часто приурочены залежи многих и разнообразных полезных ископаемых, главным образом руд меди, железа, олова, вольфрама, свинца, цинка. Возникают они в результате взаимодействия магмы и вмещающих ее пород, чаще всего известняков. Скарны слагаются преимущественно пироксеном и гранатом, при более низких температурах — эпидотом, актинолитом и разнообразными рудными минералами.
ОБЩИЕ ПРИЗНАКИ ГЕНЕЗИСА ГОРНЫХ ПОРОД
В результате знакомства с горными породами следует подвести некоторые итоги признакам, характеризующим их генезис и могущими служить диагностическими.
Магматические горные породы, как наиболее распространенные, отражают в своем составе общее кларковое содержание химических элементов в земной коре. Они сложны химически и по минералогическому составу (полиминеральны). Для лав остается характерным признаком полиминеральность, хотя и различимая лишь под микроскопом. Магматическим породам обычно свойственна кристаллическая структура (интрузивные породы). Только вулканические стекла аморфны. Своеобразны и сложны формы залегания магматических пород.
Осадочные горные породы представляют собой вторичный продукт, значительно измененное вещество ранее существовав' ших пород. Образование осадочных толщ происходит во времени последовательно — слой за слоем, слой на слое, что обусловливает слоистую текстуру осадочных пород и характерную для них форму залегания — пласты. В осадочных породах часто встречаются остатки организмов, чего не наблюдается в горных породах других типов.
Метаморфические горные породы характеризуются своей уплотненностью, кристалличностью и сланцеватостью, почему их называют иногда кристаллическими сланцами. Имея двоякое происхождение — из осадочных и магматических пород — метаморфические породы усваивают признаки обоих типов. Они могут быть полиминеральными и мономинеральными. Формы залегания метаморфических пород разнообразны и зависят от формы залегания исходных пород, подвергшихся метаморфизму.
В виде исключения в метаморфических породах встречаются отпечатки организмов очень плохой сохранности или споры древних растений, не уничтоженные метаморфизующими процессами (например, в парагнейсах). Определение метаморфических пород облегчается иногда наличием только им свойственных вторичных минералов.
ДИСЛОКАЦИИ ГОРНЫХ ПОРОД
В создавшихся современных условиях литосферы слои часто характеризуются нарушенным залеганием, которое вызывается различными тектоническими движениями. Более подробно тектонические движения и вызываемые ими нарушения в залегании слоев будут рассмотрены в разделе VI. Здесь же познакомимся лишь с основными понятиями о нарушениях.
Дислокациями называются нарушения в залегании слоев. По форме проявления различают дислокации складчатые (пликативные) и разрывные (дизъюнктивные). При складчатых дислокациях нарушение в залегании слоев выражается в смятии их в складки, без образования разрывов в слоях. К разрывным дислокациям относятся нарушения с разрывом слоев и образованием смещений по разрывам в горизонтальном и вертикальном направлениях.
Складчатые (пликативные) дислокации
Рис. 26. Антиклинальная (/) и синклинальная (2) складкиРис. 26. Антиклинальная (/) и синклинальная (2) складкиаа* — шарнир антиклинали; бб’ — шарнир синклинали: в — высота складки; 1, 2, 3, 4 — точки перегиба слоев на крыльях складки; г — ширина антиклинали; О — ширина синклинали; ее' — теоретическая линия пересеченна плоскостей, параллельных крыльям, а — угол складкиаа* — шарнир антиклинали; бб’ — шарнир синклинали: в — высота складки; 1, 2, 3, 4 — точки перегиба слоев на крыльях складки; г — ширина антиклинали; О — ширина синклинали; ее' — теоретическая линия пересеченна плоскостей, параллельных крыльям, а — угол складкиНаиболее типичной и в то же время самой простой формой пликативного нарушения является складка, имеющая форму волны. На рис. 26 изображена двойная складка с дугообразным
Рис. 26. Антиклинальная (/) и синклинальная (2) складки
Рис. 26. Антиклинальная (/) и синклинальная (2) складки
аа* — шарнир антиклинали; бб’ — шарнир синклинали: в — высота складки; 1, 2, 3, 4 — точки перегиба слоев на крыльях складки; г — ширина антиклинали; О — ширина синклинали; ее' — теоретическая линия пересеченна плоскостей, параллельных крыльям, а — угол складки
аа* — шарнир антиклинали; бб’ — шарнир синклинали: в — высота складки; 1, 2, 3, 4 — точки перегиба слоев на крыльях складки; г — ширина антиклинали; О — ширина синклинали; ее' — теоретическая линия пересеченна плоскостей, параллельных крыльям, а — угол складки
Рис. 27. Элементы складки:
поднятием слоев вверх и следующим за ними прогибом вниз. Выгнутая кверху складка получила название антиклинали, или антиклинальной складки, прогнутая книзу складка называется синклиналью, или синклинальной складкой. В антиклинальной складке образующие ее слои падают от вершины в разные стороны, что и обозначается греческим словом «анти»— против. В синклинальной складке падение слоев направлено к центральной части складки, навстречу друг другу («син» — греческое слово, означающее вместе).
В обеих формах складок различают отдельные элементы (рис. 27), среди которых важнейшими являются крылья складки, замок, или свод, складки, угол складки, шарнир складки, осевая поверхность, ось складки, ядро складки.
Крылья складки представляют собой боковые части складки, в пределах которых слои обычно имеют односторонний
наклон. В упрощенном геометрическом изображении крылья складки представляются плоскостями. В действительности они являются более сложными поверхностями бокового ограничения слоев, образующих складку.
Рис. 28. Осевые поверхности и оси синклинали (а — поверхность, /—/' — ось) и антиклинали (б— поверхность, 2—2' — ось)
Замок, или свод, представляет собой зону встречи крыльев и замыкания слоев складки. В результате разрушения, например размыва складки, замок может быть уничтожен. Представление о полной складке в этом случае может быть получено
Рис. 29. Типы складок:
/ — прямые; 2 — косые; 3 — опрокинутые; 4 — лежачие; 5— перевернутые
путем графического построения «воздушными» пунктирными линиями.
Угол складки образуется продолженными до пересечения крыльями. Чаще всего угол складки может быть измерен путем геометрических построений на поперечном сечении (профиле) складки.
Осевая поверхность (рис. 28) делит угол складки пополам. Это воображаемая поверхность, соединяющая замки изгибов всех слоев, образующих складку.
Шарнир складки — линия, получающаяся от пересечения осевой поверхности с поверхностью любого из пластов, собранных в складку. Эта линия изгибается в вертикальной плоскости по мере воздымания или погружения замка. Шарнир может изгибаться также и в горизонтальной плоскости, повто-
Рис. 31. Косая антиклинальная складкаРис. 31. Косая антиклинальная складкаРис. 30. Прямая антиклинальная складка. Хребет Копет-Даг (фото В. И. Славина)
Рис. 31. Косая антиклинальная складка
Рис. 31. Косая антиклинальная складка
ряя изгибы складки в плане. Шарнирных линий в складке можно провести столько, сколько слоев участвует в построении складки. Шарнир является одним из наиболее важных элементов складки. По нему определяют положение в пространстве замков различных по глубине залегания слоев, образующих складку.
Ось складки — линия пересечения осевой поверхности с поверхностью земли. Часто эту линию наносят на геологические карты. По положению оси ориентируют складку в пространстве.
Ядром складки называют внутреннюю часть складки, заключенную между крыльями и замком.
Рис. 32. Косые складки. Болгария (фото В. И. Славина)
Рис. 33. Лежачие микроскладки. Кавказ, р. Ингур (фото В. И. Славина)
Классификация складок. Форма складок бывает весьма различной; существует их подробная морфологическая классификация, в основу которой положен принцип разделения складок по взаимоположению в пространстве осевой поверхности и крыльев, а также по форме замка складки (рис. 29).
В зависимости от наклона осевой поверхности и крыльев; складки подразделяются на: прямые, или стоячие (рис.30), когда осевая поверхность располагается вертикально и крылья падают симметрично от нее (у антиклинали) или к ней (у синклинали); косые (рис. 31, 32), когда осевая поверхность накло-
Рис. 34. Схема типов складок, различающихся по форме замка:
1 — гребневидные; 2 — сундучные; 3 — веерообразные; 4 — изоклинальные
йена, а крылья падают в разных направлениях и под различными углами; опрокинутые, у которых осевая поверхность также наклонена, крылья падают в одном направлении, но под разными углами; лежачие (рис. 33), когда осевая поверхность- располагается в направлении, близком к горизонтальному, и крылья почти параллельны друг другу; перевернутые — такие, у которых осевая поверхность наклонена на угол больше 90°, считая от вертикали, а крылья почти параллельны.
Перевернутая антиклинальная складка по внешнему виду напоминает синклинальную, но в центре ее располагаются более древние «нижние» пласты; соответственно у опрокинутой синклинальной складки, внешне напоминающей антиклинальную, в ядре располагаются наиболее молодые пласты.
По характеру сочленения крыльев, т. е. по форме замка и его перехода в крылья, выделяют следующие формы складок (рис. 34): гребневидные — складки, у которых крылья сходятся под острым углом и замок имеет узкую остроугольную форму (рис. 35), килевидные (рис. 36), сундучные — складки с широким плоским замком, в пределах которого пласты лежат горизонтально или слабо наклонены (рис. 37); веерообразные— складки с широким замком и пережатым ядром; крылья у веерообразных антиклиналей падают в сторону осевой поверхности, а у веерообразных синклиналей — от нее; изоклинальные — складки с узким замком и почти параллельными крыльями.
Рис. 35. Гребневидная складка. Малый Кавказ (фото '"В. И. Славина)
(фото В. И. Славина)(фото В. И. Славина)
(фото В. И. Славина)
(фото В. И. Славина)
Рис. 37. Сундучная складка. Северо-Западный Копет-Даг
Разрывные дислокации
Разрывные дислокации характеризуются тем, что в них нарушается целостность слоев, т. е. происходит разрыв. В разрывной дислокации так же, как и в складчатой, различают отдельные элементы (рис. 38): поверхность разрыва, которую называют сместителем, или сбрасывателем, и два крыла.
Поверхность разрыва бывает обычно волнистой, иногда зазубренной, занозистой, но чаще ровной и как бы полированной, и имеет различные углы наклона. Крылья разрыва обычно
Рис. 38. Нарушение со смещением слоев
А — поднятое крыло; Б— опушенное крыло (правое); ав — амплитуда полная; бв — амплитуда горизонтальная; аг — амплитуда вертикальная
Заштрихована поверхность разрыва, или сместитель; стрелками показано направление движения
также наклонены в разные стороны под различными углами. В случае перемещения крыльев в вертикальном или близком к нему направлении одно из крыльев называется опущенным, другое поднятым; при наклонных сместителях верхнее крыло называют висячим, нижнее — лежачим; при гори- зонтальных смещениях вдоль разрыва крылья называют п п а- в ы м и л е в ы м.
Расстояние, на которое переместились крылья относительно друг друга, называется полной амплитудой. Различают вертикальную составляющую этой амплитуды (вертикальная амплитуда) и горизонтальную составляющую (горизонтальная амплитуда).
Классификация разрывных нарушений. Среди разрывных нарушений выделяют две большие группы: разрывные нарушения без смещения, или диаклазы, и нарушения со смещениями, или параклазы.
К диаклазам относят трещины, форма и взаиморасположение которых бывают очень разнообразны.
Среди параклаз выделяют: сбросы (рис. 39, /), у которых одно крыло пр вертикальному или наклонному сбрасывателю опущено по отношению к другому и поверхность сбрасывателя наклонена в сторону опущенного крыла; надвиги — раз-
рывные нарушения с наклонным сместителем, в которых висячее крыло надвинуто на лежачее (см. рис. 39, 2); поверхность сместителя в надвигах наклонена в сторону висячего крыла; сдвиги, при которых одно крыло смещается по отношению к другому по горизонтали (см. рис. 39, 3).
Сбросы, надвиги и сдвиги могут встречаться в виде одиночных форм, но могут образовывать и различные группы. Очень часто по поверхностям двух сместителей расположенный между
Рис. 39. Типы разрывных нарушений сброс; 2 — надвиг; 3 — сдвиг; 4 — грабен; 5 — горстРис. 39. Типы разрывных нарушений сброс; 2 — надвиг; 3 — сдвиг; 4 — грабен; 5 — горст
Рис. 39. Типы разрывных нарушений сброс; 2 — надвиг; 3 — сдвиг; 4 — грабен; 5 — горст
Рис. 39. Типы разрывных нарушений сброс; 2 — надвиг; 3 — сдвиг; 4 — грабен; 5 — горст
ними блок опускается — такое нарушение называется грабеном (см. рис. 39, 4) (что по-немецки означает ров); если же, наоборот, этот блок оказывается выдвинутым кверху, то образуется горст (см. рис. 39, 5). Более подробно типы разрывных нарушений разбираются в главе 21.
Изучение складок и разрывных нарушений в плане
Геологическое строение местности изображается графически на геологических картах и профилях. Геологическая карта изображает распространение на земной поверхности разных геологических образований (слоев различного возраста, петрографических типов горных пород, полезных ископаемых и т. п.) в условных обозначениях — в красках или штрихах. Наиболее распространенным типом геологических карт является карта стратиграфическая, на которой условными знаками обозначены слои горных пород различного возраста. Геологические данные наносят на топографическую основу, на которой показаны рельеф местности, гидрографическая сеть, населенные пункты, пути сообщения, административные границы и др.
Геологическая карта местности с горизонтальным залеганием слоев выглядит довольно просто. Широкие пространства на 156
ней закрашены в цвет, принятый для обозначения наиболее молодых слоев, т. е. самых верхних среди толщи осадочных напластований данного района. Они слагают все водораздельные пространства, и лишь по долинам рек и оврагов прослеживаются в виде узких полос выходы более древних отложений, проглядывающих из-под этого сплошного покрова.
Сложнее выглядит карта областей, сложенных дислоцированными слоями, смятыми в складки или нарушенными дизъюнктивными дислокациями. Складчатые сооружения с самого момента своего возникновения подвергаются воздействию процессов разрушения и сноса, или денудации, к которым относятся выветривание горных пород, смыв возникающих разрыхленных продуктов текучими водами, выдувание их ветром, выпахивание движущимися по поверхности суши ледниками и др.
Особенно интенсивно идет разрушение наиболее приподнятых горообразовательными процессами участков земной коры. Денудация этих возвышенностей происходит в течение миллионов лет и постепенно срезает их все глубже и глубже. Вместе с тем срезаются до уровня горизонтальной поверхности и слагающие их складки, так что вскрываются слои, залегающие глубоко в ядрах складок. Такой срез получил название денудационного.
Геологическая карта складчатых областей отображает картину денудационного среза и выглядит поэтому очень пестро. Примером могут служить геологические карты Урала или Донецкого бассейна, горные сооружения которых очень глубоко срезаны денудацией.
Выходы горных пород выглядят на таких картах по преимуществу в виде параллельных и прямых полос, то расширяющихся, то суживающихся, иногда параллельно-концентрических.
Представление о той картине, которая получится при срезании горизонтальной поверхностью прямых складок, дает прилагаемая блок-диаграмма (рис. 40, Л). Чертеж сделан в двух плоскостях. Ниже горизонтальной линии КК' изображен вертикальный разрез складок (профиль), выше нее — горизонтальный, данный в перспективе. Полосы в горизонтальной плоскости, собственно и представляющей геологическую карту, параллельны друг другу. Номера слоев обозначают их относительный возраст; единица соответствует наиболее древнему слою. Линии аб и вг являются осевыми линиями складок. При сочетании вертикального и горизонтального разрезов в одном рисунке нетрудно увидеть расположение осей антиклиналей и синклиналей, так как читать геологическую карту здесь помогает вертикальный разрез, или геологический профиль.
Закройте профиль и приглядитесь к карте. Первоначально внимание рассеивается вследствие однообразной полосчатости, но, присмотревшись к цифрам, обозначающим возраст слоев,
легко убедиться, что в их расположении наблюдается определенная закономерность. По обе стороны от цифры 1, расположенной на линии аб, цифры симметрично возрастают, а от цифры 5, на линии ее,— последовательного убывают.
Открыв профиль, видим, что линия аб обозначает ось антиклинали, а линия вг — ось синклинали.
Таким образом, если вдоль оси складки в ее ядре расположен наиболее древний слой, то это размытая антиклиналь; при об-
Рис. 40. Горизонтальный срез и профиль складок
А — прямые складки; Б — складки с ундулируюшим шарниром аб — ось антиклинали; вг — ось синклинали
/ — зона центриклинального замыкания синклинали; //— зона периклинального замыкания антиклинали
ратном соотношении, т. е. при расположении в ядре складки наиболее молодого слоя, складка будет синклиналью.
Более сложная картина наблюдается при срезании горизонтальной поверхностью складок, шарниры которых то погружаются, то воздымаются или, как говорят, ундулируют. В местах погружения складок произойдет переход слоев с одного крыла на другое, что отобразится на карте замыканием складок (см. рис. 40, Б). Такие замыкания, или окончания складок, называются у антиклиналей периклиналями, у синклиналей— центриклиналями. На крыльях антиклинальной складки падение слоев направлено в противоположные стороны. На периклинали падение слоев становится всесторонним, о чем говорит происхождение этого слова («периклинэс» —по-гречески наклонный во все стороны). В окончании синклинальной складки положение стрелок иное, они направлены не в разные
стороны, как в периклинали, а обращены внутрь складки, к ее центру, что и отмечается термином центриклиналь.
Значительно усложняется рисунок геологической карты при сочетании складчатых и разрывных форм нарушения.
На рис. 41, А изображена антиклиналь, разбитая сбросом, поперечным к оси складки. Верхняя часть рисунка — это схема
Рис. 41. Схемы различных нарушений складок (в плане)Рис. 41. Схемы различных нарушений складок (в плане)Л —разбитая сбросом антиклиналь с опушенной перик. инальной частью; Б — синклиналь с опущенной по сбросу центриклинальнс й частью; В — антиклиналь с разорванным сбросом северным крылом; Г — нарушенная сдвигом антиклиналь; Д — сбросо-сдвиг антиклинали с перемещением периклинальной части к северу и внизЛ —разбитая сбросом антиклиналь с опушенной перик. инальной частью; Б — синклиналь с опущенной по сбросу центриклинальнс й частью; В — антиклиналь с разорванным сбросом северным крылом; Г — нарушенная сдвигом антиклиналь; Д — сбросо-сдвиг антиклинали с перемещением периклинальной части к северу и вниз
Рис. 41. Схемы различных нарушений складок (в плане)
Рис. 41. Схемы различных нарушений складок (в плане)
Л —разбитая сбросом антиклиналь с опушенной перик. инальной частью; Б — синклиналь с опущенной по сбросу центриклинальнс й частью; В — антиклиналь с разорванным сбросом северным крылом; Г — нарушенная сдвигом антиклиналь; Д — сбросо-сдвиг антиклинали с перемещением периклинальной части к северу и вниз
Л —разбитая сбросом антиклиналь с опушенной перик. инальной частью; Б — синклиналь с опущенной по сбросу центриклинальнс й частью; В — антиклиналь с разорванным сбросом северным крылом; Г — нарушенная сдвигом антиклиналь; Д — сбросо-сдвиг антиклинали с перемещением периклинальной части к северу и вниз
вертикального разреза антиклинали. Линия да измеряет величину расширения крыльев на данном уровне сечения. В сечении по линии бб расширение крыльев в антиклинали будет меньшим.
Нижняя часть рисунка передает в плане изображение антиклинали, разбитой сбросом и срезанной горизонтальной поверхностью. В правом крыле сброса срез расположен ближе к своду антиклинали (расширение крыльев меньше), что возможна только при опускании этого крыла сброса.
На рис. 41, Б изображена синклиналь с опущенной по сбросу центроклинальной частью (правое крыло). В этом случае молодые слои правого (опущенного) крыла соприкасаются по сбросу с более древними слоями левого, относительно поднятого крыла.
На рис. 41,5 изображена антиклиналь, северное крыло которой разорвано сбросом. Вправо от линии сброса расширение крыльев уменьшилось, следовательно, сброшена правая часть антиклинали.
ввРис. 12. Элементы залегания пласта аб — направление простирания; вг — направление падания; вд — направление восстания;-^ е — угол паденияРис. 12. Элементы залегания пласта аб — направление простирания; вг — направление падания; вд — направление восстания;-^ е — угол паденияТаким образом, для того, чтобы определить относительное направление смещения слоев в складке, разбитой сбросом, необходимо сначала определить форму этой складки (антиклиналь это или синклиналь), затем проследить за изменением расширения крыльев складки: у антиклинали в сброшенной части оно уменьшается, у синклинали же, наоборот, увеличивается.
в
в
Рис. 12. Элементы залегания пласта аб — направление простирания; вг — направление падания; вд — направление восстания;-^ е — угол падения
Рис. 12. Элементы залегания пласта аб — направление простирания; вг — направление падания; вд — направление восстания;-^ е — угол падения
Для определения опущенного крыла сброса можно использовать и такое наблюдение: в опущенном крыле более молодые слои будут лежать на одном уровне с более древними слоями поднятого крыла.
На рис. 41, Г изображено горизонтальное смещение слоев, называемое сдвигом. Все слои в правой части рисунка (план) перемещены вверх. Изменений ширины выхода слоев не произошло.
Наконец, возможен случай движения по диагонали в вертикальной плоскости —сбросо-сдвиг (см. рис. 41, Д). Правая часть рисунка изображает как горизонтальное смещение слоев, так и вертикальное (уменьшение расширения слоев в антиклинали). Правая часть складки смещена к северу и вниз.
Элементы залегания слоев. Для точной характеристики геологической структуры необходимо иметь представление о положении в пространстве пластов, образующих эту структуру, иначе говоря, следует определить элементы залегания пластов — простирание и падение (рис. 42).
Простиранием пласта называется направление линии пересечения пласта с горизонтальной плоскостью (линия аб). Угол между линией простирания и меридианом, называемый азимутом простирания, определяет ее положение в пространстве.
Падение пласта слагается из двух элементов: направления падения и угла падения. Направление падения ориентировано перпендикулярно к простиранию пласта, в сторону наклона пласта (линия ва). Перпендикуляр к линии простирания, лежащий в плоскости пласта и направленный от
нее вниз по падению, называется линией падения. Перпендикуляр к линии простирания, направленный в противоположную сторону, т. е. против уклона пласта, называется линией восстания (линия еду Направление падения пласта определяется углом (азимутом) между меридианом и линией, являющейся проекцией линии падения на горизонтальную плоскость.
Вторым элементом падения является угол падения пласта, т. е. угол, образованный линией падения с горизонтальной плоскостью и выражающий величину наклона пласта в градусах дуги (Ze на рис. 42).
На геологической карте элементы залегания пласта изображаются специальным условным знаком в виде черточки, направление которой указывает ориентировку линии простирания, и перпендикулярной к ней стрелки, смотрящей в сторону падения. Цифра рядом обозначает величину угла падения в градусах.
Определение элементов залегания производится в поле посредством очень простого и портативного прибора — горного компаса. ознакомиться с горным кимписом и с приемами его использования можно в пособии к лабораторным занятиям по настоящему курсу.
ГЛАВА 9
АТМОСФЕРА
Изучение воздушной оболочки Земли входит в круг ведения специальной науки — метеорологии. Однако, как уже было показано выше, атмосфера имеет большое значение в преобразовании и распределении получаемой земным шаром солнечной энергии. Существованием атмосферы обусловлено большинство внешних (экзогенных) геологических процессов, имеющих громадное значение в истории развития нашей планеты. Поэтому в настоящем курсе приводятся некоторые сведения о составе и строении атмосферы и о климатах Земли.
Верхняя граница атмосферы не вполне отчетлива. Плотность воздуха с высотой убывает и переход атмосферы в безвоздушное пространство совершается поэтому очень постепенно. Условно считают, что атмосфера простирается до высоты 1000 км от поверхности Земли, где концентрация атмосферных частиц составляет 103 ионов в 1 см3. Однако на высоте 1300 км спектральными исследованиями установлено содержание 100 ионов в 1 см3, а теоретически существование отдельных ионов воздуха возможно до высоты 28 тыс. км над полюсами и 42 тыс. км над экватором.
Нижней границей атмосферы является поверхность Земли. Эта граница тоже до некоторой степени условна, так как воздух
проникает на ту или иную глубину в каменную оболочку Земли и в растворенном виде содержится в толще океанических и морских вод.
Общая масса атмосферы равна 5,13-1021 г, что составляет одну миллионную часть массы Земли; 90% всей массы атмосферы заключается в ее нижних слоях до высоты 15 км от поверхности Земли.
' Методы изучения атмосферы. Для изучения атмосферы применяются различные методы. Для непосредственного исследования химического состава, влажности, запыленности воздуха отбираются пробы. Естественно, что высота взятия проб ограничивается возможными пределами проникновения человека в атмосферу. Современные реактивные самолеты поднимаются на высоту до 20 км, а стратостат «СССР» еще в 1934 г. достиг высоты 22 км. Изучение более высоких слоев атмосферы производится путем подъема на высоту до 25—30 км приборов, так называемых шаров- зондов, регистрирующих состояние атмосферы и отбирающих пробы воздуха (спускаются приборы при помощи парашютов) .
Для выяснения состояния и строения еще более высоких слоев атмосферы долгое время приходилось ограничиваться косвенными методами исследования — зондированием атмосферы звуковыми и короткими радиоволнами и световыми лучами, наблюдениями за полярными сияниями, метеорами и т. п. Развитие ракетной техники значительно расширило в настоящее время пределы возможности непосредственных исследований атмосферы. Специальные ракеты, оснащенные научной аппаратурой, с самозаписывающими измерительными приборами, автоматически отделяющимися от ракет и спускающимися на парашютах, поднимаются теперь на высоту в несколько сотен километров.
октября 1957 г. в СССР был запущен первый искусственный спутник, поднятый при помощи ракеты-носителя на высоту 900 км. Последовавший за ним второй спутник, запушенный 3 ноября 1957 г., вышел на орбиту почти вдвое выше первого, оказавшись, таким образом, уже за пределами атмосферы, в безвоздушном пространстве. На высоте около 1500 км (апогей его орбиты—1880 км') вращается вокруг Земли третий советский искусственный спутник, совершивший за два года более 9 тыс. оборотов. При помощи совершенной аппаратуры, установленной на спутниках, непрерывно производятся наблюдения над физическим состоянием окружающего пространства, результаты которых передаются на Землю радиосигналами. Таким образом, запуск искусственных спутников открыл новую эпоху в исследовании атмосферы, а вместе с тем и в истории человечества, проложив первый путь в космос.
СОСТАВ И СТРОЕНИЕ АТМОСФЕРЫ
Атмосфера состоит из смеси различных газов, среди которых резко преобладают азот (78,09%) и кислород (20,95%). На долю остальных газов, входящих в состав атмосферы, приходится менее 1%. Среди них присутствуют инертные газы: аргон (0,93%), углекислый газ (0,03%), неон (0,0018%), криптон (0,0001%), водород (0,00005%), ксенон (0,000008%), озон (0,000007%). Кроме того, в атмосфере, особенно в нижних се «лоях, содержится водяной пар и частицы пыли вулканического, эолового или космического происхождения. Состав газов в атмосфере в основном отличается постоянством, хотя с высотой наблюдаются некоторые изменения в соотношении отдельных компонентов.
В атмосфере выделяют три концентрические оболочки (рис. 43): нижнюю — тропосферу, до высоты 8—18 км, среднюю — стратосферу, до высоты 80 км, и верхнюю — ионосферу. В последнее время верхнюю часть ионосферы от 800 до 1000 км, характеризующуюся крайней степенью разреженности атмосферных частиц, стали выделять под названием экзосферы, или сферы диссипации.
Границы между различными оболочками установлены не твердо, в некоторых случаях они изменяются в зависимости от сезонов года и широты местности.
Ниже остановимся кратко на описании верхних оболочек, представляющих небольшой интерес для геологии.
Ионосфера (включая экзосферу). Выше 75—80 км располагается ионосфера, которая отличается от нижележащих оболочек как по плотности, так и по состоянию присутствующих в ней атмосферных частиц. Под действием мощного корпускулярного и волнового излучения, поступающего на Землю от Солнца и из межзвездного пространства Вселенной, атмосферные частицы здесь превращены в ионы, откуда и происходит само название ионосферы. Концентрация ионов в ионосфере составляет в среднем 2- 105— 5- 105 в 1 см3. В экзосфере, как области крайнего рассеивания атмосферы, концентрация их падает до 103— 102 в 1 см3. В связи со столь разреженной плотностью ионосфера содержит всего 0,5% массы атмосферы.
В химическом составе ионосферы отмечается некоторое увеличение содержания гелия и водорода, при уменьшении количества углекислого газа и аргона. Водяной пар полностью отсутствует. Температура в ионосфере значительна и на высоте 200 км достигает плюс 600—700°, еще увеличиваясь в более высоких слоях.
Стратосфера. От границы с ионосферой (80 км от поверхности Земли) до границы с нижележащей тропосферой, которая в зависимости от широты места колеблется от 8 до 18 км,
простирается стратосфера. Плотность воздуха в стратосфере значительно больше, чем в вышележащих слоях, в связи с чем в ней содержится около 20% массы атмосферы.
Рис. 43. Схема строения атмосферы (по В. Я- Белинскому и С. П. Кремону, 1950)
1 — тропопауза — граница между тропосферой и стратосферой (на полюсе 7—10 км, на экваторе 16 — 13 км\; 2 - теплый слой а стратосфере; .3 —метеориты (поз ора ит на высоте 10)-16) км, затухают на высоте 41-60 к мл 4 серебристые облака (82 кин 5 — полярные сияния (8UD—110J к*\; 6 — границы ионизированных слоев, отражающих радиоволны (Д, Е, F„ FJ
Химический состав стратосферы характеризуется повышенным содержанием озона, возникающим в результате диссоциации кислорода под действием ультрафиолетовых лучей. Особенно богатый озоном слой стратосферы на высоте от 25 до
50 км иногда называют озоносферой. В отличие от ионосферы в стратосфере присутствует, хотя и в незначительном количестве, водяной пар, благодаря чему здесь происходит образование редких и слабых облаков. Самыми высокими среди них являются так называемые серебристые облака, уровень которых (80 км от поверхности Земли) и принимается за верхнюю границу стратосферы. На высоте около 25 км видны иногда сходные с ними перламутровые облака.
Отличительной чертой стратосферы является ее температурный режим. В нижних слоях стратосферы температура воздуха постоянна и равна минус 45—55° у полюсов и минус 70—80° у экватора, затем происходит ее медленное увеличение, которое связано с появлением озона, обладающего свойством поглощать ультрафиолетовые лучи и преобразовывать их в теплоту. В озоносфере температура достигает плюс 25°. С высоты в 55 км она начинает понижаться и у верхнего предела стратосферы (80 км) падает, до минус 80—90°.
Тропосфера. Наибольший интерес для геологии представляет самая нижняя оболочка атмосферы — тропосфера, так как она непосредственно соприкасается с земной поверхностью и находится с ней в определенном взаимодействии. Тропосфера отличается от остальных оболочек большей плотностью, постоянным наличием водяного пара, углекислоты и пыли, последовательным понижением температуры с высотой и существованием вертикальной и горизонтальной циркуляции воздуха.
Толщина тропосферы зависит от географической широты. В полярных областях верхняя граница тропосферы проходит на высоте 8—10 км, в умеренных широтах на высоте 10—12 км, а в тропиках поднимается до высоты 16—18 км от поверхности Земли.
Тропосферу подразделяют по вертикали на несколько слоев:
I1V7 XTZ TV VT Т I ТТ 1-х Т 7 ГТЛГ* ГХ T/-\TTtTT ТТ ТЛ гт ZX * f ТТ А ТТ ТТ ZT ТТ /А W WT ZT^T* ТТ *ТХ О ТЛ ТТ А АТ то о акт т тт ППЛХПШЦ xipnvivi LiIWl_U,riri Л oviviiiMn uuucpniiux-i ri, IUH Jiajbiuuviubll' пограничный слой (слой перемешивания), простирающийся на высоту 1—2 км, средний слой (до высоты 6 км) и верхний слой. В верхней части последнего выделяют переходный к стратосфере слой, называемый тропопаузой, или субстратосферой.
В тропосфере содержится около 80% массы атмосферы. В химическом составе тропосферы, помимо основных слагающих ее компонентов (азота и кислорода), всегда присутствует небольшое количество инертных газов (главным образом, аргона) и водорода, а также водяной пар, углекислый газ, сернистый ангидрид и пыль, содержание которых непостоянно и зависит от местных условий. Содержание в воздухе углекислоты и сернистого ангидрида связано с деятельностью вулканических очагов, с процессами усвоения углекислоты растительностью, загрязнением атмосферы дымом и отработанными газами промышленных предприятий и т. д. Содержание пыли
также колеблется в значительных пределах в зависимости от Географических и климатических условий, от деятельности человека. Даже в чистом морском воздухе содержатся сотни и тысячи пылинок в 1 cjh3. По сообщению Апполова, на Каспийском море на палубе баржи, отстоящей от берега на расстоянии 30 км, ежегодно осаждался слой пыли, измеряемый долями миллиметра.
Большое количество пыли поступает в воздух при вулканических извержениях. При одном только извержении вулкана Кракатау в 1883 г. в воздух было выброшено более 6,5 км? пепла. Вулканический пепел, попадая на большую высоту, разносится затем ветром на громадные пространства. Так, пепел вулкана Кракатау несколько раз облетел вокруг всего земного шара.
Наибольшей запыленностью отличается воздух в городах, где, помимо пыли, попадает в атмосферу большое количество частиц сажи. По произведенным подсчетам в Англии за год выделяется в атмосферу около 2,5 млн. т сажи.
Воздух засоряется также минеральными солями, заносимыми ветром с брызгами соленой морской воды, или сдуваемыми им с поверхности солончаков. Так, например, в апреле 1950 г. в Саратовской области из воздуха выпал «иней», покрывший землю беловатоокрашенным налетом. Вещество налета обладало горько-соленым вкусом и не таяло. Химическими анализами было установлено, что в составе налета содержалось большое количество гипса, а также поваренная соль, глауберова соль, сода и глинистые частицы. Выпадение налета было связано с сильным штормом, бушевавшим незадолго до этого над поверхностью Северного Каспия, с силой ветра, достигавшей 20 м/сек.
Насыщенность атмосферы минеральными солями, естественно, увеличивается по мере приближения к берегу моря. Однако и в Киеве, удаленном от берега Черного моря на 450 км, за год выпадает из воздуха до 55 кг хлористого натра на гектар. Таким же образом в почву заносится и бор. Например, в Голландии выпадает за год до 25 кг бора на 1 км?, и даже в центре Европы, в Швейцарии, на площади 40 тыс. км2 осаждается в год 25 кг бора.
Количество в воздухе пыли и минеральных частиц снижается с высотой. Обычно высота подъема пыли в тропосфере не превышает 3 км. Однако при особенно сильных бурях пылевые частицы поднимаются в воздух значительно выше и разносятся на огромные расстояния. Так, пыль, поднятая в воздух во время пыльной бури в 1928 г., с черноземных земель Украины была занесена ветром на территорию Литвы и даже Швеции.
Помимо минеральных веществ, в воздухе всегда содержится большое количество микроорганизмов — бактерий, измеряемое цифрами порядка десятков и сотен тысяч в I см3.
Температурный режим тропосферы обусловлен теплом, получаемым ею от нагретой поверхности Земли. С высотой температура тропосферы снижается, в среднем на 0,5— 0,6° на каждые 100 м. Над полюсами, где температура в пограничном слое низка, падение температуры прекращается уже при минус 45—55°, достигаемых на высоте 8—10 км. Поэтому в полярных областях над холодной тропосферой лежит относительно теплая и низко начинающаяся стратосфера. В экваториальных областях наблюдается обратная картина. Тропосфера здесь достигает мощности 16—18 км, а постоянная температура устанавливается, начиная с минус 70—80°.
Зависимость количества тепла, получаемого тропосферой, от интенсивности нагрева земной поверхности солнцем обусловливает большие различия в температурах воздуха в разных частях земного шара. Известно, что Солнце неравномерно обогревает Землю, что зависит от угла, под которым падают на земную поверхность, солнечные лучи. Чем этот угол больше, тем сильнее обогрев. На экваторе, где солнечные лучи падают почти отвесно, средняя годовая температура максимальна, по направлению к полюсам она плавно убывает. В связи с этим выделяют на поверхности земли широтно расположенные зоны, или пояса, — экваториальный, тропические, субтропические, умеренные и полярные.
Помимо различий в общем количестве тепла, получаемого в этих зонах от солнечного обогрева, они отличаются друг от друга также неодинаковым годовым ходом температур. В экваториальном поясе Солнце круглый год стоит в полдень высоко над горизонтом, а длительность дня меняется мало. Поэтому здесь сезоны года почти не выражены.
В тропических и субтропических поясах зимой (т. е. в северном полушарии в декабре—январе, в южном--в июне— мтгупр\ УТТ771 tTQPi/mLT/n т/пплпо тт Сппипа Т Я U РМГПКП ПЛППИ- мается в полдень, как летом. Здесь уже чувствуется сезонное изменение температуры. В умеренных и полярных поясах различия сезонов года особенно резки, и размах (амплитуда) колебаний от среднемесячной самого теплого месяца до среднемесячной самого холодного измеряется десятками градусов.
Распределение температуры на поверхности Земли изображается на климатических картах в виде изолиний, называемых изотермами. Эти линии соединяют точки с одинаковым значением температуры, полученным как среднее из ряда наблюдений за сутки или за более крупный отрезок времени — месяц, сезон или год. Соответственно различают суточные, месячные, сезонные и годовые изотермы.
Хотя среднегодовые изотермы простираются по широте, они во многих местах образуют резкие изгибы, отклоняясь иногда на много градусов к северу или к югу от своего среднего положения, а местами образуют замкнутые кривые. Еще менее
правилен ход месячных, а тем более суточных изотерм. Эти нарушения в закономерности изменения температур от экватора к полюсам вызываются прежде всего неравномерным распределением суши и моря.
Горные породы, слагающие сушу, имеют очень малую теплоемкость и теплопроводность. Они быстро нагреваются, но лишь в самой поверхностной зоне, и столь же быстро остывают, легко отдавая полученное тепло. Наоборот, вода обладает очень большой теплоемкостью и медленно прогревается. Но зато благодаря возникновению в ее толще конвекционных токов она прогревается на значительную глубину, а главное — медленно отдает накопленное тепло. Поэтому море является как бы аккумулятором тепла. На море и в прибрежных областях суши колебания температур как суточных, так и годовых менее значительны, чем вдали от морских берегов, на широких пространствах суши, где суточные колебания температуры воздуха достигают 30°.
Если мерить не температуру воздуха, а температуру непосредственного нагрева земной поверхности солнечными лучами, или, как говорят иначе, инсоляцию, то разница ее дневного и ночного значений будет еще больше. В условиях сильного дневного нагрева и ночного остывания происходит то расширение, то уменьшение объема пород, что вызывает их растрескивание и механическое разрушение. Особенно интенсивно этот процесс протекает в высокогорных областях, где ночное охлаждение сильно благодаря большой разреженности воздуха и амплитуда колебания температуры за сутки достигает 40° и более.
Годовые колебания температуры в этом отношении имеют меньшее значение, чем суточные, так как постепенные изменения не оказывают такого резкого влияния на горные породы.
ДАВЛЕНИЕ АТМОСФЕРЫ
Воздух имеет вес и давит на Землю на уровне моря под 45° широты при температуре 0° с силой 10 333 кг на 1 л2. Эту величину принимают за давление 1 атм. Давление воздуха измеряется при помощи барометра, и величины его выражаются при этом в миллиметрах ртутного столба. Другой единицей измерения давления служит миллибар, равный 0,75 мм рт. ст. Давление в 1 атм равно 760 мм рт. ст., или 1013,2 миллибар. При подъеме в высоту давление воздуха соответственно уменьшается следующим образом:
Высота в км
0
1
2
3
4
5
10
Давление в мм
760
675
596
526
462
406
200
Человек на уровне моря испытывает давление на поверхность своего тела в 15 500 кг. Это давление им не ощущается, так как в клетках живых тканей организма выработано соответствующее противодавление, уравновешивающее давление атмосферы. На нарушение этого равновесия человеческий организм резко реагирует. Так, при приближении ненастной погоды, связанной с понижением атмосферного давления в данной местности, у некоторых людей возникает недомогание, выражающееся в головных болях, упадке энергии и т. п. Это объясняется тем, что при понижении атмосферного давления ткани мышц, сохраняющие прежнее внутреннее давление, начинают давить на периферическую нервную систему. Особенно резко- ощущает организм человека изменение давления атмосферы при восхождении на горы или при полетах на самолете на большой высоте. При этом начинается так называемая «горная болезнь», выра- жающаяся в тошноте, головокружении, разрыве кровеносных сосудов уха и носа и других явлениях.
Резкое изменение атсмосферного давления отражается и на течении некоторых геологических процессов, например на дея- те-ьности некоторых вулканов. Непрерывно действующий вул- 1 (4н Стромболи в Средиземном море при приближении непогоды it шторма, сопровождающихся понижением амтосферного давления и увеличением влажности воздуха, повышает активность своих извержений, за что получил название «маяка Средиземного моря».
«Чувствуют» понижение давления и некоторые горные породы. К ним относятся, например, некоторые глинистые сланцы района Новороссийска, прозванные там «трескунцами» или «ло- пунцами». При понижении атмосферного давления они растрескиваются и осыпаются со склонов.
Для характеристики распределения атмосферного давления на поверхности Земли составляют карты, на которых наносятся линии одинакового давления, называемые изобарами.
Распределение давления зависит от многих причин и в первую очередь от нагрева поверхности Земли солнечными лучами. В областях интенсивного нагрева воздух в нижних слоях, получая много тепла от Земли, расширяется, его вес в единице объема уменьшается и атмосферное давление понижается. На распределение давления на поверхности Земли влияет также форма Земли, ее вращение вокруг своей оси и вокруг Солнца, распределение суши и моря, рельеф и другие факторы.
В экваториальной полосе в связи с сильным нагревом земной поверхности создается область пониженного давления или, как говорят, б а р о м е т р и ч е с к и й минимум. Расположенные к югу и северу от экватора до широты 30° тропические и субтропические области характеризуются повышенным давлением и обозначаются как области барометрического максимума. Другие области барометрического максимума
лежат над полюсами. Между максимумами в субтропиках и у полюсов возникают зоны относительно пониженного давления, располагаюшиеся в пределах умеренных поясов северного и южного полушарий.
ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ
Отличительной чертой тропосферы является существование в ней непрерывного движения воздуха или, как говорят, атмосферной циркуляции. Циркуляция амтосферы обусловлена неравномерным нагреванием, вызывающим различия в атмосфер
ном давлении над разными участками земной поверхности. При возникновении разности в давлении воздух устремляется всегда из области повышенного давления в область пониженного давления. Это перемещение воздушных масс называется ветром.
Благодаря существованш постоянной разности в давле ; нии между областями субтропиков и экваториальным поясом возникают постоянные токи, переносящие массы воздуха от субтропиков к экватору
(рис. 44). Под действием вращения Земли происходит отклонение их от меридионального на
правления к западу. Таким образом, ветры, дующие со стороны
субтропиков к экватору в северном полушарии, приобретают се
веро-восточное, а ветры, дующие к экватору в южном полушарии, — юго-восточное направления. Эти постоянно дующие ветры планетарного значения получили название пассатов.
Нагреваясь у экватора, массы воздуха поднимаются вверх, что создает обратное соотношение в распределении давления в верхних слоях тропосферы между субтропиками и экватором. Вследствие этого на высоте 2,5—3 км возникают токи воздуха
противоположного направления, переносящие массы воздуха от экватора к субтропикам. Эти токи получили название а н типа сеатов. Под отклоняющим влиянием вращения Земли они дуют в северном полушарии с юго-запада на северо-восток, а в южном — с северо-запада на юго-восток.
В зону относительно пониженного давления в средних широтах (между максимумами в субтропиках и у полюсов) устремляется воздух с обеих сторон, образуя под влиянием вращения Земли систему двух встречных вихрей, из которых более мощен тот, который направлен от субтропиков (так как площадь субтропического максимума больше и от него оттекают
большие массы воздуха). В зоне их взаимодействия возникает система прихотливо изменяющихся местных завихрений, смещающихся с запада на восток, так называемых циклонов и антициклонов.
Для циклонов характерно перемещение воздуха против часовой стрелки вокруг области пониженного давления, заключенной в центре. В антициклонах, наоборот, массы воздуха движутся по направлению часовой стрелки и в центре располагается область максимального давления. С образованием и перемещением циклонов и антициклонов связаны возникновение и смена самых различных ветров в умеренном поясе.
Неравномерное распределение суши и моря на поверхности земли осложняет картину планетарной циркуляции атмосферы. Детом, когда суша нагревается больше, чем океан, возникают ветры, дующие с океана, зимой, — дующие со стороны суши. Эти сезонные ветры получили название муссонов. Возникновение муссонов можно пояснить на примере обстановки, характерной для Азиатского континента.
Зимой благодаря сильному переохлаждению суши барометрический максимум устанавливается в центральной части Сибири, в районе так называемого «полюса холода» у Верхоянска-. В это время ветры дуют преимущественно с континента Азии в сторону Тихого океана. Летом центр Азиатского континента сильно нагревается и над ним возникает барометрический минимум, относительный же максимум смещается на юго-восток, устанавливаясь над Тихим океаном, и ветры начинают дуть с океана на сушу. Зимний муссон несет сухой ветер и обусловливает ясную солнечную погоду. Летний муссон, наоборот, приносит влагу с океана и вызывает продолжительные дожди во всей прилегающей к побережью полосе Восточной Азии.
Подобные же муссонные ветры характерны для Индии и Южной Америки, особенно для района обширного бассейна р. Амазонки. Известны они и в других местах.
Теми же причинами обусловливается возникновение местных ветров переменного направления и временного действия. Из них упомянем дующий на Северном Кавказе в зимнее время ветер «бора», возникновение которого связано с установлением барометрического максимума в Сальских степях, откуда холодные массы воздуха устремляются на юг, переваливают через Кавказский хребет и спускаются к побережью Черного моря в районе Новороссийска, вызывая здесь нередко обледенение поверхности земли.
В отличие от таких «обвалов» масс холодного воздуха имеются и иные типы ветров, известные под общим названием «фё-
нов». Они представляют собой движение масс теплого воздуха,, переваливающих через горные хребты. Возникновению фёна способствует разница барометрического давления, устанавливающаяся по разные стороны горного хребта. Подобное явление наблюдается, например, весною на Кавказе, когда нагретые массы воздуха поднимаются из Закавказья через южный склон до Главного хребта, переваливают его и спускаются в Предкавказье, будучи, правда, уже значительно охлажденными.
ВЛАЖНОСТЬ ВОЗДУХА И ОСАДКИ
Присутствие в воздухе тропосферы водяного пара, образующегося в результате испарения воды с поверхности водоемов, определяет его влажность. Абсолютной влажностью называется количество водяных паров, содержащихся в 1 м? воздуха, измеряемое давлением пара в миллиметрах ртутного- столба. Пары воды легче воздуха и поэтому их присутствие ведет к понижению атмосферного давления. Один грамм водяных паров в кубометре воздуха понижает давление на один миллиметр. Этим, отчасти, объясняется то явление, что при приближении ненастной погоды (дождя) барометр падает.
Абсолютная влажность воздуха увеличивается с повышением его температуры, так как при нагревании воздух поглощает больше водяных паров. Так, среднегодовая абсолютная влажность воздуха в экваториальной полосе достигает 25 мм, а у полюсов она падает до 2 мм.
Однако абсолютная влажность еще не дает полного представления о действительной влажности климата. Например, в субтропиках, не исключая даже Сахары и других областей с засушливым климатом, абсолютная влажность достигает той же величины в 25 мм, что и в дождливой зоне девственных приэкваториальных лесов.
Гораздо нагляднее степень сухости климата выражает относительная влажность воздуха — выраженное в процентах отношение содержащейся в воздухе влаги к количеству ее, достаточному для полного его насыщения водяными нарами при данной температуре.
В районах, где относительная влажность низка, т. е. воздух недосыщен водяным паром, он будет сухим, несмотря даже на большую' абсолютную влажность. В Сахаре при абсолютной влажности, доходящей иногда до 25 мм, относительная влажность не превышает 21%, а иногда падает до 4%. Воздух здесь жадно поглощает водяные пары и действует иссушающе на поверхность земли. Наоборот, в тундрах низовий рр. Лены,. Оленека и Яны, среднегодовое значение абсолютной влажности всего 2,5 мм, т. е. в 10 раз ниже, чем в Сахаре. Но из-за низких температур в этих условиях воздух бывает близок к насыщению водяными парами, и относительная влажность здесь 172
.походит до 70—85%. Поэтому в тундрах воздух влажный и обширные пространства заняты болотами.
Когда относительная влажность равна 100%, т. е. воздух насыщен водяным паром, последний начнет сгущаться в капли, образуя туман или облака, а затем выпадает из них в виде атмосферных осадков — дождя или снега. На экваторе, где существуют восходящие токи воздуха, последний поднимается в слои тропосферы с более низкой температурой, относительная влажность возрастает благодаря охлаждению, образуются облака и выпадает много дождей. То же происходит при подъеме воздуха вверх по склонам горных хребтов, на которых (особенно на склонах, обращенных в сторону дующих с моря влажных ветров) поэтому всегда выпадает больше осадков, чем на прилежащих равнинах.
Конденсации влаги, т. е. переходу ее из парообразного в капельножидкое состояние, способствует наличие в воздухе центров конденсации в виде пылинок, кристалликов солей и т. п.
Количество выпадающих осадков измеряется толщиной равномерного слоя воды (в миллиметрах), который они образовали бы на поверхности земли при отсутствии испарения и просачивания. Для Москвы среднее годовое количество осадков составляет 586 мм, на Черноморском побережье Кавказа оно достигает 2000 мм, а в Прикаспийской низменности падает до 150— 200 мм.
ПОГОДА И КЛИМА Т
Описанные выше температура, давление, абсолютная и относительная влажность воздуха определяют собой состояние погоды. Погода — это физическое состояние нижних слоев атмосферы в данной местности в определенный момент времени. Погода в любой точке земной поверхности непрерывно подвергается изменениям, зависящим от большого числа сложно взаимодействующих и постоянно меняющихся факторов. К изменениям периодического характера относятся изменения температуры, влажности, давления воздуха, ветер и другие метеорологические элементы, связанные с периодичностью дня и ночи или сезонов года. Наибольшие суточные изменения температуры и относительной влажности происходят над сушей, наименьшие — над морем. На величину суточных изменений элементов погоды существенное влияние оказывают рельеф местности и растительный покров.
Изменения погоды непериодического характера наиболее отчетливо выражены в умеренных широтах, где циркуляция атмосферы протекает менее правильно. Поднимающийся над поверхностью земли воздух, попадая в более холодные слои,приближается к состоянию насыщения водяными парами, в результате чего образуется туман, низкая облачность и выпадают атмосферные осадки. При движении масс воздуха над поверх-
ностью нагретого материка происходит нагревание воздуха и уменьшение влажности, что приводит к установлению ясной и сухой погоды. При прохождении циклонов возникает значительная облачность с осадками, а при антициклонах, как правило,, преобладает ясная и сухая погода.
В отличие от погоды, характер которой определяется для данного момента времени, в понятие климата вкладывается представление о последовательных изменениях атмосферы, характерных для длительного промежутка времени.
К л и м а т определяют как многолетний режим погоды, характерный для данной местности. Он зависит от нагрева земной поверхности солнечными лучами, и следовательно, от географического положения местности, от атмосферной циркуляции и от вертикального тепло- и влагообмена между атмосферой и подстилающим слоем.
В связи с вышеизложенными особенностями распределения температуры, давления и влажности атмосферы на земной поверхности устанавливается ряд климатических зон.
Существует несколько схем классификации климатов. Л. С. Берг, кладя в основу классификации ландшафтные зоны» выделяет 13 типов: климаты областей вечного мороза, тундры, тайги, широколиственных лесов умеренного пояса, муссонов умеренных широт, степей, внетропических пустынь, средиземноморский, субтропических лесов, тропических пустынь, тропической лесостепи (саванн), влажных тропических лесов, возвышенностей.
В основу классификации климатов, предложенной Б. Алисовым, положен наряду с географическим также и генетический принцип. Внутри каждого из 7 климатических поясов (экваториального, тропического, умеренного, арктического, субэкваториального, субтропического и субарктического) выделяются 4 основных типа климата, зависящих от распределения суши и моря и атмосферной циркуляции, а именно: океанический, континентальный, климат западных побережий и климат восточных побережий.
Климатическая обстановка оказывает большое влияние на развитие геологических процессов, во многом предопределяя их интенсивность и направление. В областях континентального климата с большой амплитудой суточных колебаний температур преобладает механическое выветривание горных пород, происходящее под действием быстро чередующихся нагрева и охлаждения. В условиях влажного климата интенсивно протекает другой тип — химическое выветривание. Обилие осадков вызывает усиление разрушительной работы текучих вод, а также способствует деятельности подземных вод и образованию болот. Наоборот, при малом количестве атмосферных осадков или почти
полном их отсутствии, что наблюдается, например, в областях пустынь, преобладающим рельефообразующим фактором становится ветер. Таким образом, преобразование земной поверхности внешними (экзогенными) факторами непосредственно зависит от климата.
ГЛАВА 10
ГИДРОСФЕРА
В отличие от атмосферы гидросфера не образует сплошной оболочки вокруг Земли. В то время как в глубоких океанических и морских впадинах сосредоточены огромные водные массы, континенты лишены сплошного водного покрова. Однако фактически вода распространена на поверхности земли повсеместно. В разных количествах она всегда содержится в атмосфере в парообразном состоянии, проникая в нее, по крайней мере, до высоты 10—15 км. Вода проникает также глубоко в литосферу, находясь там в различных состояниях. В жидком, твердом и парообразном виде она содержится в трещинах и порах горных пород до глубины нескольких сотен метров, где горное давление еще недостаточно, чтобы зажать все пустоты и тем самым положить предел ее дальнейшему распространению. Еще глубже под землей вода или, как ее назвал Ф. П. Саваренский, «подземная гидросфера» существует в других состояниях, входя в состав минералов и горных пород в виде так называемой конституционной, кристаллизационной и гидратной воды *.
Наконец, особо следует отметить, что вода может возникать при остывании магмы, выделяясь из нее. Этот особый вид подземной воды, не участвовавшей еще в обычном круговороте воды в природе и как бы впервые рожденной на свет, называют ювенильной водой. Под гидросферой часто понимают сово- елч ' гтттп Amr гч алгг Аттггг/4ч ЛЧ «Ч * ГГГГЧААСААПГГГГТЧ ^Ч ГТ Т Т ТЧП ГЛ ТГ ГЧ А -Г Агт тт /ч т г /-Ч
AjllDWlD DUCA О1Г1ЛIpvpivi11 р V Л DV1 СП И Лпидо! DПрпрМ^ХС.А^Д.П<1Г\М
лишь та ее часть, которая сосредоточена в морях и океанах, образует действительно самостоятельный водный слой и рассматривается в настоящем разделе курса. Эта область гидросферы получила название о к е а н о с ф е р ы. Другие формы проявления гидросферы на Земле разбираются в специальных главах («Подземные воды», «Текучие воды» и др.).
ОКЕАНОСФЕРА
Общая поверхность Земли имеет площадь 510 млн. кл2 (с округлением). На долю водных пространств, называемых «Мировым океаном», или «морем», приходится 71 %, или 361 млн.
км2, на долю же суши —29%, или 149 млн. км2. Эти соотношения имеют большое геологическое значение, так как на поверхности суши преобладают процессы разрушения горных пород, а в море, где литосфера защищена мощной толщей воды от воздействия атмосферы и других экзогенных геологических агентов, преобладают процессы накопления осадков, постепенно превращающихся в новые горные породы. Таким образом,та часть поверхности литосферы, где происходит воссоздание горных пород, почти в 2,5 раза больше поверхности, подвергающейся разрушению.
Общее количество воды в море определяется в 1,4 млрд. км5. При равномерном распределении этой массы воды на поверхности земного шара она образовала бы слой толщиной около 3800 м. Однако эта усредненная цифра не дает еще верного представления о действительности.
Из дальнейшего изложения будет видно, что на характер осадков, накапливающихся на дне Мирового океана, сильно влияет распределение глубин, форма дна, размеры отдельных морских бассейнов, динамика движения морских вод и др. Это и вызывает необходимость ознакомиться с основными элементами рельефа ложа Мирового океана, составом и динамикой его вод.
В настоящее время форма поверхности дна океана известна уже довольно хорошо. Ежегодные океанографические исследования вносят обычно лишь уточнения в сложившееся представ- ление о его рельефе. Правда, это относится главным образом к характеристике дна Атлантического и Индийского, в меньшей мере Тихого океанов. О строении дна Северного Ледовитого океана имеющиеся данные пока недостаточны.
В последние годы ранее (до 1951 г.) существовавшие представления о сравнительно простом устройстве рельефа его дна существенно изменены в результате исследований Арктического института Главсевморпути. В частности, был открыт подводный хребет, получивший имя М. В. Ломоносова, который разделяет океан на западную и восточную части, и параллельный ему хребет Д. И. Менделеева.
Средства изучения глубин Мирового океана. Большие достижения в развитии океанографической науки обусловлены применением новой техники исследований, изобретенной и усовершенствованной в последние десятилетия. Для определения глубин океана долгое время применялся только лот Брука в виде груза, опускаемого на тросе. Измерение больших глубин в тысячи метров требует сложных приспособлений, много времени и к тому же не дает большой точности.
Для взятия со дна пробы грунта уже давно стали применять дночерпалки, различных систем тралы и драги. Они дают возможность получить образцы большого объема, но пригодны только для исследований дна на сравнительно небольших глубинах. Для изучения разреза толщи морских илов применяют полые ударные трубки разных систем, опускаемые на тросе и с силой загоняемые в ил. С их помощью получают колонку илов, напоминающую керн буровой скважины. Посредством такого подводного бурения удавалось поднимать колонки илов длиной до 4 м.
В последние годы средства познания глубин моря значительно пополнены более совершенной техникой. Среди них в первую очередь следует упомянуть эхолот. Принцип действия его основан на отражении звука. Звуковая волна, возбуждаемая каким-либо искусственным источником, распространяется в воде, достигает дна моря, отражается от него и улавливается специальной аппаратурой на судне. Зная скорость распространения звука в воде, нетрудно определить глубину поверхности дна, отразившей звук. В настоящее время для эхолотирования используются ультразвуковые колебания (от 50 тыс. в сек.), неощутимые ухом. '
Эхолот при измерении глубины дна океана делает до 300 отметок в минуту и производит механически их запись. Для наблюдения не требуется остановка судна. Перед глазами наблюдателя на экране эхолота проходит непрерывная запись глубин дна, на ленте эхолота механически вычерчивается профиль дна по ходу судна.
При наблюдениях с помощью эхолота на ленте одновременно с записью глубины получается и зарисовка состава грунта дна океана. Принцип зарисовки основан на изменении коэффициента отражения звуковой волны в зависимости от состава грунта. От илистого грунта возвращается в приемник 10% энергии волны, от песка — 13%, от песчаника — 33%, от скальных пород гранитного типа — 60%.
Кроме перечисленных средств океанографических наблюдений, производится плановое и перспективное фотографирование дна океана. При этом применяются искусственное электрическое освещение и автоматические фотокамеры, опускаемые на тросе на большие глубины. Однако такой метод не позволяет выбирать для съемки отдельные наиболее интересные объекты. Для их наблюдения и фотографирования необходим спуск под воду людей. С этой целью применяются разные способы. Водолазы в скафандрах могут опускаться до глубины 50—70 лк
177177В последние годы для работы под водой стали применяться так называемые акваланги (аппараты для дыхания с запа-
177
177
сом сжатого воздуха), при помощи которых пловцы, ничем не стесненные в своих движениях, легко спускаются на глубины до 100 м и проводят под водой длительное время, фотографируя интересные объекты и снимая на кинопленку жизнь моря. Проникновение в водную толщу на обычной подводной лодке возможно на большие глубины, но пределы ее погружения ограничены конструктивными особенностями, не позволяющими ей выдерживать большое давление.
В1934 г. был сконструирован стальной шар с кварцевым окном (батисфера), который позволил его изобретателю В. Биибу опуститься на глубину около 1000 м. В 1949 г. О. Бартон предложил другой тип подводной камеры, так называемой бенто- скоп, на котором достиг глубины 1360 м. Однако обе конструкции были привязаны к судну, что вызывало опасность обрыва троса, а следовательно, прекращения электропитания и телефонной связи, т. е. гибели экипажа.
Свободно плавающий глубинный аппарат был построен в 1953 г. Пиккаром и назван батискафом. В том же году на нем в Средиземном море итальянскими исследователями была достигнута глубина 3150 м. Этот рекорд был перекрыт в феврале 1954 г. французами в Атлантическом океане, у берегов Африки, где их субмарина достигла глубины 4050 м. В 1960 г. сын Пиккара в сконструированном им батискафе опустился в Марианскую впадину, достигнув максимальной известной глубины океана в 11 500 .и.
Большие успехи были достигнуты в последние годы и в технике получения колонок грунта. Советскими исследователями сконструированы специальные вакуумные трубки, всасывающиеся в грунт и позволяющие отбирать колонки до 30—35 м длиной. Все это привело к большому количеству новых данных о морском дне, особенно в связи с массовыми океанографическими исследованиями, проводящимися рядом стран по программе Международного геофизического года.
Рельеф дна Мирового океана. В настоящее время рельеф дна Мирового океана может быть схематично охарактеризован приводимыми ниже данными о площадях, занятых разными глубинами, в процентах к общей площади дна океана.
От 0 до 200 м 8%
От 200 до 2440 м11%
От 2440 до 6000 м78 %
От 6000 до 10 000 м3%
Средняя глубина океана принимается в 4500 м. На рис. 45 те же соотношения изображены графически в виде кривой, получившей название гипсографической, или б а т и г р а- фической, кривой. На ней четко вырисовываются два наиболее распространенных уровня морского дна с глубинами соответственно от 0 до 200 л и от 3 до 5 км, т. е. близкими к сред-
ним глубинам океана. Сравнение этой кривой с картой показывает, что первая из них соответствует зоне относительного мелководья, опоясывающей в виде подводной площадки побережья всех континентов, то сильно расширяясь, то суживаясь. Эта область получила название материковой отмели, или шельфа.
Шельф почти везде ограничен со стороны моря довольно крутым подводным уступом — материковым склоном, или уступом шельфа, с глубинами от 200 до 3000 .и. Последний спускается к области глубин, соответствующих нижнему уровню гипсографической кривой и занимающих большую часть океани-
Рис. 45. Гипсографическая кривая земной поверхности
ческих впадин. Эта часть донной области получила название ложе океана (глубина от 3000 до 6000 .и). Наконец, среди ложа океана имеются местами отдельные обычно узкие и вытянутые впадины с глубинами, превышающими 6 км (иногда 7—10 км). Они соответствуют узкому пику наиболее глубоко опущенной части гипсографической кривой и носят название океанических пучин, или океанических рытвин.
Эти четыре основных геоморфологических элемента приблизительно соответствуют зонам морского дна, отличающимся различной физико-географической обстановкой, а следовательно, особыми условиями накопления осадков и разными условиями обитания организмов. Этими зонами являются (рис. 46): неритовая, соответствующая материковой отмели, в которой выделяется еще литоральная подзона, затопляемая во время прилива и освобождающаяся от воды во время отлива; батиальная, лежащая в пределах материкового склона; абиссальная, охватывающая ложе океана и океанические пучины.
Ознакомимся несколько подробнее с физико-географической обстановкой выделенных геоморфологических элементов морского дна.
Материковая отмель, или шельф, является прибрежной полосой дна Мирового океана и естественным продолжением под водой низменной суши, затопленной морскими водами. Шельф окаймляет все материки и острова материкового происхождения, но бывает различной ширины в зависимости от формы и происхождения берегов. У крутых берегов он едва достигает нескольких километров; у отлогих берегов, примыкающих к обширным низменностям на суше, ширина шельфа увеличивается до сотен километров, а местами превышает даже 1000 км. Общая площадь шельфа составляет 27,5 млн. км2
Рис. 46. Зоны моря
Глубина дна в пределах шельфа обычно не превышает 200 м вплоть до внешнего края последнего, где расположен перелом в рельефе дна, или бровка шельфа, от которой начинается материковый склон. Однако в некоторых участках дна шельфа бровка опущена до глубины 500 и даже 1000 м (Охотское море).
Строение поверхности шельфа особенно хорошо видно на примере окраины Северного Ледовитого океана, примыкающей к берегам Евразии (рис. 47). Здесь материковая отмель достигает особенно широкого развития. В ее пределах могут быть выделены три участка, несколько отличающихся друг от друга.
Первый, восточный, простирается от мыса Баррау в Северной Америке (примерно 156° з. д.) до меридиана мыса Челюскин на п-ове Таймыр (110° в. д.). Здесь в состав шельфа входят моря: Чукотское, Восточно-Сибирское и море Лаптевых. Ширина шельфа в Чукотском море достигает 800 км (меридиан 170° з. д.), к западу он сужается до 600 км по меридиану 170° в. д. (Восточно-Сибирское море) и до нескольких километров у берега Таймырского полуострова, на западной окраине моря Лаптевых. На всем этом протяжении (около 2200—2500 км) бровка шельфа простирается почти широтно и имеет отметку, близкую к 200 м.
Поверхность дна шельфа, по данным современных батиметрических карт, представляет плоскую, полого покатую к северу равнину. В Чукотском море в 600 км от берега наблюдаются
Рис 47. Рельеф дна Северного Ледовитого океанаРис 47. Рельеф дна Северного Ледовитого океана
Рис 47. Рельеф дна Северного Ледовитого океана
Рис 47. Рельеф дна Северного Ледовитого океана
глубины всего в 64—91 м, в Восточно-Сибирском море в 500 к.и от берега глубины едва достигают 55—63 м.
Второй участок выделяется в пределах Карского моря. Здесь бровка шельфа тянется в северо-западном направлении, вдоль
берегов о-вов Северная Земля и далее к архипелагу Земля Франца Иосифа. В восточной половине Карского моря дно мелкое, изобилующее небольшими островами. Острова Северная Земля также являются выступающими над уровнем моря участками шельфа. К западу дно моря погружается, а вдоль восточного берега Новой Земли простирается узкий желоб, обрамленный изобатой 200 м. В пределах желоба расположены две впадины, из которых южная (Новоземельская), лежащая примерно на широте пролива Маточкин Шар, углублена на 545 м.
Третий участок, расположенный в пределах Баренцева моря, четко обрамлен с востока и севера полосою островов: Новая Земля, Земля Франца Иосифа, Шпицберген. Только с запада он открыт в сторону Норвежского моря и западная граница Баренцева моря проводится здесь по линии Шпицберген — мыс Нордкап на Скандинавском полуострове. Бровка шельфа третьего участка на севере простирается почти широтно, но у северо-западного угла архипелага Шпицберген резко поворачивает на юг и тянется далее меридионально вплоть до берегов Норвергии, проходя примерно в 150 км западнее о-ва Медвежьего. На большом протяжении она опущена на глубину до 500 м, а по границе между Баренцевым и Норвежским морями достигает даже еще большей глубины.
В отличие от восточнее расположенных участков материковой отмели Северного Ледовитого океана отмель Баренцева моря характеризуется неровной поверхностью рельефа дна. Только на юго-востоке и на обширной площади Шпицбергенской банки, окружающей о-ва Шпицберген и о-в Медвежий, оно лежит выше изобаты 100 м. В центральной и западной частях моря располагаются обширные впадины с глубинами до 400— 500 м.
Происхождение шельфа связывают с тектоническими опусканиями края материка. Другой возможной причиной затопления морем низменностей суши являются общие, так называемые эвстатические колебания уровня моря, то повышающегося, то понижающегося в связи с изменением абсолютного количества воды в Мировом океане. Такие колебания могут быть, например, результатом образования или массового таяния материковых льдов в связи с изменениями климата.
Подсчитано, что от растопления льдов, покрывающих территорию Антарктиды, Гренландии и многих горных областей суши, уровень Мирового океана поднимется на 50 м. Наоборот, в течение четвертичного периода, охватывающего последний миллион лет истории Земли, из-за сильного похолодания климата испарявшаяся с поверхности океанов вода консервировалась на континентах в виде мощных (1—2 км) покровов ма-
терикового льда, занимавшего огромные площади. Льдами тогда была покрыта большая часть Европейского и Северо-Американского материков, вплоть до Северной Украины и среднего течения р. Миссисипи.
На поверхности материковой отмели до сих пор сохранились ясные следы формирования ее рельефа и осадков в наземных, или субаэральных условиях. Еще Нансеном в 1904 г. на дне Баренцева моря было установлено существование древних затопленных долин р. Печоры, Сев. Двины и др. На дне Карского моря наблюдаются продолжения долин рр. Оби и Енисея, также затопленных морем в недавнем прошлом. На дне Баренцева моря описаны ныне затопленные береговые уступы, вырезанные морским прибоем вдоль края древней суши. В Карском море и на шельфе Атлантического океана у берегов США описаны отложения и рельеф, образованные в результате деятельности континентальных ледников, и т. д.
Еще более ярким примером может служить шельф современного Северного моря, отделяющего острова Великобритании от Дании и Скандинавии. Почти в центре его, на отмели Доггер- банк, были обнаружены затопленные торфяники и остатки поселений древнего человека.
Описание материковой отмели было дано выборочно, на примере части ее, примыкающей к Евразиатскому континенту. Материковая отмель соединяет юго-восток Азии, Индонезийские острова и Австралию. Относительно мала ширина материковой отмели вокруг всего Африканского континента и у тихоокеанских берегов Америки.
Материковый склон, или усту п шельфа, — это наклонная поверхность дна моря, соединяющая бровку шельфа, или внешний край последнего, с ложем Мирового океана. Поверхность склона расположена в пределах от 200 до 3000 м. Площадь материкового склона равна 38,7 млн. /си2, или 11% всей площади дна Мирового океана. Поверхность склона значительно наклонена, в отдельных случаях уклон ее достигает 20 и даже 45°. Доказано, что иногда образование склона связано с разрывными тектоническими нарушениями в земной коре и опусканием по поверхностям разрывов ложа Мирового океана.
На поверхности материкового склона сохраняются следы его существования в условиях суши — подводные долины, имеющие характер каньонообразных врезов, глубина которых превышает в некоторых случаях 1 к.и. На дне этих каньонов иногда встречаются древнеречные осадки. Существуют и другие признаки, указывающие на принадлежность материкового склона вместе с материковой отмелью к единому геоморфологическому цело-
му — древнему континентальному массиву. Некоторые участки материкового склона из-за большого угла наклона поверхности бывают лишены рыхлых осадков, сползающих под влиянием силы тяжести. В обрыве уступа в таком случае обнажаются скальные коренные породы.
ЛожеМирового океана. Судя по приведенной выше гипсографической, или батиграфической, кривой, ложе Мирового океана представляет собой вторую выровненную поверхность дна, более низкого гипсографического уровня и значительно более обширную по площади по сравнению с материковой отмелью. Верхним пределом ее считают обычно глубины 2000— 3000 м и больше. В некоторых случаях к этой области океана причисляют и океанические пучины, лежащие на глубине свыше 6000 м, но с геологической точки зрения последние правильнее будет рассмотреть отдельно.
По площади ложе занимает 78% всего дна Мирового океана, или 288,8 млн. км2, т. е. является основной его частью. Поперечник Тихого океана, измеряемый по широте, превышает местами 10 тыс. км, из них на долю ложа приходится более 9 тыс. км.
Поверхность дна ложа Мирового океана далеко не везде выровнена. Наряду с обширными, почти горизонтальными равнинами, средние уклоны в пределах которых не превышают первых десятков минут, на его поверхности существуют и весьма контрастные формы рельефа. В этом отношении рельеф ложа во мно- гом сходен с рельефом суши.
На дне океана известны высокие горные хребты, или целиком погребенные под уровнем воды, или выступающие на поверхность моря в виде отдельных островов или четкообразно вытянутых архипелагов. Наиболее известными и высокими горными хребтами являются: Центральный Атлантический, Центральный Индийский, горный хребет Ломоносова в Северном Ледовитом океане и др., протяженность которых измеряется тысячами километров. Эти подводные горные массивы сильно расчленены, увенчаны остроконечными вершинами. Существуют и плосковерхие горы, например в западной части Тихого океана, и целые подводные плато с крутыми склонами, примером которых может служить Азорское плато в середине Атлантического океана.
Обнаружены общирные отрицательные элементы дна; помимо рассматриваемых ниже океанических пучин, сюда относятся обширные котловины (Северо-Тихоокеанская и др.).
Океанические пучины занимают сравнительно небольшую площадь дна Мирового океана, составляя всего 3% от его общей поверхности. Их иначе называют желобами или рытвинами, так как они представляют собой узкие, удлиненные впадины на дне океана, протяженность которых измеряется иногда сотнями километров при относительно небольшой ширине. Желоба простираются обычно вдоль цепей и дуг гористых остро- 184
bob часто вулканического происхождения или вдоль гористых побережий континентов. Особенно ярко такое сочетание пучин и гористых берегов выражено на окраине Тихого океана, в северо-западной части Индийского океана и др.
Глубина дна желобов достигает десяти с лишним километров. Наиболее глубокими впадинами являются:
В Тихом океанеВ Тихом океанеМарианская 11500м.Филиппинская 10 530,Курильская 10 377,Японская 10 373,Марианская 11500м.Филиппинская 10 530,Курильская 10 377,Японская 10 373,В Индийском океане Яванская 7450 мВ Атлантическом океане Пуэрто-Рикская9219 мВ Индийском океане Яванская 7450 мВ Атлантическом океане Пуэрто-Рикская9219 м
В Тихом океане
В Тихом океане
Марианская 11500м.
Филиппинская 10 530,
Курильская 10 377,
Японская 10 373,
Марианская 11500м.
Филиппинская 10 530,
Курильская 10 377,
Японская 10 373,
В Индийском океане Яванская 7450 м
В Атлантическом океане Пуэрто-Рикская9219 м
В Индийском океане Яванская 7450 м
В Атлантическом океане Пуэрто-Рикская9219 м
Возникновение резкого контраста в рельефе дна между океаническими пучинами, или желобами, и прилежащими к ним горными хребтами островных дуг и побережий континентов связано с геологически недавними и продолжающимися и сейчас тектоническими движениями земной коры, осложненными разрывами слоев и вертикальным перемещением соседних участков с амплитудой в несколько километров.
Подобные контрастные формы рельефа особенно характерны для окраин Тихого океана и создают тип побережья, получивший наименование т и х о о ке а н с к о г о. Если пересечь, например, Южную Америку на широте экватора, то подобный тип берега мы встретим лишь на западе.
В восточной части профиля поверхность континента будет постепенно понижаться к уровню Атлантического океана и сольется с полого наклоненной широкой поверхностью материковой отмели. Этот второй тип побережий особенно характерен для Атлантического океана и получил поэтому название атлантического.
МОРЯ
Под морями понимают участки океанов, отчлененных от них полуостровами и островами или глубоко вдающиеся в сушу и соединенные с открытым океаном лишь узкими проливами. При таком понимании термина «море» нельзя называть морями такие крупные водоемы, как Каспийский и Аральский, так как они со всех сторон окружены сушей и не имеют связи с океаном. Поэтому многие считают, что они являются только крупными озерами, хотя на всех картах они и названы морями. Это название, однако, оправдано с точки зрения истории происхождения и преобразования этих бассейнов.
В сравнительно недавнем геологическом прошлом Аральский и Каспийский бассейны имели связь с Мировым океаном через проливы в районе современных ложбин Узбоя и Манычей. Эта связь с океаном неоднократно прерывалась и возобновлялась. Совершенно то же самое наблюдалось и в Черноморском бас-
сейне, отнесение которого к категории морей ни у кого не вызывает возражений. Всего несколько тысяч лет назад Черное море было лишено связи с Средиземным морем. Дарданельский пролив был закрыт, и оно временно превратилось в совершенно замкнутый бассейн, наподобие современного Каспия. На этом основании Арал и Каспий вместе с Черным морем мы будем причислять к морям, а не к озерам.
Придерживаясь классификации морей, предложенной Ю. М. Шокальским (1917), различают два основных типа морских бассейнов: моря окраинные, или ш е л ь ф о в ы е, ,и моря средиземноморского типа.
Моря первого типа расположены по окраинам океанов и имеют с ними широкое сообщение, будучи отделены полуостровами и островами, или просто являются крупными заливами, вдающимися в область суши. Располагаются эти моря обычно в пределах материковой отмели, почему и называются также шельфовыми. Глубина их обычно незначительна, измеряется чаще всего несколькими десятками метров (в пределах 200 м). Бассейнами этого типа являются рассмотренные выше моря шельфа Северного Ледовитого океана. Иногда имеются исключения. Так, например, глубина отдельных мест окраинного Баренцева моря превышает 400 и даже 500 м.
Второй тип морей — средиземноморский, может быть рассмотрен на примере морей Средиземного, Черного, Каспийского, Красного и др. В отличие от морей окраинных они располагаются внутри континентов, однако не все внутриматериковые бассейны могут быть причислены к средиземноморскому типу. Второй и более важной особенностью рассматриваемого типа морей является их значительная глубина, что видно из следующих данных:
Средиземное море, западная впадинаг. 3 150 м
Средиземное море, восточная впадина 4 594 ,
Красное море . . ■ 2 604 ,
Черное море 2 243 »
Каспийское море, южная впадина 980,
Указанные величины имеют порядок океанических глубин и объясняются происхождением впадин средиземноморских бассейнов. В относительно недавнем геологическом прошлом большинство перечисленных морей, кроме Красного, входило в состав единого обширного глубокого бассейна, известного в геологии под названием моря (океана) Тетис. Тектонические преобразования земной коры, выразившиеся в поднятии больших пространств суши и воздымании горных хребтов, прекратили существование моря Тетис, разобщив его на отдельные средиземноморские бассейны.
Химический состав морской воды. В воде океанов присутствуют почти все химические элементы, известные на Земле и
входящие в Менделеевскую таблицу химических элементов. Однако в количественном отношении в составе морской воды резко преобладают только четыре химических элемента: кислород, водород, хлор и натрий, на долю которых приходится'99,5% по весу.
Растворены в воде и сравнительно редкие в составе Земли элементы — некоторые металлы и среди них золото. Возникала даже мысль о добыче его из морской воды, однако попытки не увенчались пока успехом, так как концентрация золота в ней крайне незначительна.
Содержание растворенных в морской воде химических элементов и соединений, ее соленость определяются или в весовых процентах, или в промиллях.
Средняя соленость морской (океанической) воды равна 35%о. Это значит, что в 1 л (1 кг) воды содержится 35 г солей (табл. 7).
Таблица 7
Средняя химическая характеристика морской воды
Название солей
Содержание солей
в граммах на 1 л воды
в вес. %
Хлориды Хлористый натрий (NaCl)
27,2
77,8
Хлористый магний (MgCl2)
3,8
10,9
Сульфаты
Сернокислый магний (MgSO4)
1.7
4,7
Сернокислый кальций (CaSO4)
1,2
3,6
Сернокислый калий (K2SO4)
0,9
2,5
Углекислый кальций (СаСО»)
0,1
0,3
Бромистый магний (MgBr2)
0,1
0,2
Всего
35,0
100.0
Распределение солености. Степень солености воды в океанах мало отличается в разных их частях. Наибольшая соленость (37°/оо) наблюдается в полосах, лежащих в обоих полушариях под 20—30° широты. Это соответствует засушливой зоне Земли, расположенной в области действия планетарных пассатных ветров.
В экваториальной полосе океана соленость снижается до 34°/оо-. вследствие периодически выпадающих здесь обильных тропических ливней. В приполярных широтах соленость воды океана также снижается до 33 и даже до 31%о, что связано
с таянием льдов. В общем, однако, она отклоняется всего на 2—4°/оо от средней солености, принимаемой за 35%0.
В морях, в той или иной степени разобщенных с океаном, соленость*воды гораздо более изменчива и зависит от интенсивности испарения, определяемой климатом, стоком пресных вод с континента и прочими условиями.
Моря, расположенные в зоне пассатов, характеризуются повышенной соленостью. Например, Средиземное море в западной части имеет соленость 37°/оо. В восточных областях того же бассейна соленость повышается до 39°/оо- Другим примером ненормально высокой солености являются воды Красного моря, в которое не впадает ни одной реки с окружающей пустынной суши. На юге его соленость еще близка к солености прилежащих участков Индийского океана и равна 39°/оо, но на севере, в Суэцком и Акабском заливах, она достигает 41%0, а зимой повышается даже до 52%о.
Зависимость солености внутренних морей от климата и притока пресных вод особенно хорошо иллюстрируется на примере Черного моря. Несмотря на сообщение с Средиземным морем, этот бассейн имеет соленость всего лишь 18%о, или половинную по отношению к норме для океана. Зависит это, с одной стороны, от более холодного климата, а следовательно, и меньшей испаряемости воды, с другой стороны, от того, что Черноморский бассейн опресняется такими мощными речными артериями, как Дунай, Днестр, Днепр, Дон, Кубань. Подобные же причины влияют и на опреснение Балтийского моря. Соленость его воды на западе составляет 7%0, а в Ботническом и Финском заливах падает до 4—5%о. В восточном конце Финского залива, близ Ленинграда, в так называемой «Невской губе» или в «Маркизовой луже» она понижается даже до 1%о.
В некоторых замкнутых бассейнах соленость воды в разных их частях изменяется еще резче. Классическим примером подобного рода является Каспийское озеро-море. В настоящий момент Каспий является в целом не настоящим соленым, а лишь солоноватым бассейном. Однако в разных его частях соленость неодинакова. Близ устий крупных рек, впадающих в Каспий (Волги, Урала, Терека, Самура, Куры), море на больших пространствах опреснено (7,5%о). В северо-восточном углу Каспия под влиянием нагона сюда юго-западными ветрами воды, поступающей из р. Урала, море бывает настолько пресным, что местные жители употребляют морскую воду для хозяйственных надобностей, а иногда и для питья. На юге Каспия вода имеет соленость 15°/Оо- В заливе Кара-Богаз-Гол соленость достигает 186%о, т. е. такой величины, при которой начинается уже выпадение из воды некоторых растворимых солей (мирабилита Na2SO4 • ЮН2О). Этот залив располагается в условиях весьма засушливого климата, почти совсем лишен питания пресной водой и, будучи связан с Каспийским морем мелким и уз-
ким проливом, является громадным естественным испарителем морской воды. Особенно интенсивная садка соли происходит в зимнее время, когда растворяющая способность воды становится пониженной из-за падения ее температуры.
Содержание газов в морской воде. В морской воде всегда растворены различные газы. Большая часть из них проникает в воду из атмосферы, с которой морские воды находятся в тесном взаимодействии. Это подтверждается химическим родством состава газов, образующих атмосферный воздух и растворенных в морской воде, что видно из следующих данных (цифры округлены) :
Содержание в объемных %
атмосферагидросфера
АзотКислород АзотКислород 7965
Азот
Кислород
Азот
Кислород
2136
Хотя относительное содержание главных газов атмосферы — азота и кислорода — в обоих случаях и несколько различно, но порядок цифр остается тот же.
Общее количество растворенных в воде газов зависит от температуры и давления, увеличиваясь при понижении температуры и при увеличении давления. Поэтому, как правило, наблюдается уменьшение содержания газов от полюсов к экватору; если в высоких широтах в 1 л воды содержится до 8 см3 газа, то у экватора его содержание падает до 5 см3.
Особенно важно содержание в воде кислорода, определяющего возможность жизни большинства морских организмов. Полной нормой насыщения воды кислородом считают 6,41 см3]л— максимально возможное его содержание в морской воде при солености 35%о и температуре 10°. При таком насыщении вода не отдает и не поглощает кислород, это состояние называют 100% насыщенностью. Если исходное содержание кислорода сответствует этой норме, то при повышении температуры будет перейден предел насыщения и вода начнет отдавать кислород.
Поглощение кислорода из воздуха поверхностным слоем воды происходит при полной ее неподвижности очень медленно путем диффузии. Взбалтывание воды при волнении резко увеличивает поглощение кислорода. Проникновению кислорода на глубину способствует перемешивание воды вертикальными конвекционными токами и циркуляционными течениями, всегда существующими в море и описываемыми ниже.
Поступление кислорода в морскую воду из воздуха не является, однако, единственным путем пополнения его запасов. Увеличение или уменьшение его содержания связано также с процессами жизнедеятельности организмов. Поглощается кислород из воды при дыхании всеми организмами, как живот-
ными, так и растительными. Кроме того, кислород расходуется на разложение отмерших остатков организмов и при других процессах окисления, протекающих в водной среде.
Увеличение содержания свободного кислорода происходит в процессе фотосинтеза, осуществляемого растительными •огранизмами. Морские водоросли, поглощая энергию солнечных лучей при помощи хлорофилла, разлагают растворенную в воде углекислоту и из содержащегося в ней углерода и других неорганических соединений создают органические вещества, из которых построено их тело. При этом освобождается кислород, растворяющийся в морской воде. В сезоны максимального развития водорослей, в средних и высоких широтах приходящиеся на лето, вода пресыщается кислородом, содержание которого достигает 180% от максимальной нормы при температуре 10°. Зимой относительное содержание кислорода в поверхностном слое воды падает до 80—90%.
Кроме азота и кислорода, в морской воде содержатся и другие газы, из которых наиболее важны углекислый газ и сероводород.
Углекислота, как и кислород, попадает в морскую воду в основном из атмосферы, проникая в толщу воды путем диффузии и захвата при волнении. Иногда углекислый газ поступает в толщу морской воды, выделяясь при извержениях вулканов непосредственно на две моря. Наконец, он возникает в воде и в результате процессов дыхания населяющих ее организмов.
Количество свободной углекислоты в океане в 15—30 раз больше, чем в атмосфере. Вследствие этого океан является своего рода резервуаром, регулирующим распределение этого газа в воздушной и водной оболочках Земли. Более холодные полярные воды поглощают углекислоту легче, чем теплые приэкваториальные. Поэтому в полярных районах углекислота переходит из атмосферы в океан, в районах тропиков происходит выделение углекислоты в атмосферу.
В морской воде углекислота содержится не только в свободном виде, но и в химически связанном — в форме карбонатов и бикарбонатов ’. Между свободной, карбонатной и бикарбонат- ной углекислотой в морской воде имеется сложное подвижное равновесие, так как количество бикарбонатов зависит от количества свободной СО2, а при изменении условий часть,их может перейти в- карбонаты. Например, при нагревании воды может произойти реакция
2NaHCO3 = Na2CO3 + Н2О + СО2. бикарбонаткарбонат
натриянатрия
1 Бикарбонаты — средние и кислые соли угольной кислоты.
И, наоборот, при более низкой температуре карбонат натрия может вновь соединиться со свободной углекислотой, если ее достаточно в растворе, и образовать бикарбонат
Na2CO3 + СО2 + Н2О = 2NaHCO,.
Бикарбонат кальция Са(НСОз)2, как соль слабой и непрочной угольной кислоты, также легко разлагается с выделением углекислого газа и воды и образованием карбоната кальция, или углекислой извести (СаСОз), и вновь соединяется с углекислотой.
Эти обратные реакции имеют большое значение и как регуляторы содержания свободной углекислоты в растворе, и как причина обогащения донных осадков карбонатами Са и Mg. Последние гораздо хуже растворимы, чем бикарбонаты, и при реакции выделения свободной углекислоты легко выпадают в осадок.
Сероводорода в большинстве случаев в морской воде нет, но в глубоких слоях воды некоторых замкнутых морских бассейнов он присутствует в больших количествах. Наиболее ярким примером подобного бассейна является Черное море. Здесь лишь верхний слой воды мощностью 200 м содержит кислород в достаточном для поддержания жизни количестве. Ниже этой кислородной зоны вплоть до наибольших глубин (более 2000 л) располагается зона сероводородного заражения. Сероводород является сильным восстановителем, поэтому кислород здесь отсутствует, процессы окисления не происходят, а следовательно, и нет обычного дыхания. Здесь нет никаких организмов, кроме некоторых так называемых анаэробных бактерий, способных жить при отсутствии свободного кислорода. Поэтому большая часть толщи воды в Черном море является почти безжизненной.
Наличие в морской воде азота и кислорода хорошо объясняется проникновением воздуха в воду, или аэрацией воды. Наличие же сероводорода требует, очевидно, совершенно иного объяснения.
Впервые вопросом о причинах заражения сероводородом пучин Черного моря занимался Н. И. Андрусов. Он искал причину заражения в особой исторической обстановке этого моря. Как уже было сказано, Черноморский бассейн, ранее замкнутый и сильно опресненный, лишь в недавнем геологическом прошлом получил сообщение через Босфор и Дарданеллы с соленым Средиземным морем. До этого момента населявшие его организмы были приспособлены к существованию в почти пресной воде. В связи с начавшимся осолонением произошла массовая гибель
организмов, трупы которых опустились на дно моря и подверглись гниению. Этим, по мнению Андрусова, и объясняется сероводородное заражение бассейна.
Позднейшими исследованиями было установлено, что в Черном море ниже 200 м отсутствует вертикальная циркуляция воды, а следовательно, невозможно и проникновение на эти глубины кислорода. Это наблюдение подтверждает существование здесь благоприятных условий для сохранения когда-то создавшейся обстановки сероводородного заражения. Однако гипотеза Андрусова оказалась в дальнейшем все же недостаточной для объяснения причин его первоначального возникновения.
После работ ряда исследователей и, в частности А. Д. Архангельского, установлено, что источниками сероводорода в нижней зоне Черного моря могут быть: 1) процесс восстановления сульфатов до сульфидов с помощью анаэробных бактерий; 2) восхождение этого газа с больших глубин литосферы, где он возникает в пределах магматических очагов (ювенильный сероводород); 3) разложение остатков организмов, главным образом мелких животных и растений, плавающих в верхних слоях воды.
Таким образом, даже массовая гибель организмов и разложение их трупов на дне моря далеко не единственный возможный источник образования сероводорода в морской воде.
Подобные же условия сероводородного заражения возможны и в других морских водоемах. В настоящее время установлено, что всюду, где вертикальное перемешивание толщи воды ослаблено или отсутствует хотя бы в отдельные сезоны года, и запасы кислорода в придонной области не восстанавливаются, на глубине появляется сероводород.
Хотя и в гораздо более слабой степени, чем в Черном море, это явление в отдельные сезоны года наблюдается, например, в глубоководной впадине Южного Каспия, в некоторых глубоких и узких заливах Атлантического побережья Норвегии (фьордах) и даже в Оманском заливе Индийского океана, свободно сообщающемся с открытым морем.
Появление анаэробных условий в морской среде интересно с геологической точки зрения потому, что при этом органическое вещество, поступающее на дно моря и входящее в состав образующегося здесь осадка, разлагаясь в отсутствии свободного кислорода, преобразуется в так называмые битумы, по составу близкие к нефти. По мнению А. Д. Архангельского, таким путем могут образоваться залежи нефти, о чем еще пойдет речь в дальнейшем.
Прозрачность. Прозрачность воды, измеряемая глубиной проникновения солнечных лучей, зависит от нескольких причин. Среди них главнейшей является поглощение и рассеяние света молекулами воды и растворенных в ней веществ, а также взве- 192
шенными в воде минеральными частицами и пузырьками газа и микроорганизмами.
Особенно сильно влияет на прозрачность воды примесь глинистой мути. Естественно, что очень много такой мути у берегов континентов и островов, размываемых прибоем волн. У берегов Черного и Средиземного морей в тихую погоду ясно видно, что окраска воды не везде одинакова. Вдали от берега вода окрашена в фиолетово-синий цвет и она просвечивает на большую глубину, так как взвешенных в ней частиц сравнительно мало. Ближе к берегу вода приобретает зеленоватый, аквамариновый цвет («цвет морской воды»), в непосредственной близости от берега — бледно-аквамариновый. Здесь вода уже загрязнена взвешенными в ней механическими примесями в виде глинистых частиц и мелких известковистых обломков раковин морских животных.
В тропических морях вблизи коралловых островов на большом расстоянии от берегов иногда можно наблюдать окрашивание воды в молочно-белый цвет. Такую воду называют даже «коралловым молоком».
Во время же шторма у берегов, сложенных легко размываемыми глинами, в полосе прибоя вода становится грязно-коричневой. Дальше в глубь моря следует полоса зеленого цвета, и лишь на большом удалении от берега муть исчезает и море становится таким же синим и прозрачным, как в тихую погоду.
Особенно значительно загрязнение морской воды механическими примесями против устьев крупных рек. Это явление очень хорошо можно наблюдать с самолета. Так, например, прозрачные синеватые воды Каспийского моря против устьев крупных рек—Волги, Самура, Куры и других, становятся мутными на многие десятки километров от берега за счет буровато-серых ГЛИНИСТЫХ ЧаСТИЦ, ПрИНОСИМЫХ реЧНЫМИ ВОдамИ С КОНТИНбНТй.
В сравнительно небольших и мелководных внутренних морях, принимающих в себя много рек, выносящих большое количество мути, последняя не успевает осесть на дно даже в центральных частях бассейна, так как волны взмучивают всю толщу воды до самого дна. В этих случаях вода малопрозрачна даже посредине моря и часто имеет зеленоватый (Балтийское море), беловатый (Белое море) или даже желтый цвет (Желтое море у берегов Китая).
Изучение прозрачности морской воды представляет большой практический (для рыбного хозяйства) и теоретический интерес. Чем чище и прозрачнее вода, тем на большую глубину проникает в нее солнечный свет. От этого зависит, до какой глубины могут жить водоросли, строящие с помощью световых лучей органическое вещество из неорганического, и являющиеся источником пищи для всего животного населения моря. Особенно большое значение это имеет для населяющих дно орга-
низмов, скелеты которых входят в состав осадков, влияя на облик образующихся из них горных пород.
Наблюдения за прозрачностью воды производятся различными методами. Наиболее простым является визуальный метод, т. е. определение степени прозрачности на глаз. С этой целью пользуются диском Секки, представляющим собой выкрашенный в белый цвет круг диаметром 30 см. Его опускают на тросе в воду до той глубины, на которой он перестает быть видимым. Мерой прозрачности воды и является глубина, выражаемая в метрах.
Метод этот очень несовершенен. Во-первых, видимость диска зависит от качества белой краски и отделки его поверхности, определяющей степень отражения им солнечных лучей. Во-вторых, если опущенный в воду белый диск перестал быть видимым, то это еще не означает полного исчезновения солнечного света на данной глубине. Сюда свет еще проникает, хотя и очень слабый, сумеречный, неспособный дать отражения, достаточного для улавливания человеческим глазом. В-третьих, глаза у наблюдателей могут быть различной зоркости, а отсюда проистекает субъективность оценки глубины исчезновения диска из поля зрения.
Несколько улучшает результаты наблюдения применение вместо диска самосветящейся электрической лампочки. Однако и в этом случае отсчет зависит от остроты зрения наблюдателя. Простота и доступность этих методов определили их широкое применение, а полученные результаты дают все же возможность довольно верно оценить относительную прозрачность вод разных морей.
Приведем несколько вычисленных величин прозрачности, полученных этим способом:
Саргассово море . . . . 66,5 .« Средиземное море . . . . 60,0 , Тихий океан59,0,Индийский океан . . . . 50,0 ,Саргассово море . . . . 66,5 .« Средиземное море . . . . 60,0 , Тихий океан59,0,Индийский океан . . . . 50,0 ,Черное море28,0мБалтийское море . . . .13,0 ,Белое море8,0,Черное море28,0мБалтийское море . . . .13,0 ,Белое море8,0,
Саргассово море . . . . 66,5 .« Средиземное море . . . . 60,0 , Тихий океан59,0,
Индийский океан . . . . 50,0 ,
Саргассово море . . . . 66,5 .« Средиземное море . . . . 60,0 , Тихий океан59,0,
Индийский океан . . . . 50,0 ,
Черное море28,0м
Балтийское море . . . .13,0 ,
Белое море8,0,
Черное море28,0м
Балтийское море . . . .13,0 ,
Белое море8,0,
Чтобы получить данные о действительной глубине проникновения света в толщу морской воды, приходится применять фотографию. С этой целью в специальном приборе — кассете опускается фотографическая пластинка или лента, экспонируемая на разных глубинах. Почернение пластинки (пленки) при проявлении свидетельствует о том, что свет еще есть; если же пластинка остается совершенно светлой, значит свет на данную глубину не проникает.
В настоящее время для изучения прозрачности воды и глубины проникновения в нее света применяется также сложная аппаратура в виде различных систем гидрофотометров, в которых с помощью искусственного электрического света и фото-
элементов определяют степень рассеяния света на той или иной глубине.
С помощью этих более совершенных методов удалось установить, что свет проникает в толщу морской воды на сравнительно ограниченную глубину. В средних и высоких широтах, даже при большой прозрачности воды, более или менее хорошо освещено морское дно лишь до 200 .и, т. е. в пределах шельфа. В субтропиках и тропиках, где солнце стоит выше и его лучи падают на поверхность моря круто, эта глубина повышается местами до 500 и даже 800 м. Но глубже 1500 м самые чувствительные фотопластинки не реагируют на свет даже после многочасовой экспозиции, т. е. здесь господствует полный мрак.
Разные области спектра поглощаются водной средой с различной интенсивностью. Зеленые и синие лучи поглощаются и рассеиваются в воде меньше, чем желтые и оранжевые.
Поэтому с глубиной меняется не только степень освещенности, но и спектральный состав света. В очень прозрачных морях до глубины около 50 м освещение зеленое, на глубинах около 180 м оно сменяется ясно-синим, на глубине 300 м — слабым черновато-синим. В связи с этим меняются и преобладающие окраски растений и животных, нередко окрашенных в тона, дополнительные к тону освещения.
Температура. В верхних слоях океанической воды температура в среднем за год довольно правильно убывает от экватора к полюсам — от +25° до нуля и даже до 2—3° ниже нуля. В то же время она закономерно изменяется и с глубиной. Поверхностный слой воды (до глубины 200—300 м) имеет непостоянную температуру, меняющуюся по сезонам года, а в верхних 10— 20 Л1 также в течение суток. Амплитуда колебания температуры в этом слое находится в зависимости от температурного режима климатических поясов. Поверхностный нагрев распро страняется на глубину в результате перемешивания воды течениями и волнениями. Последние, как будет видно из дальнейшего изложения, проникают на глубину, не превышающую 200 м. Этот слой воды получил название возмущенного слоя.
В низких широтах ниже возмущенного слоя температура убывает по вертикали вначале закономерно и довольно быстро. С глубины около 1 км темп снижения температуры весьма сокращается. Ниже 1 —1,3 км располагается область относительно выравненных и очень низких температур, близких к температуре воды наибольшей плотности. Вода в океане соленая, поэтому эти температуры отрицательны и в разных местах изменяются очень мало — от минус 1,27 до минус 2°.
Т ропогидросферой называется верхняя километровая толща воды океана в низких широтах, где температура изменяется с глубиной; нижележащая толща с почти неизменной температурой называется стратогидросферой.
В высоких широтах температура воды уже в поверхностных слоях нередко падает до отрицательных значений и остается такой на всю глубину, поэтому «тропосферу» здесь выделить невозможно. Она, как бы постепенно утоняясь, выклинивается к полюсам. У полюсов возмущенный слой ложится непосредственно на стратогидросферу.
Современные представления о строении гидросферы в вертикальном разрезе можно изобразить в следующем виде:
Зона возмущений —до глубины 200—300 м. Температура меняется, достигая временами плюс 16—25°. Зона проявления ветровых движений воды (волнения и течения).
Тропогидросфера —до глубины 1300 м. Температура равномерно падает до отрицательных значений. Течения и вертикальная циркуляция гораздо слабее.
Стратогидросфера — глубже 1300 м. Температура постоянная, отрицательная и с глубиной почти не меняющаяся. Движения воды очень незначительны.
Изложенные закономерности распределения температур океанических вод дают только самую общую картину. Они сильно осложняются сложной системой течений, перемешивающих толщу воды в океане, что будет описано дальше.
От вышеизложенной схемы существенно отличается термический режим многих морей, особенно внутренних. Хорошим примером может служить сравнение температур глубин Средиземного моря и прилегающей к нему части Атлантического океана. Средиземное море отделено от океана узким Гибралтарским проливом, представляющим собой относительно мелководный порог, который предотвращает возможность обмена водами на большой глубине. Глубинные холодные воды Атлантического океана лишены возможности проникать в Средиземное море. В связи с этим Средиземное море, представляющее собой широтно вытянутый бассейн и расположенное в области засушливого и теплого климата зоны пассатов, прогревается до больших глубин — даже в его придонных слоях (на глубинах до 4 /си) температура достигает 13,5°.
Еще более прогреты глубины Красного моря, расположенного среди жарких пустынь Северной Африки и Аравии. В нем на глубинах до 2000 м температура не опускается ниже 21,5°, тогда как в соседнем Индийском океане на той же глубине она равна всего 2,5—3°.
Плотность воды. Под плотностью воды понимают ее вес при температуре взятия пробы, отнесенный к весу дистиллированной воды при температуре 4°.
Средняя плотность океанической воды несколько выше, чем у дистиллированной, и достигает в поверхностных зонах 1,02. С глубиной плотность воды возрастает в связи с понижением температуры и увеличением давления. Увеличение плотности морской воды с глубиной вызывает торможение вертикального
ее перемешивания или конвекции. Однако на глубине возникают не только вертикальные, но и горизонтальные перемещения масс воды, направленные параллельно поверхности дна от областей с повышенным давлением в области с пониженным давлением. Это так называемые ползучие течения. Они возникают потому, что давление в разных частях океана неодинаково даже на одних и тех же глубинах в связи с различиями температур и солености воды, обусловливающими и ее неодинаковую плотность.
ДИНАМИКА ГИДРОСФЕРЫ
Выше уже упоминалось о движениях морских вод, возникающих под влиянием разницы температур и давлений. Однако этого недостаточно, чтобы получить ясное представление о всей сложной динамике гидросферы, понимание которой очень важно для геолога. Важнейшей стороной геологической деятельности моря является именно воздействие движущейся морской воды на берега и дно, выражающееся в разрушении слагающих их горных пород, превращении последних в сыпучие массы обломков, начиная от крупных глыб до песка и мелких глинистых частиц включительно, в разносе и переотложении этого обломочного материала и накоплении за его счет толщ новых горных пород. Поэтому необходимо специально познакомиться с закономерностями движений весьма подвижной жидкой оболочки Земли.
Все движения, возникающие в толще океанических и морских вод, могут быть объединены в три основные группы: волнения; течения; приливы и отливы.
Волнение возникает в основном от воздействия ветра на поверхность воды. Среди волн различают: местные, или возбужденные, и свободные. В отличие от первых, возникающих в областях проявления штормов, свободные волны распространяются за пределы области их возбуждения. К ним относится так называемая зыбь, наблюдающаяся на поверхности моря в тихую безветренную погоду вдали от района, в котором бушует шторм.
Независимо от того, являются ли волны возбужденными или свободными, вдали от берега в открытом море они всегда относятся к категории колебательных волн. Особенностью этого типа волн является движение частиц воды только в вертикальном направлении, при отсутствии поступательного движения в горизонтальном направлении. Частицы воды в таких волнах испытывают вращательное движение по замкнутым траекториям, близким к окружностям. В результате профиль поверхности волны приобретает форму кривой, приближающейся к так называемой трохоиде — кривой линии, описываемой точкой окружности, катящейся без трения по горизонтальной прямой.
Волна является лишь внешним выражением колебаний частиц воды и, подобно звуковым волнам, движется вперед, хотя сама среда,.в которой она распространяется, поступательного движения не имеет. В этом легко убедиться по плавающим предметам, которые то поднимаются на гребень очередной волны, то опускаются в ложбину между волнами, но с места не сдвигаются.
У берегов или в области мелководья наблюдается другая картина. Здесь колебательная волна может превратиться в поступательную. При этом волнением захватывается вся толща воды до самого дна, происходит торможение движения ча
стиц в силу трения и деформации формы трохоиды. Нарушается правильная круговая форма траекторий движения частиц,
Рис. 48. Элементы колебательной волны превращающихся ПОСТе- аб— Длина волны; ав — высота волныПИННО В ЭЛЛИПСЫ, 3 33T6M
в еще более вытянутую форму. Частицы нижней части водной толщи обгоняют частицы, находящиеся в верхней части волны, волна опрокидывается и с силой ударяется о берег, разбиваясь о скалы или заливая низменное побережье на многие десятки метров, образуя так называемый з а п л е с к. В итоге она производит большую разрушительную работу, как бы подрезая постепенно береговой откос на уровне воды. Это явление носит название абразии.
Если вблизи берега располагается тянущаяся параллельно берегу мель, называемая баром, прибой волн гасится. Над баром волны опрокидываются, образуя пенистые буруны и до берега докатываются обессиленными. Таким образом, бары являются естественной защитой берега от разрушения волнами.
В гидротехнической практике для защиты берегов и портовых сооружений от разрушения их волнами прибегают к искусственному сооружению волногасителей по системе баров.
Помимо ветров, возбудителями волн могут быть подводные землетрясения и подводные извержения вулканов. Они прояв
ляются реже ветров, но волны, возникающие под влиянием этих причин, достигают иногда значительно больших величин, чем ветровые. Так, в 1755 г. в Лиссабоне под влиянием землетрясения возникла волна высотой до 20 м. Обрушившись на набережную города, она произвела катастрофическое разрушение зданий.
Подобные волны в Японии получили название цунами. У восточного побережья Азии цунами достигают высоты 30 м.
Эффект волнения. Волны чаще всего возникают под влиянием ветра, поэтому величину или эффект волнения удобнее всего сопоставить с силой ветра. Если силу ветра оценивать по двенадцатибалльной системе, то элементы волны (рис. 48) при среднем и максимальном (штормовом) ветрах будут выражаться в следующих величинах (табл. 8).
Таблица 8
Изменение элементов волны при разных скоростях ветра
Элементы волны
Скорость ветра
5 баллов
12 баллов
Высота, или амплитуда
Длина
Скорость движения частиц Период волны
4—4,5 м 60 м
8—10 м/сек 6,5 сек.
10—15 м 500-800 М 35 м/сек 23 сек.
Из таблицы, построенной на основании эмпирических данных, видно, что длина волны превосходит ее высоту в 10—15 раз, т. е. что волны пологи.
Установлено, что на глубине, равной длине волны, скорость частиц уменьшается до Vsi2. Таким образом, если примем длину волны в 60 ж, а скорость в 10 м/сек, то на глубине 60 м скорость движения частиц будет достигать всего 10/512, или 1,9 см/сек, т. е движение, сообщенное частицам воды ветром, здесь будет ничтожным.
Принимая во внимание, что штормовые ветры не так уж часты, легко прийти к заключению, что на глубине, превышающей 200 м, волнение ощущается редко. Волнения, вызываемые ветрами, достигают дна моря лишь в области шельфа. С геологической точки зрения это очень существенный вывод для оценки условий существования донных морских животных и условий накопления осадков в различных зонах.
В более низких зонах дна моря (батиальной и абиссальной) царит вечный покой.
Течения — это поступательные движения водных масс, горизонтально или вертикально направленные, возникающие под влиянием ветров и в результате различия плотностей воды.
В зависимости от причины возникновения различают следующие главнейшие типы течений:
Дрейфовые, или нагонные, возникающие под действием ветра, дующего постоянно или длительно в одном направлении.
Компенсационные, или стоковые, возникающие в результате выравнивания уровня воды в океане, нарушенного нагонами воды (например, в каком-нибудь заливе).
Конвекционные — вертикальные движения водных масс, возникающие вследствие выравнивания плотностей воды (изменение плотности воды может быть связано с неравномерным нагревом воды в различных областях).
Бароградиентные течения возникают в результате изменения атмосферного давления и направлены из области пониженного в область повышенного давления.
Смешанное течение, осуществляющееся под влиянием различных причин, возникающих в разных частях потока.
Если волнение гидросферы представляет собой мощный фактор разрушения суши и в меньшей мере является агентом переноса и сортировки разрушенного материала, то геологическое- значение течений заключается главным образом в этом виде работы моря. Мелкие обломки, взвешенные в воде, транспортируются течениями на многие .десятки и сотни километров, вызывая часто появление терригенного материала (материала, получающегося от разрушения суши) на дне открытого пространства моря. Еще большее значение течения имеют при транспортировке животных и растительных организмов, способствуя миграции их на очень большие пространства.
Наконец, течения играют большую роль в распределении температуры воды-и в доставке кислорода с поверхности на большие глубины моря, обеспечивая тем самым существование там организмов.
Какова скорость течений и объем масс воды, увлекаемых течением? Экваториальное течение от берегов Африки на запад направляется в Атлантический океан со скоростью до 4 км/час? за сутки массы воды перемещаются на расстояние до 50—100 км. Здесь возникает одно из наиболее мощных течений Атлантического океана — Гольфстрим. Это течение при выходе из Мексиканского залива имеет скорость до 9 км/час (220 км/сутки^. Ширина его в этом месте достигает 72 км, глубина — 700 м. Часовой расход составляет 91 млрд, пг, что превышает соответствующий расход р. Невы в 76 000 раз. Вдали от Мексиканского- залива ширина Гольфстрима значительно возрастает.
Указанные скорости течений определены в поверхностных слоях воды. Вследствие внутреннего трения скорости течения е глубиной постепенно падают.
Механика возникновения течения. Рассмотрим условия возникновения течения под воздействием ветра на примере Гольфстрима (рис. 49). Приэкваториальная область находится под воздействием пассата. От высоких широт к экватору, со стороны обоих полюсов, направляются массы воздуха. Направление пассатов расположено под углом 45° к экватору: в северном полушарии пассат дует с северо-востока на юго-запад, в южном — с юго-востока на северо-запад.
По закону Кориолиса морское течение возникает под углом 45° к направлению ветра, т. е. пассаты в обоих полушариях вызывают течение, направленное вдоль экватора с востока на запад. Северное экваториальное течение в Атлантическом океане, достигнув восточного берега Южной Америки, делится на две ветви, направляющиеся вдоль восточного берега Южной Америки к северу и югу. Ветвью северного экваториального течения начинается Гольфстрим.
Таким образом, в приэкваториальной части Гольфстрим представляет собой типичное дрейфовое течение. К северу от экватора Гольфстрим, омывая группу Антильских островов, входит в Мексиканский залив, где благодаря нагону воды уровень моря относительно повышается. Это порождает вторую часть течения Гольфстрима, осуществляющегося уже по типу компенсационного. Из Мексиканского залива течение устремляется через про-
Рис. 49. Схема течения Гольфстрима
лив между п-вом Флорида и о-вом Куба, на северо-восток к берегам Европы, где в свою очередь разветвляется на две части: северную, направляющуюся в Северный Ледовитый океан, и южную — к западному побережью Африки. Последняя ветвь в дальнейшем вливается в северное экваториальное течение.
Если проследить по карте за намеченными выше путями движения Гольфстрима, то окажется, что они окружают центральную часть северной половины Атлантического океана, в которой создаются условия относительного покоя водных масс. Здесь развито огромное количество водорослей, служащее местом паст-
бища многих морских животных. Это так называемое Саргассово море.
Рассмотренный случай механизма возникновения и преобразования морского течения довольно типичен и позволяет считать, что различные типы морских течений тесно связаны и могут переходить друг в друга.
Приливы и отливы. Земля испытывает притяжение других тел солнечной системы, проявляющееся в виде так называемой возмущающей силы. Наиболее сказывается возмущающая сила ближайшей к Земле планеты Луны и крупнейшего тела системы —Солнца. Действие остальных планет на Землю незначительно и практически может не приниматься в расчет.
В результате воздействия Луны и Солнца на Земле возникают явления прилива и от- лива. Сущность их заключается в том, что уровень океана в одном и том же месте строго
периодически (через 6 час.) то поднимается, то опускается. Следовательно, прилив и отлив в данной точке поверхности океана сменяются за сутки четыре раза.
В некоторых местах колебания уровня воды в океане достигают весьма больших размеров. Так, разница между уровнями полной и малой воды равна в бухте Фанди (Атлантическое побережье Канады) 15,4 м, что соответствует примерно высоте четырехэтажного дома; высота приливов достигает 18 м.
Разберем содержание этого Явления на примере системы Земля — Луна. Точки, расположенные на поверхности Земли, находятся под влиянием трех сил, различных по происхождению, напряженности и направленности.
Первая из них—сила тяжести — везде направлена к центру Земли и в данном случае считается постоянной.
Вторая сила — притяжение к центру Луны — неодинакова по напряженности в различных точках поверхности земного шара. В точках, обращенных к Луне (сторона а на рис. 50), она наибольшая, на противоположной стороне (сто-
рона б) — наименьшая. Это обусловлено различной удаленностью точек земной поверхности от центра Луны и вытекает из закона Ньютона: «Две частицы с массами «м» и «М» взаимно притягиваются с силой, пропорциональной произведению этих масс и обратно пропорциональной квадрату расстояния между ними».
Можно вычислить, насколько уменьшается сила лунного притяжения при переходе от точки земной поверхности, обращенной к Луне (а), к точке, лежащей на противоположной стороне Земли (б), т. е. удаленной от Луны дальше на два земных радиуса. Расстояние между центрами Луны и Земли составляет около 60 земных радиусов, а отношение между силой лунного притяжения в обоих случаях можно найти по формуле
592 ' 613481 " 3721 —
Таким образом, сила лунного притяжения в точке б в 1,07 раз меньше, чем в точке а.
Третья сила — центробежная возникает в результате вращения Земли. Явление возникновения центробежной силы, рассматриваемое в специальных курсах астрофизики, представляется сложным, и всесторонний анализ его в курсе геологии был бы неоправдан. В явлениях приливов и отливов решающими будут не центробежные силы, возникающие благодаря суточному вращению Земли вокруг своей оси, а силы, вызванные движением Земли вокруг общего с Луной центра тяжести. Этот центр расположен на расстоянии 0,7 величины радиуса Земли от ее центра.
Центробежные силы всюду параллельны и обращены в сторону, противоположную Луне. Наибольшее напряжение центробежных сил проявляется на противоположной Луне поверхности Земли. Здесь центробежные силы преобладают над силами притяжения к Луне и их равнодействующая направлена поэтому в сторону, противоположную Луне.
Результирующие силы, действие которых равнозначно действию суммы сил всех трех родов, изображены на рис. 50 в виде стрелок, длина которых пропорциональна величине каждой из них, а направление соответствует направлению так называемой приливообразующей силы.
Из рисунка видно, что на двух взаимно-противоположных сторонах Земли одновременно возникают явления приливов, но силы, их вызывающие, различны: в точке а преобладает действие силы лунного притяжения, в точке б— силы центробежной. Явления отливов в полюсных частях схемы вызваны преобладанием сил тяжести над силами второго и третьего рода. Приливная волна следует за движением Луны, несколько отставая от нее.
Тенденцию к описанной деформации испытывают одновременно как гидросфера, так и литосфера. Однако у твердой оболочки эффект деформации от явления прилива будет очень мал. Иначе происходит с жидкой оболочкой. В ней эффект приливного действия Луны, вычисляемый математически, равен подъему уровня воды на 563 мм. Аналогичный эффект приливного действия Солнца равен подъему уровня воды на 246 мм. Таким образом, приливы Луны больше приливов Солнца в 2,2 раза.
Явления приливов в земной гидросфере не всегда бывают одинаковой силы. Это зависит от взаимного расположения Земли,
Рис. 51. Положение Солнца и Лупы в сизигии (а, б) и в квадратуре (в)
Луны и Солнца. Максимум приливной волны бывает в сизигии ‘, т. е. при таком расположении, когда все три небесных тела находятся на одной прямой (рис. 51). В этом случае силы притяжения Солнца и Луны суммируются. Такое положение планеты занимают два раза в лунный месяц: в новолуние и полнолуние.
Минимум приливной волны бывает в квадратуре Луны, когда линия, соединяющая центры Луны и Земли, располагается перпендикулярно к линии Земля — Солнце. Приливообразующие силы в сизигии в 3 раза больше, чем в квадратуре.
Максимальные величины прилива и отлива выражаются теоретически вычисленными цифрами (в м): прилив — 0,37, отлив — 0,18. амплитуда — 0,55.
Эти величины соответствовали бы действительно наблюдаемым, если бы гидросфера Земли представляла собой сплошной и ровный слой воды. Однако вследствие неравномерного распределения суши и моря на земном шаре явления приливов и отливов оказываются очень сложными. Величины приливов часто в пределах одного и того же океана подвержены значительному колебанию.
Греческое слово, обозначающее — сопряжение, соединение.
Для примера приведем величины прилива в различных точках Атлантического океана. Величина прилива, близкая к теоретически вычисленной, наблюдается у о-ва Вознесения — 0,6 лц у о-ва Св. Елены — 0,8 м; в Северном море, у Лондона, близ устья р. Темзы — 5 м. Еще большей величины прилив достигает на западе Великобритании (у Бристольского канала его величина достигает 12 м), на Атлантическом побережье Франции—- 12,4 м\ у Кольского побережья — 5 .и; в Охотском море—- 11 м. Максимальной величины прилив достигает у Атлантического побережья Северной Америки— 16,2 м, что в 30 раз превышает теоретически вычисленную величину.
В морях средиземноморского типа величина прилива значительно меньше. В таких бассейнах, как Черное и Каспийское моря, прилив практически не ощущается.
Каково же геологическое значение приливов и отливов? Как геологический фактор, этот тип движения гидросферы во многом уступает волнению. Во время прилива вода медленно прибывает в течение шести часов, затем также медленно спадает, и суша непосредственно почти не испытывает разрушения. Если же с приливом совпадает волнение, то разрушение берега прибоем волн будет происходить на разных уровнях и общий его эффект заметно усилится.
Ощутимая геологическая работа приливно-отливной волны наблюдается лишь в ограниченном количестве пунктов побережий. В узкой горловине бухты, при спаде приливной волны могут происходить значительный размыв дна пролива и вынос в открытое море донных осадков. Действием этого вида движения воды объясняется отсутствие морских осадков на дне Ламанша и в других местах.
Явлению прилива приписывают огромную роль в эволюции животного мира. В зоне моря, называемой литоралью и характеризующейся периодическим смачиванием и осушением поверхности дна во время приливов и отливов, в прошлом, вероятно, произошло приспособление морских организмов сначала к попеременному дыханию жабрами и легкими (двоякодышащие формы), а затем и приспособление к наземному способу существования. Таким образом, литораль является как бы трамплином, помогшим животным в отдаленном прошлом выйти на сушу из колыбели жизни — моря.
ГЛАВА 11
БИОСФЕРА
Особое положение среди оболочек земного шара занимает биосфера, под которой понимаются все области нашей планеты, заселенные живыми организмами. Биосфера не является, собственно говоря, обособленной оболочкой Земли, а охватывает
целиком гидросферу и пограничные зоны атмосферы и литосферы.
Еще в конце прошлого века Э. Зюсс рассматривал биосферу как «единую живую сферу» на поверхности Земли, имеющую большое значение в образовании горных пород и полезных ископаемых. Но только в 20-х годах настоящего столетия идеи о ведущей роли организмов в геологической жизни поверхностных зон земной коры получили всестороннюю и строго научную разработку в трудах выдающегося советского ученого В. И. Вернадского, а затем и его учеников: Я. В. Самойлова, Б. Б. Полынова, А. П. Виноградова и др.
В. И. Вернадский по праву считается основателем нбвой науки — биогеохимии, изучающей геохимические процессы, происходящие в биосфере при участии организмов. Изучая биосферу и ее роль в истории перемещения, концентрации и рассеяния химических элементов в земной коре, Вернадский пришел к выводу, что на «земной поверхности нет химической силы более постоянно действующей, а поэтому и более могущественной по своим конечным результатам, чем живые организмы, взятые в целом». Вернадский ввел в науку представление о «живом веществе», или «биомассе», как о совокупности живых организмов, распределенных в биосфере. В геологических процессах природы живое вещество играет огромную роль. «Живое вещество, — писал Вернадский, — есть самая мощная геологическая сила биосферы, растущая с ходом времени».
Живое вещество неравномерно распределено в различных оболочках земного шара. Атмосфера сравнительно слабо заселена живыми организмами. Наиболее плотно рассеяно живое вещество только в самых нижних, не превышающих нескольких десятков метров слоях тропосферы, куда проникают, помимо микроорганизмов, также и разнообразные группы животных, обладающих способностью к полету. Выше в атмосфере жизнь Очень бедна и представлена временно попадающими туда одиночными живыми организмами. На большую высоту поднимаются иногда некоторые птицы. Наблюдениями натуралистов установлены случаи парения горных хищников над высочайшими вершинами Гималаев (7540 ж). Еще выше могут попадать в атмосферу мельчайшие споры и бактерии, которые заносятся с Земли восходящими воздушными течениями, достигающими верхних пределов тропосферы.
Известно, что микроорганизмы могут существовать в очень широких пределах давлений и температур. Споры бактерий выносят уменьшение давления до тысячных долей миллибара *, не теряя жизнеспособности. Многие споры сохраняют жизнеспособ-
1 Миллибар — единица измерения атмосферного давления, равная одной тысячной доле бара. Последний соответствует давлению 750 мм ртутного столба. См. главу «Атмосфера».
ность при температурах минус 190°. Таким образом, теоретический предел проникновения жизни в атмосферу совпадает с верхней границей тропосферы.
За пределами тропосферы, выше 10—15 км от поверхности Земли, жизнь, по-видимому, невозможна не только вследствие крайнего разрежения материи и низкой температуры, но главным образом вследствие губительного влияния на живые организмы космических лучей. В эту часть воздушной оболочки Земли проникает только человек, сумевший построить летательные аппараты, поднимающиеся за пределы тропосферы.
Совершенно иная картина распределения жизни наблюдается в гидросфере. Гидросфера от поверхности до самых больших глубин моря вся проникнута жизнью. В океанах принято выделять две области — б е н т а л ь, или придонные области водоема, заселенные бентосом, т. е. организмами, обитающими на грунте или в грунте водоема, и п е л а г и а л ь, т. е. всю толщу воды, заселенную планктоном, т. е. организмами, парящими в воде во взвешенном состоянии и пассивно переносимыми течениями, и нектоном — активно передвигающимися в толще воды животными.
Бенталь по условиям обитания организмов подразделяется на несколько так называемых биономических зон, отличающихся главным образом глубиной. В прибрежных частях океана выделяют приливо-отливную зону, или литораль. От уровня океана при отливе до нижней границы распространения водорослей идет зона, называемая сублиторалью. Глубже, до нижней границы материковой отмели, выделяется псевдоабис- с а л ь. Сублитораль и псевдоабиссаль иногда объединяют вместе под названием неритовой или неритической зоны. Область материкового склона выделяют под названием бати- ал и, а все остальное дно океана, лежащее ниже материкового склона, представляет собой абиссаль.
В пелагиали различают две зоны: эупелагиаль — до глубины проникновения света и фотосинтезирующих водорослей, т. е. до 200 м, и батипелагиаль — от 200 л и до дна. И в Мировом океане, и в морях, как открытых, так и замкнутых, бентальная и пелагическая области заселены многочисленными и разнообразными организмами. В зависимости от глубины в различных областях океана существенно изменяются физико-химические условия, а вследствие этого изменяется количественный и качественный состав органического населения различных зон.
Максимально благоприятные условия для развития разнообразных форм жизни существуют в наиболее мелководных зонах. Здесь сквозь всю толщу воды до глубины 150—200 м проникает солнечный свет, необходимый для жизни растений. Благодаря перемешиванию ее толщи волнами и течениями обеспечивается постоянный газообмен с атмосферой, а богатая раститель-
пая жизнь еще^более способствует насыщению воды кислородом, необходимым для всех организмов.
В этих условиях на дне сублиторали и псевдоабиссали развивается пышная растительная и животная жизнь — растут леса разнообразных водорослей и морской травы, образуются заросли кустистых и массивных колоний кораллов, мшанок, гидроидов я губок, качаются на длинных стеблях своеобразные животные — морские лилии, ползают по дну многочисленные морские звезды я морские ежи, моллюски и ракообразные.
В грунте морского дна содержится огромное количество бактерий. В одном грамме сырого ила, взятого со дна океана с глу- ■бины 150—200 м, самая малая концентрация бактерий достигает 250 млн. В одной из проб ила со дна пролива Вилькицкого в море Лаптевых было обнаружено 10 млрд, бактерий в одном грамме.
Вся толща воды над областями небольших глубин (неритовая •область) богато заселена нектонной и планктонной фауной: разнообразными видами рыб, морских млекопитающих и пресмыкающихся, рачками, моллюсками, медузами, фораминиферами, микроскопическими водорослями и бактериями. Особенно велика плотность живого вещества в самых поверхностных слоях воды океана, до глубины 50—100 м. Главным здесь является ■фитопланктон —одноклеточные растительные микроорганизмы, насыщающие воду и способствующие своей жизнедеятельностью выделению свободного кислорода в гидросферу.
Для неритовой области, таким образом, характерна максимальная плотность биомассы и максимальное разнообразие форм •органической жизни. В неритовой области моря резче всего сказываются различия температуры воды в разных климатических зонах и в сферах действия теплых и холодных течений. Поэтому для нее характерна хорошо выраженная климатическая зональность флоры и фауны, сильно отличающейся по составу под разными широтами.
Несколько менее благоприятны условия обитания организмов в литорали. Эта прибрежная полоса обсыхает во время отлива и неприспособленные к дыханию атмосферным воздухом обитатели моря попадают периодически в трудную для них обстановку. Здесь действует прибой волн, особенно сильный во время штормов. Входящие в море реки опресняют некоторые участки литорали и загрязняют воду приносимыми ими песком, илом и т. п. Но и к этим условиям многие морские организмы успешно сумели приспособиться.
В глубоких областях океана физико-химические условия становятся все более однообразными. Температура океанических вод ■с глубиной постепенно понижается и на глубинах ниже 1—1,3 к.и устанавливается на постоянном уровне под всеми широтами. Глубже 200 м обычно не проникают солнечные лучи, не сказывается волновое движение.
В батиальной области и абиссали господствуют полный покой и мрак. Растительная жизнь в этих частях океана отсутствует, так как растения не могут существовать без солнечного света. В связи с этим исчезают также все растительноядные животные и развиваются своеобразные организмы, приспособленные к жизни в темноте и при колоссальном давлении, которое оказывает на них толща воды мощностью в несколько сотен и тысяч метров. Это либо хищники, либо илоядные животные, питающиеся органическим веществом, попадающим в ил из верхних слоев воды при отмирании населяющей их флоры и фауны. Хотя жизнь здесь значительно скуднее и однообразнее, чем в прибрежных и поверхностных частях океана, тем не менее на больших глубинах на дне океана и в толще воды существуют, помимо бактерий, различные морские организмы.
Изучение глубоководной фауны океанов показывает, что даже на дне самых глубоких океанических впадин (свыше 10 км^ имеется донная жизнь. Так, траления, произведенные в 1953 г. экспедицией Академии наук СССР на судне «Витязь» в Курило- Камчатской впадине, позволили обнаружить на глубине 9700— 9950 м донную фауну, состоящую из многощетинковых червей и голотурий.
На меньших глубинах (5000—7200 м) были обнаружены актинии, многощетинковые черви, двустворчатые и брюхоногие моллюски, ракообразные, голотурии, морские звезды, губки. Изменение видового разнообразия и относительного значения каждой группы организмов с глубиной в пределах Курило-Камчатской впадины иллюстрируется табл. 9 (цифры показывают число видов).
С глубиной плотность биомассы на дне океана постепенно падает. По данным исследования той же экспедиции Академии наук СССР плотность биомассы на глубине 4—5 клг в Курило- Камчатской впадине достигает 2—5 кг/м2, тогда как на глубине 8—10 км она падает до 0,08—0,25 кг/м2.
В пелагической области океана до самых большйх глубин можно констатировать существование разнообразных морских животных — бактерий, моллюсков, глубоководных рыб, ракообразных и т. д. Плотность биомассы и в данном случае резко падает с глубиной. Так, например, количество бактерий в глубоких слоях океанической толщи снижается до 10—100 клеток на 1 лы воды, но свободной от бактерий воды нет даже на максимальных глубинах.
В водной среде произошло, по-видимому, зарождение жизни. Гидросфера является колыбелью органического мира и повсеместно представляет собой среду жизни, т. е. не отделима от биосферы.
Вода принимает большое участие в построении тканей всех организмов. В морских организмах содержание воды в тканях достигает 90 и даже 95% (медузы и др.), в клетках, мышцах и
других частях тела человека вода содержится в количестве 85% в младенческом возрасте и лишь к старости снижается до 65%. Если другие области обитания жизни являются средой, «терпящей» существование организмов, то гидросфера лучше всего
Таблица Ф
Изменение с глубиной видового состава организмовв Курило-Камчатской впадине
Группа организмовГруппа организмовГубки Актинии Восьмилучевые ко-раллы . . . .Прочие кишечно полостные . . .Многощетинковые черви Гефиреи Двустворчатые мол люски . . . . .Брюхоногие мол люски Прочие моллюскиДесятиногие ракооб разные ..Прочие ракообраз ныеГолотурии . . . .Морские звезды . Прочие животныеГубки Актинии Восьмилучевые ко-раллы . . . .Прочие кишечно полостные . . .Многощетинковые черви Гефиреи Двустворчатые мол люски . . . . .Брюхоногие мол люски Прочие моллюскиДесятиногие ракооб разные ..Прочие ракообраз ныеГолотурии . . . .Морские звезды . Прочие животные1о82О§ 1 рS§СОт718120143—1———22362121——22И2221———1—617121233—1—54101063107413—1252—62111Ои*ооО*1256106461—1—22111——————631—816831—2861—14493364' 42316634241———4141571—21—21о82О§ 1 рS§СОт718120143—1———22362121——22И2221———1—617121233—1—54101063107413—1252—62111Ои*ооО*1256106461—1—22111——————631—816831—2861—14493364' 42316634241———4141571—21—2Глубина в мГлубина в м3388221111ВсегоВсего32 108 5432 108 54585849492323414138382020881616б-б-
Группа организмов
Группа организмов
Губки
Актинии
Восьмилучевые ко-раллы . . . .
Прочие кишечно полостные . . .
Многощетинковые черви
Гефиреи
Двустворчатые мол люски . . . . .
Брюхоногие мол люски
Прочие моллюски
Десятиногие ракооб разные ..
Прочие ракообраз ные
Голотурии . . . .
Морские звезды . Прочие животные
Губки
Актинии
Восьмилучевые ко-раллы . . . .
Прочие кишечно полостные . . .
Многощетинковые черви
Гефиреи
Двустворчатые мол люски . . . . .
Брюхоногие мол люски
Прочие моллюски
Десятиногие ракооб разные ..
Прочие ракообраз ные
Голотурии . . . .
Морские звезды . Прочие животные
1
о
8
2
О
§ 1 р
S
§
СО
т
7
1
8
1
20
1
4
3
—
1
—
—
—
2
2
3
6
2
1
2
1
—
—
2
2
И
2
2
2
1
—
—
—
1
—
6
17
1
2
1
2
3
3
—
1
—
5
4
10
10
6
3
10
7
4
1
3
—
1
2
5
2
—
6
2
1
1
1
О
и
*
о
о
О
*
1
2
5
6
10
6
4
6
1
—
1
—
2
2
1
1
1
—
—
—
—
—
—
6
3
1
—
8
16
8
3
1
—
2
8
6
1
—
1
4
4
9
3
3
6
4
' 4
2
3
1
6
6
3
4
2
4
1
—
—
—
4
14
1
5
7
1
—
2
1
—
2
1
о
8
2
О
§ 1 р
S
§
СО
т
7
1
8
1
20
1
4
3
—
1
—
—
—
2
2
3
6
2
1
2
1
—
—
2
2
И
2
2
2
1
—
—
—
1
—
6
17
1
2
1
2
3
3
—
1
—
5
4
10
10
6
3
10
7
4
1
3
—
1
2
5
2
—
6
2
1
1
1
О
и
*
о
о
О
*
1
2
5
6
10
6
4
6
1
—
1
—
2
2
1
1
1
—
—
—
—
—
—
6
3
1
—
8
16
8
3
1
—
2
8
6
1
—
1
4
4
9
3
3
6
4
' 4
2
3
1
6
6
3
4
2
4
1
—
—
—
4
14
1
5
7
1
—
2
1
—
2
Глубина в м
Глубина в м
3
3
8
8
2
2
1
1
1
1
Всего
Всего
32 108 54
32 108 54
58
58
49
49
23
23
41
41
38
38
20
20
8
8
16
16
б-
б-
кормит организмы, вынянчивает их и наделяет свойствами, определяющими возможность существования их и в других условиях и иных сферах. Это действительно колыбель жизни.
Каменная оболочка Земли, или литосфера, в определенных пределах также является средой жизни. Наиболее широко распространены живые организмы на поверхности Земли. Травы и древесная растительность покрывают почти всю поверхность суши. Области, лишенные растительного покрова или бедные ими, как, например, пустыни, снежные горы, составляют в общей сложности менее 10% поверхности суши.
Богато насыщена жизнью и почва, в которую проникают корни растений, некоторые роющие животные, черви и где развиваются и производят особенно большую геохимическую работу многочисленные микроорганизмы, бактерии и грибки. Этот насыщенный жизнью поверхностный почвенный слой литосферы имеет мощность в несколько сантиметров и редко достигает метров.
Основная масса живого вещества в области суши распределяется в этой маломощной поверхностной оболочке — почве. Глубже жизнь разрежается, и на больших глубинах в земной коре способны существовать лишь анаэробные организмы, не нуждающиеся в свободном кислороде для своего развития. Известны случаи нахождения живых бактерий в нефтяных водах, выкаченных с глубин сотен метров, а также в углях, добытых с глубин в несколько десятков метров.
Теоретически глубина проникновения простейших организмов внутрь земной коры обусловливается температурными пределами, которые исследовались экспериментальным путем. Доказано, что споры некоторых грибов способны существовать и развиваться при температуре до +140°, а споры микробов остаются жизнеспособными даже при температурах до +180°.
Так же хорошо выдерживают многие микроорганизмы и боль шие давления. Дрожжи, например, не теряют жизнеспособности при 8000 атм. Исходя иЗ этих данных, можно предположить, что проникновение жизни внутрь Земли возможно до глубин 2,5— 3,5 км: ниже этого предела вряд ли возможно существование даже самых стойких живых организмов из-за высоких температур, господствующих в недрах Земли.
Таким образом, границы биосферы на Земле обусловливаются возможными пределами существования жизни. Верхней границей является тропосфера, за пределами которой жизнь невозможна из-за интенсивности коротковолновых излучений в мировом пространстве. Нижняя граница существования жизни в области суши проходит на глубине 2,5—3,5 км от поверхности земли, в области гидросферы она спускается до самых больших глубин океанов — до 10 км.
Взятая в этих пределах оболочка жизни— биосфера — представляет собой тончайшую пленку (0,2—0,4% земного радиуса) на поверхности земного шара. По подсчетам В. И. Вернадского, вес живого вещества, рассеянного в биосфере, достигает 1012 т. По отношению к общему весу земной коры (до глубины 16 км\ вся масса живого вещества составляет 0,01%. Однако роль живого вещества в различных геохимических процессах, происходящих на Земле, чрезвычайно велика.
И. Вернадскому принадлежит заслуга выявления значения и роли живых организмов в создании земной атмосферы и газового состава океанических и пресных вод, в миграции и концентрации химических элементов в земной коре.
Живое вещество активно влияет на химический состав атмосферы. Весь кислород, входящий в состав воздуха, является продуктом жизнедеятельности растительных организмов. Фотосинтез растений, т. е. разложение растениями углекислого газа атмосферы и усвоение ими углерода для построения органических соединений, является единственной на Земле реакцией, которая происходит с выделением кислорода. Без растительной жизни на Земле не было бы и свободного кислорода в составе атмосферы.
Помимо кислорода, биогенное происхождение имеет и большая часть углекислого газа, содержащегося в воздухе. Углекислота выделяется в атмосферу в результате процессов дыхания животных и растительных организмов, а также при разложении организмов после их смерти. Только незначительная часть находящейся в воздухе углекислоты получается неорганическим путем, выделяясь при вулканических извержениях и при сгорании метеоритов в земной атмосфере. В результате деятельности живых организмов — особых денитрифицирующих бактерий, которые разлагают содержащиеся в почвах азотнокислые и азотистокислые соли, освобождается огромное количество азота.
Таким образом, основной состав современной атмосферы сформировался в результате жизнедеятельности организмов, протекавшей на поверхности суши и моря в течение всей гелогиче- ской истории Земли Вернадский справедливо отмечал, что «земная газовая оболочка — наш воздух, есть создание жизни».
Не менее велико влияние живого вещества на химический и газовый состав гидросферы. Кислород в гидросфере возникает за счет растворения атмосферного кислорода, который производится живым веществом, а также выделяется непосредственно в воды океана морскими растениями. Жизнедеятельностью организмов и процессами, связанными с их разложением после смерти, регулируется также и количество углекислоты, попадающей в гидросферу. Водород поступает в гидросферу также в результате разложения организмов. В целом весь режим газов океанов обусловлен живым веществом, так же как и состав газов атмосферы.
Чрезвычайно велика роль организмов в создании осадков, процесс накопления которых на дне океанов приводит к росту осадочной покрышки, или мантии, нашей планеты. Ведущая роль в этих процессах принадлежит в океанах планктону и бентосу. В планктоне сосредоточена основная масса растительной жизни океанов (фитопланктон) и разнообразные животные (зоопланктон), главным образом мельчайшие одноклеточные: радиолярии, фораминиферы и др.
Микроскопические одноклеточные водоросли диатомеи, поглощая из морской воды кремнезем, накапливают его в своих оболочках. Из скорлупок диатомей образуются на дне океанов кремнистые отложения, преобразующиеся в дальнейшем в такие горные породы, как диатомиты, трепел, опока и др. Другие однокле- 212
точные растения — кокколитофориды, мириады разнообразных форм которых плавают у поверхности океанов, накапливают в своих клетках углекислый кальций. Из мельчайших клеток кокколитофорид состоит мел и некоторые известняки. Известковые илы, превращающиеся впоследствии в известняки, образуются за счет накопления в осадках раковинок фораминифер — мелких одноклеточных животных, имеющих известковую раковину. Радиолярии — простейшие животные, обладающие кремневой раковиной, — образуют илы, из которых получаются кремнистые породы — радиоляриты.
Среди организмов бентоса также известно большое количество разнообразных форм, извлекающих из морской воды и накапливающих в своем скелете различные элементы, в первую очередь кальций и кремний. Основная масса углекислого кальция, из которого состоят многие известняки, обязана своим происхождением многоклеточным донным водорослям (литотамние- вым, нуллипоровым и др.), кораллам, мшанкам, моллюскам и др. Кремнистые осадки нередко создаются за счет накопления иголочек, составляющих скелет кремневых губок.
Образованные скоплением этих организмов осадки, измененные последующими химическими процессами, превращаются в осадочные породы и составляют значительную часть земной коры. По мнению Вернадского, вся так называемая гранитная оболочка Земли, составляющая верхнюю часть земной коры, представляет собой переработанные осадочные породы, т. е. «былые биосферы».
Помимо роли организмов в выделении из морской воды кальция и кремния, не меньшее значение имеет живое вещество в процессах накопления и некоторых других элементов. Существованию и жизнедеятельности организмов, концентрирующих в своих клетках и тканях Fe, Мп, Al, Mg, Ba, Sr, Р, S, J, Zn, Си, V, обя- ззны своим происхождением многие месторождения 0СЗД0ЧНЫХ руд. Железо и марганец, например, выделяются из морской воды главным образом под влиянием особых железных и марганцевых бактерий, окисляющих и концентрирующих эти элементы. Таким биохимическим путем возникли многие крупные скопления железных и марганцевых руд, например железные руды Керченского полуострова, железные руды Эльзас-Лотарингии, марганцевые месторождения Чиатуры в Закавказье и др. Железо концентри руют также и некоторые другие организмы — некоторые форами- ниферы, морские водоросли, асцидии, голотурии и т. д. Под влиянием особых серобактерий образуется самородная сера, выделяющаяся в теле этих организмов в результате осуществляемого ими окисления природного сероводорода.
Несомненна тесная связь с живым веществом всех отложений фосфора. Большая часть месторождений фосфоритов — важнейшего сырья для производства минеральных удобрений — возникла биохимическим путем и непосредственно связана с фосфо-
ром скелетов или продуктов жизнедеятельности организмов. Доказанная А. В. Казаковым возможность выпадения фосфора химическим путем из раствора косвенно также связана с живым веществом, так как осуществляется лишь в условиях определенного газового режима, создаваемого в океанах живыми организмами.
Таким образом, процессы концентрации элементов в теле организмов играют огромную роль в химии гидросферы. Не менее велико и практическое значение этих процессов, как одного из основных факторов накопления полезных ископаемых.
Огромное значение имеет живое вещество в геохимии суши. Основная масса живого вещества сосредоточена на суше в виде растительности, одевающей ее поверхность почти сплошным покровом. Растительность суши представляет собой исходное вещество для образования разнообразных горючих полезных ископаемых (каустобиолитов). Торф, бурые и каменные угли, антрацит, сапропель, горючие сланцы образуются в результате накопления растительного вещества в озерах, болотах, в заболоченных пространствах морских побережий. За счет органического вещества образовались и залежи нефти.
В процессе образования каустобиолитов растительные организмы играют роль аккумуляторов солнечной энергии, переводя ее в потенциальное состояние, в котором она сохраняется в пластах горючих ископаемых. Созданием последних не ограничивается роль живого вещества на суше. Живое вещество, главным образом в виде растений и микроорганизмов, является активнейшей силой, создающей и видоизменяющей химический состав почвенного покрова суши.
Любой живой организм растительного или животного происхождения состоит из различных химических элементов. На первом месте среди них стоит кислород (70%), далее следуют углерод (18%), водород (8%), фосфор (0,7%), кальций (0,5%), азот (0,5%), калий (0,2%), сера (0,2%) и многие другие химические элементы.
В настоящее время благодаря работам советских биогеохимиков, особенно А. П. Виноградова, значительно расширились представления об элементарном химическом составе организмов; в их составе обнаружены все известные химические элементы, в том числе редкие и рассеянные, и их изотопы. Количество этих элементов в организме зависит от содержания их ионов в почвах, в водах, в воздухе, одним словом, в среде, окружающей организм. Так, например, в степях, где почва богата кальцием, отмечается повышенное содержание этого элемента и в составе растений. Растения солончаков богаты натрием, хлором и серой. В болотных растениях наблюдается повышенное содержание железа, так как почвы болотистых мест богаты соединениями этого элемента. Флора, произрастающая над рудными залежами свинца,
цинка, меди и многих других металлов, обычно имеет в своем составе более высокое процентное содержание этих элементов.
С другой стороны, низкое содержание некоторых элементов в среде нередко обусловливает и низкое содержание их в организмах. Так, например, у многих растений влажных тропиков, развивающихся на почвах, бедных кальцием, отмечается пониженное содержание этого элемента. Понижается содержание йода в организмах, населяющих глубокие горные долины, где почва и вода бедны йодом. Нередко те или иные изменения в хи мическом составе среды могут служить причиной заболеваний и гибели организмов. Известно, что у скота, пасущегося на «кислых» пастбищах, где в почве и соответственно в растениях ощущается недостаток кальция, развивается ломкость костей, понижается удойность. Недостаток йода вызывает заболевания щитовидной железы у позвоночных животных (базедова болезнь, зоб у человека и домашнего скота).
Изучение биохимических процессов, происходящих в природных условиях, имеет, таким образом, важное значение в сельском хозяйстве, медицине и др.
Существуют случаи избирательной концентрации определенного химического элемента специфическими видами организмов. В настоящее время известны растительные организмы, концентрирующие в своих тканях магний, алюминий, силиций, фосфор, серу, хлор, кальций, калий, марганец, железо и др.
В результате разложения организмов при отмирании в верхних горизонтах почвы накапливаются многие элементы, т. е. осуществляется обратное влияние органического вещества на химический состав почв. Почвы обогащаются теми элементами, которыми богаты организмы. Из углерода, азота, кислорода и водорода организмов образуется в почвах гумус, или перегнои. Он активно участвует в разложении горных пород с выделением в свободном виде SiO2, AI2O3, РегОз или их соединений, из которых состоят вновь образующиеся на поверхности земли так называемые глинистые минералы--главная составляющая часть глин. Таким образом, глинистые минералы возникают в тесной связи с развитием и отмиранием живого вещества и оказываются не менее биогенными, чем типичные органогенные известняки, гумусовое вещество или угли.
Верхние горизонты почв непрерывно подвергаются размыванию и образуют материал, который откладывается в пониженных местах рельефа или в водоемах, давая начало образованию новых пород. Б. Б. Полынов (1934) писал, что «именно в почвах наиболее сосредоточена геологическая работа живого вещества; именно в почвах готовится тот материал континентальных и морских отлож ший, из которого в дальнейшем образуются новые породы».
Тесная взаимосвязь и зависимость химического состава организмов и почв от состава горных пород широко используется в настоящее время для практических целей поисков различных руд и разведки рудных месторождений. Биогеохимические методы поисков и оконтуривания рудных залежей основаны на изучении химического состава почв и растительного покрова. Повышенная концентрация определенного элемента в почве или золе растений используется в качестве признака, указывающего на близость рудных залежей. Нанося на карту данные химических анализов почвы и золы растений и проводя изолинии содержания различных элементов (изоборы, изофторы, изомарганцы и др.), можно оконтуривать границы проявления рудоносности. По имеющимся данным, применение биогеохимических методов поисков рудных ископаемых дает удовлетворительные результаты при 20—30-метровой мощности покрывающих руды отложений.
С появлением человека роль живого вещества в геохимических процессах на Земле не только значительно увеличилась, но и качественно изменилась. Деятельность человека вызвала к жизни целый ряд новых реакций, способствующих перераспределению вещества в земной коре. Человек добывает железо, цинк, олово, свинец, алюминий, никель и многие редкие элементы, обедняя земную кору. О масштабах человеческой деятельности можно судить по цифрам добычи некоторых металлов.
В течение 400 лет, с XVI до конца XIX в. человеком добыто из руд 15 111 т чистого золота и 276 090 т серебра, что превышает все количество благородных металлов, выделившихся в свободном состоянии в природных процессах за все время существования Земли. Количество меди, добываемой человеком из различных химических соединений этого металла, составило за 300 лет 12 568 тыс. т. Особенно велики цифры добычи для железа. Только за первые семь лет XX в. (Г9ш—1907) путем переработки колоссальных количеств железной руды человеком добыто 340 505 тыс. т железа.
Добыча различных металлов резко возрастает со временем. В XX в. переработка руд и извлечение из них различных металлов во много раз превышает добычу предыдущих веков.
Попутно с производимыми человеком процессами добычи металлов из руды происходит выделение в атмосферу некоторых газов — СОг, N и др. Количество углекислого газа, побочно выделяющегося в процессе технической деятельности человека, составляет до 0,05% всей углекислоты атмосферы. Таким образом, деятельность человека является немаловажным фактором, преобразующим природные процессы и изменяющим геохимию Земли.
Особенно резко возрастает роль человека в геохимической жизни Земли в результате величайших достижений науки в XX в. Открытие атомной энергии и осуществление ядерных превращений, достигнутые человеком за последние годы, открывают новую 216
эру в истории Земли. Благодаря успехам современной физик» становится возможным осуществление ядерных реакций, приводящих в результате распада или синтеза атомных ядер к превращению элементов. Этим достигаются глубочайшие изменения в химии земной коры, распространяющиеся на все ее оболочки. С открытием способов освобождения атомной энергии роль человека в геологических процессах на Земле достигает невиданных масштабов.
В настоящее время человек силой своего разума уже победил земное притяжение, что создает реальные предпосылки для освоения в недалеком будущем космоса. Таким образом, человек расширяет границы биосферы, интенсифицирует геохимические процессы, происходящие на Земле, создает качественно новые геохимические реакции. Хотя в общем объеме биомассы на Земле на долю человека приходятся ничтожные доли процента живого вещества, влияние деятельности человека на геологические процессы становится в настоящее время соизмеримым с геологической работой всего живого вещества на нашей планете.
Раздел V
ЭКЗОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ
Как уже неоднократно подчеркивалось в первой части курса, •поверхность Земли и ее недра непрерывно изменяются под воздействием самых разнообразных сил и факторов. Эти процессы изменения протекают в подавляющем своем большинстве крайне медленно с точки зрения человека, незаметно не только непосредственно для его глаза, но часто и незаметно для многих сме- «яющих друг друга поколений людей. Однако именно эти медленные процессы в течение миллионов и миллиардов лет истории Земли приводят к наиболее разительным и крупным переменам в ее лике и внутреннем строении. Они и составляют главное содержание истории Земли.
Среди геологических процессов есть и такие, которые проявляются очень бурно и приводят к катастрофическим последствиям. Сюда относятся мощные извержения вулканов, разрушительные землетрясения, внезапные горные обвалы и т. п. Но эти процессы проявляются сравнительно редко, охватывают относительно небольшие площади и играют в истории Земли значительно меньшую роль.
Чтобы верно понять динамику Земли и правильно истолковать закономерности ее развития, требуется очень тонкое наблюдение именно над медленно протекающими геологическими процессами. Их изучение и составляет основное содержание динамической геологии.
Для удобства изучения геологические процессы разделяют на две большие группы: процессы внешней геодинамики, или внешние экзогенные процессы, и процессы внутренней геодинамики, или внутренние эндогенные процессы.
Экзогенные процессы возникают в результате взаимодействия каменной оболочки с внешними сферами: атмосферой, гидросферой и биосферой. Эндогенные процессы проявляются при воздействии внутренних сил Земли на ту же каменную оболочку.
Разделение процессов на внешние и внутренние носит несколько условный характер, так как между ними нет категорического разграничения, а наоборот, наблюдается тесное взаимодействие. Тем не менее подобное деление методически вполне оправдано.
Экзогенные процессы в свою очередь подразделяются на три большие группы: процессы выветривания, процессы денудации и процессы аккумуляции, или осадконакопления.
Выветривание представляет собой процесс изменения (разрушения) горных пород и минералов вследствие приспособления их к условиям земной поверхности. Оно состоит в изменении физических свойств минералов и горных пород, главным образом сводящегося к их механическому разрушению, разрыхлению и изменению химических свойств под воздействием воды, кислорода и углекислого газа атмосферы и жизнедеятельности организмов.'
Денудация и аккумуляция (или осадконакопление) тесно взаимосвязаны. Под денудацией понимается совокупность процессов сноса продуктов разрушения горных пород, создаваемых в основном выветриванием. Она проявляется главным образом в пределах суши и сводится к перемещению раздробленного или химически растворенного материала с возвышенностей в депрессии рельефа — долины, котловины, озерные и морские бассейны. Главными ее агентами являются сила тяжести, текучие воды, ветер и движущиеся льды ледников. Денудация (от латинского слова «денудо»— обнажаю) приводит к разрушению целых горных систем, шаг за шагом сравнивая их с землей и превращая в равнины.
Аккумуляция — это сумма всех процессов накопления осадков, возникающих в понижениях рельефа Земли за счет принесенных денудацией продуктов выветривания. Она является первой стадией образования новых осадочных горных пород.
Выветривание лишь подготавливает материал для денудации, но само по себе еще не приводит к серьезным изменениям лика Земли.
ГТ Л»Т,ГТТ П ТГг»П ,17 А Г7П Пп z-t^\Z^ <1 Т| А 17^ А ПЛп Г* ТЛИПТТ ПИТ Г * Ж гК О ТГ'Т'ГХ ГХ ,"Х X Ж ГТ Г* ЛГХ А /д, с пуд. ацплдпалси-л nanuwivc агчгюшмм tpuix i vp‘jivi u)/vuv
разования Земли, мобилизующим, приводящим в движение огромные массы вещества. Поэтому изучение денудации является одним из главных предметов динамической геологии. Аккумуляция — это дальнейшее звено в цепи экзогенных процессов, сводящееся к тому, что продукты выветривания как бы вновь обретают покой, теряют свою подвижность, входя в состав осадочных пород.
Однако аккумуляция не является конечным звеном в цепи преобразования материи, но лишь этапом в круговороте ее в условиях Земли, что будет показано ниже.
Об интенсивности денудации, выражающей суммарно работу экзогенных сил, судят по количеству разрушенного материала, сносимого реками с суши, и по интенсивности срезания ею поверхности континентов. Эти величины могут быть проиллюстрированы следующими данными: в Средней Азии реки за год перемещают только во взвешенном состоянии от 5 до 3000 т с 1 км2.
Для Кавказа величина сноса достигает за год 75—2248 т с 1 км2. Срезание поверхности Русской равнины вследствие денудации составляет 0,03 мм за год.
Для горных областей величина денудации возрастает в несколько раз: так, в Средней Азии величина денудации достигает 0,26 мм, на Кавказе — 0,45 мм, в Северных Альпах — 0,57 .ил? в год и т. д. Денудация суши длится иногда многие миллионы лет, поэтому общая величина срезания континентов с течением времени становится весьма ощутимой. В истории Земли известны многочисленные примеры срезания под корень высоких горных массивов и превращения горного рельефа в равнинный.
В процессах денудации наблюдается последовательная смена трех стадий — разрушения, переноса и отложения разрушенного материала, завершающихся воссозданием новых пород осадочного происхождения. Лишь в процессе выветривания отсутствует среднее звено — перенос, и вследствие разрушения исходных пород сразу возникают новые, на них не похожие, но как бы замещающие их на том же месте.
ГЛАВА 12
ВЫВЕТРИВАНИЕ
Общее определение понятия «выветривание» было уже дано выше. Процессы выветривания происходят главным образом на суше, но частично и на дне водных бассейнов.
Факторами выветривания являются нагревание пород и минералов солнечными лучами (инсоляция), кислород, углекислый газ и водяные пары атмосферы, жидкая вода, выпадающая на поверхность земли и проникающая в ее верхние слои, и, наконец, органическое вещество и живые организмы.
В понятие выветривания не входят процессы разрушения горных пород под действием ветра, а несколько созвучно «ветру» это слово лишь потому, что является неверным переводом соответствующего немецкого термина. Не входит в него и разрушительная работа подземных и текучих вод, льда, вод озер и морей, представляющая собой разновидность денудации и рассматриваемая ниже в соответствующих главах.
Выветривание горных пород — сложный процесс, в котором выделяют несколько форм его проявления. Первая из них — механическое дробление горных пород и минералов без существенного изменения их химических свойств — носит название механического, или физического, выветривания. Вторая форма — химическое изменение вещества, приводящее к превращению исходных минералов в новые, не похожие на них, — называется хими че с ким выветриванием. Минералы и горные породы физически и главным образом химически изменяются также под воздействием жизнедеятельности организмов 220
и органического вещества, образующегося при их разложении. Этот процесс рассматривают как третью форму выветривания — органическое, или биохимическое, выветривание. Проявление всех типов выветривания происходит одновременно, но напряженность и преобладание того или другого типа всецело зависят от климатических условий данной местности.
Механическое, или физическое, выветривание. В результате этого выветривания породы распадаются на обломки и превращаются в глыбы, дресву и песок. При этом состав конечных про-
Рис. 52. Столбчатая отдельность базальтов
дуктов разрушения целиком зависит от структуры, текстуры и минерального состава горной породы, подвергающейся разрушению.
Важнейшим факторов механического выветривания является инсоляция, т. е. нагрев поверхности горных пород солнечными лучами. Возникающее вследствие попеременного нагрева и остывания периодическое изменение объема породы (увеличение его при нагревании и уменьшение при остывании) вызывает растрескивание породы, нарушение связи между слагающими ее минералами, а также нарушение связей внутри самих минералов. Образование и рост трещин, раскалывающих породу на куски, идет тем интенсивнее, чем больше суточная амплитуда колебания температуры, достигающая особенно большой величины (иногда более 40°) в субтропических пустынях и высокогорных областях.
Образование трещин в горных породах в значительной мере зависит от их свойств — слоистости, сланцеватости или наличия спайности у слагающих их минералов. Механическому разрушению также способствует так называемая первичная отдельность магматических пород, т. е. система взаимно пересекающихся трещин, возникшая в породе задолго до начала ее выветривания вследствие уменьшения объема при остывании магматического тела или при воздействии на породы тектонических сил. Первичная отдельность может быть выражена лишь невидимыми
Рис. 53. Шаровая отдельность в песчаниках триаса. Крым (фото В. И. Славина)
невооруженным глазом трещинками, но при выветривании породы эти трещинки легко расширяются и способствуют ее разрушению, обусловливая характерные формы образующихся обломков в виде столбов (рис. 52), шаров (рис. 53) и др.
Породы с массивной текстурой, прогреваясь и остывая за день лишь на определенную небольшую глубину, начинают растрескиваться и отслаиваться по кривым поверхностям, параллельным неровной поверхности выхода породы. От породы отделяются куски в виде чешуй, отчего такой процесс получил название десквамации, или чешуения.
Процесс десквамации происходит на глазах человека. На рис. 54 изображен гранитный столб во дворе древнего египетского храма Карнак (ХШ в. до н. э.). У монолитного камня на верхней поверхности, нагреваемой солнцем, образовалась отслаивающаяся каменная корка.
Характерной формой выветривания гранитов, обладающих первичными трещинами отдельности, является распадение их на
отдельные глыбы параллелепипедальной формы. При дальнейшем выветривании углы глыб округляются, и они приобретают матрацевидную форму (рис. 55).
Рис. 54. Корка шелушения на гранитном столбе во дворе храма Карнак в Египте (фото В. И. Славина)
Породы со слоистой и сланцеватой текстурой под влиянием инсоляции распадаются по плоскостям на плитки, расслаиваются, разлистовываются.
Рис. 55. Матрацевидная отдельность гранитов. Остров на р. Ниле в Верхнем Египте (фото В. И. Славина)
Слоистая толща осадочных пород, например песчаников, имеющих различную степень цементации, выветривается неоднородно. Одни слои легко распадаются на мелкий щебень, дресву
и песок, другие долго сохраняют свою монолитность. Так же неравномерно протекает и выветривание многих других пород, на- лример лав или толщ пирокластических образований — вулканических туфов и др., так как в разных участках они бывают неоднородны по составу, текстуре и структуре.
Легкоразрушающиеся участки выходов таких пород быстро осыпаются, разрыхленные продукты выветривания выносятся ветром и текучей водой и в результате поверхность выхода при-
Рис. 56. Выветривание слоистых неоднородных толщ. Болгария. Долина р. Искр (фото В. И. Славина)
обретает очень неровную форму. Плотные трудно выветривающиеся участки сохраняются в виде выступов, на месте легковы- ветривающихся образуются впадины. В результате возникает очень характерная скульптура поверхности выхода пород, получившая название форм выветривания. Такими формами выветривания являются различные выступы, карнизы, столбы, останцы грибовидной формы, арки, островерхие скалы или скалы причудливых контуров в виде сфинксов и т. д.
Интенсивность и характер механического выветривания зависят не только от температурного режима и других элементов климата, но также и от конкретного минерального сложения породы (рис. 56, 57), от ее теплоемкости и теплопроводности. Быстрее разрушаются темноокрашенные породы и минералы, а также крупнокристаллические полиминеральные породы с большими различиями коэффициентов расширения составляющих их минералов.
Рис. 57. Характер выветривания конгломератов (а) и сланцев (б). Копет-Даг (фото В. И. Славина)
Рис. 58. Обвальное нагромождение. Горы Демерджи в Крыму (фото В. И. Славина)
Механическое разрушение горных пород особенно интенсивно в областях, где суточная температура, отрицательная или положительная, колеблется около 0°. Такими областями являются высокогорья и страны с суровым субполярным климатом. В этой обстановке особое значение получает периодически замерзающая вода, проникающая в трещины. Как известно, при замерзании и превращении в лед вода расширяется на -^- своего объема. Поэтому образовавшийся лед давит на стенки трещин с силой до 890 кг на 1 см2, разрывая даже очень твердые породы. Эта форма разрушения горных пород получила название морозного выветривания.
Таким образом, физическое выветривание преобладает в условиях сухого континентального климата (пустыни) с резкими суточными изменениями температуры, проявляясь здесь в форме инсоляционного выветривания, и особенно широко развито в высокогорных и субполярных областях, где действует морозное выветривание.
В результате физического выветривания образуются особые формы ландшафта. Если выветривание происходит в горной области, где имеются плоские, горизонтальные поверхности, то продукты выветривания накапливаются на них в виде глыб и более мелкого дресвяного материала. В результате создаются элювиальные россыпи и ландшафты беспорядочного нагромождения глыб, получившие название «каменных морей» (рис. 58).
Типичными областями физического выветривания являются каменистые пустыни, или, как их называют в Сахаре, г а м м а д ы. Это области обнаженных горизонтально лежащих пластов, образующих террасообразные поверхности с вертикальными уступами между ними. На краю уступов пласты расчленены на останцы конусовидной формы. Понижения между останцами покрыты россыпями каменных глыб и щебнем. Более мелкий материал дробления пород — песок и пыль — уносится отсюда ветром, но благодаря почти полному отсутствию поверхностных текучих вод грубообломочные продукты физического выветривания накапливаются здесь в громадных количествах (рис. 59).
Химическое выветривание. Разрушение горных пород происходит также под влиянием химического воздействия воздуха, воды и организмов. Наиболее активными агентами здесь являются кислород, углекислый газ, вода, а при органическом выветривании и органические кислоты.
Особенно велика в этом отношении роль воды, несущей в себе растворы солей и газов. Вода, содержащая кислород, углекис-
лоту и другие вещества, способна растворять или химически изменять почти все минералы и горные породы. Химическое выветривание может быть выражено несколькими типами, главнейшими из которых являются: растворение, окисление, карбонати- заиия и восстановление. В результате химического выветривания происходит образование новых минералов, стойких в физико-химических и биохимических условиях земной поверхности.
Растворение происходит под действием воды, стекающей по поверхности выхода горной породы или просачивающейся
Рис. 59. Участок каменистой Аравийской пустыни. Египет (фото В. И. Славина)
через ее трещины и поры. При этом ина избирательно выносит (выщелачивает) из породы только некоторые вещества.
Из химических соединений наилучшей растворимостью обладают хлориды, т. е. соли хлористоводородной, или соляной, кислоты. Они могут существовать в земной коре в виде твердых минералов только при условии изоляции от воды, например если они защищены водонепроницаемыми глинистыми слоями. На 100 частей воды растворяется по весу: NaCI —36, КС1 —32, MgCl2— 56, СаС12—67 частей.
Значительно слабее растворяются сульфаты (соли серной кислоты). Так, на 10 000 частей воды растворяется: CaSO4— 20, CaSO4-2H2O—25, BaSO4—0,5 части. Карбонаты еще менее растворимы. В присутствии СО2 на тот же объем воды растворяется: СаСОз — 10, MgCO3 — 13, CaCO3MgCO3 — 3/4 части.
Взаимное нахождение солей в воде влияет на растворимость; например, присутствие в растворе хлористого натрия повышает
растворимость углекислой извести в 3 раза; сернокислый магний понижает растворимость гипса до нуля.
В зависимости от величин частиц, на которые распалось вещество горной породы, различают два типа растворов: истинные (или кристаллоидные) и коллоидные растворы.
В первом типе раствора, кристаллоидном, вещество распадается до молекул или ионов. Величина взвешенных в растворе частиц измеряется от 0,1 до 1 миллимикрона. В таком растворе молекулы или ионы растворенного вещества об-
Рис. 60. Образование складок и куполов в корке солей на дне высохшего озера Карагие в результате расширения соли при кристаллизации. Восточный Прикаспий (фото М. М. Жукова)
ладают той же подвижностью, что и молекулы растворителя — жидкой воды, что обеспечивает равномерное распределение вещества во всей массе растворителя (диффузия). Особенностью данного типа растворов является то, что при определенном насыщении растворенное вещество выпадает из них в осадок в твердом кристаллическом состоянии, т. е. превращается в кристаллический минерал (рис. 60).
Указанные выше данные о растворимости относятся именно к истинным, или кристаллоидным, растворам.
Во втором типе раствора — коллоидном, вещество распадается лишь до частиц, превышающих размеры молекул. Эти частицы представляют собой сочетания многих молекул или мелкие обломочки кристаллических решеток минералов размерами от 0,001 до 0,2 микрона. По внешнему виду коллоиды очень раз-
нообразны. Они бывают жидкие, как вода, вязкие, как глицерин, или студнеобразные. Коллоидные растворы бывают прозрачными, иногда ярко окрашенными.
Коллоиды обладают свойством свертывания, или коагуляции, под влиянием электролитов — водных кристаллоидных растворов веществ, распадающихся при растворении на положительно и отрицательно заряженные ионы и способных поэтому проводить электрический ток.
Свойствами электролитов обладают растворы поваренной соли, соляной, серной, азотной кислот, едкого натра, едкого калия, медного и железного купороса, соды, поташа и другого вещества. Под влиянием электролитов частицы коллоидов слипаются в хлопья и комочки, которые начинают осаждаться на дно водоема и образуют гель — вещество, обладающее свойствами твердого тела.
Образование коллоидных растворов зависит от весьма сложного сочетания физико-химических факторов и подчиняется иным закономерностям, чем обычное растворение. В коллоидный раствор могут переходить вещества, которые по обычным представлениям являются совершенно нерастворимыми в воде, хотя концентрация возникающих при этом коллоидных растворов часто очень мала.
Огромные массы воды, стекающие по поверхности и просачивающиеся через поры выветривающихся горных пород в течение многих тысячелетий, именно в форме коллоидных растворов выносят очень большое количество образующихся продуктов химического выветривания, способствуя тем самым разложению минералов. Учитывая это, можно сказать, что абсолютно нерастворимых веществ в природе вообще нет и что процессы растворения в той или иной их форме участвуют в выветривании любых минералов и горных пород. Только в одних случаях они. играют главенствующую, в других второстепенную или третьестепенную роль.
С явлениями растворения связано, в частности, выветривание таких сложных химических соединений, как силикаты, которые в подавляющем большинстве принято считать нерастворимыми минералами. Эти соединения преобладают в составе земной коры, поэтому процессы их выветривания имеют особенно важное значение.
При выветривании силикатов происходит гидролиз, т. е. распадение их кристаллической решетки под действием воды на отдельные комплексы ионов и радикалы. Он сопровождается выносом из кристаллической решетки хорошо растворимых соединений сильных оснований (щелочей и щелочных земель). В полевых шпатах водород замешает при этом калий или натрий, и происходит общая перегруппировка каркасной решетки в слоистую с присоединением виды и образованием в итоге минералов глинистой группы и некоторых слюд.
Выветривание силикатов можно проиллюстрировать на примере полевых шпатов. Возьмем калиевый полевой шпат, или ортоклаз,— существенную составную часть гранита. Во влажном климате в присутствии углекислоты и достаточного количества воды он разлагается:
К2О • А12О3 • 6SiO2 + СО2 + ЗН2О = К2СО3 +ортоклаз поташ
+ А12о3 • 2S1O2 • 2H2O + 4S1O2 • «Н2О. каолинит
Хорошо растворимый в воде поташ уносится в виде водного раствора. Выносится в виде коллоидного раствора и водный кремнезем (SiO2 ■ пН2О), который в дальнейшем переотлагается на новом месте в виде опала, цементирующего рыхлые породы или выполняющего полости в горных породах. На месте разрушения полевошпатовой горной породы, например гранита, остается нерастворимый в воде осадок — глина или каолин (Al2O3-2SiO2-2H2O). Сходным способом разрушаются и другие алюмосиликаты и силикаты — плагиоклазы, слюды, амфиболы, пироксены.
В глинистом веществе каолина, образующегося при выветривании гранитов, сохраняются в неизмененном виде лишь зерна кварца — минерала, весьма устойчивого к химическому выветриванию. Образующаяся глина одевает разрушающуюся породу как бы корой и предохраняет ее от дальнейшего более глубокого выветривания.
Этот глинистый покров называется корой выветривания. В районе Запорожья, на Украине, каолиновая кора выветривания докембрийских гранитов и сланцев достигает 60 я мощности. Химическое выветривание проникает иногда до значительных глубин — в десятки метров, а в трещиноватых породах до 300 я.
При дальнейшем переотложении текучими водами первичный каолин коры выветривания освобождается от зерен кварца, оседающих вблизи области выветривания, и может дать начало залежам вторичного каолина —совершенно чистого глинистого вещества, являющегося лучшим сырьем для керамической и фарфоровой промышленности.
В тропических странах разложение силикатов происходит активнее в 2—4 раза, чем в высоких широтах с их умеренным климатом, чему способствует высокая температура, увеличивающая гидролитическое действие воды.
Окисление и гидратация. Окислению подвержены в первую очередь минералы, содержащие железо, серу, ванадий, марганец, никель, кобальт и другие легко соединяющиеся с кис- лсродом элементы. Факторами окисления являются кислород воздуха и вода. В присутствии влаги закиси металлов, входящие 230
в состав горных пород и минералов, легко переходят в окиси, сульфиды — в сульфаты и т. д.
Направление изменений зависит от климатических условий.
Во влажном климате образуются богатые водой гидраты окислов железа:
2Fe2O8 4- ЗНаО = 2Fe2O8 • ЗН2О.
На поверхности выветривающихся горных пород, содержащих железо, образуются бурые корки лимонита. В нижней части почвы накапливаются ортзанды, представляющие собой оса- док бурого железняка, цементирующего пески.
В жарком климате благодаря интенсивному прогреванию солнечными лучами и испарению влаги вода легко отнимается от окислов железа. При окислении железа, содержащегося в горных породах, здесь образуются бедные водой или лишенные воды минералы группы гематита (2Fe2O3 • Н2О или F2O3), имеющие красную окраску. Поэтому почвы коры выветривания тропических областей характеризуются красной окраской и способностью быстро твердеть при высыхании. Это легкое затвердевание и кирпично-красная окраска послужили причиной наименования таких образований латеритными (от латинского слова элатер» — кирпич).
Карбонатизация представляет собой процесс присоединения углекислоты к продуктам изменения горных пород, приводящий к образованию карбонатов кальция, железа, магния и других металлов.
В приведенном выше случае образования каолина карбонатизация проявляется в возникновении карбоната калия, или поташа. Подавляющее большинство карбонатов довольно хорошо растворимо в воде и поэтому выносится ею из формирующейся коры выветривания в подстилающие породы, где часть из них переотлагается, образуя стяжения (конкреции). Много карбонатов выносится также в грунтовые воды, обусловливая их жесткость, т. е. неспособность смывать жиры и давать пену в соединении с мылом. Но в странах с сухим климатом большая часть образующихся карбонатов остается в коре выветривания в тонко распыленном виде или в форме стяжений. Такая карбонатная кора выветривания состоит из глин, суглинков и супесей, сильно вскипающих с соляной кислотой.
Восстановление является процессом, обратным окислению, и заключается в потере веществом части или всего содержащегося в нем химически связанного кислорода. В условиях поверхности суши свободный кислород, содержащийся в атмосфере и в водных растворах, обычно приводит к окислению продуктов выветривания, и восстановление при этом, конечно, проявляться не может. Оно участвует в выветривании только там, где почему-либо нет свободного кислорода.
В условиях болот все поры пород и покрывающей их рыхлой, коры выветривания заполнены водой, в которую за счет отмирания болотной растительности поступает много органических веществ. Все они являются сильными восстановителями, так как легко соединяются с кислородом при своем разложении. При этом не только используется весь растворенный в воде свободный кислород, но и отнимается часть кислорода, химически связанного в минералах породы.
В результате этого окись железа переходит в закись (FeO),. гидраты которой имеют зеленоватый цвет. Возникает серо-зеленая или сизая глинистая масса, подстилающая обычно торфяники и называемая в почвоведении глеем. Процесс его образования получил название оглеения. Наряду с последним при выветривании в восстановительной среде может происходить и образование ряда минералов, бедных или лишенных кислорода и обычно отсутствующих в коре выветривания, например таких, как пирит или марказит и др.
Органическое выветривание. Разрушение горных пород организмами осуществляется физическим или химическим путем.
Простейшие растения — лишайники — способны селиться на любой горной породе и извлекать из нее питательные вещества с помощью выделяемых ими органических кислот; это подтверждается опытами посадки лишайников на гладкое стекло. Через известный промежуток времени на поверхности стекла под лишайниками появляется помутнение, свидетельствующее о его частичном растворении. Простейшие растения подготавливают почву для поселения на поверхности горных пород более высокоорганизованных растений.
Древесная растительность иногда поселяется и на поверхности горных пород, не имеющей рыхлого почвенного покрова (рис. 61). Корни растений используют при этом трещины в породах, постепенно их расширяя (рис. 62). Они способны разорвать- даже очень плотную породу, так как тургор, или давление, развивающееся в клетках тканей корней, достигает 60 и даже ,100 атм.
, Значительную роль в разрушении земной коры в ее верхней . части играют земляные черви и особенно муравьи и термиты. Они проделывают незначительные по диаметру, но многочисленные и длинные подземные ходы, способствуя проникновению» в глубь почвы атмосферного воздуха, содержащего влагу и углекислый газ — мощные факторы химического выветривания. Кроме того, они перемешивают разрыхленные выветриванием массы, механически их нарушая.
Нарушают верхние слои коры выветривания также землерои из числа позвоночных животных — кроты, суслики и др.
Человек своей деятельностью значительно преобразует поверхность земной коры, а местами проникает в нее на глубину
до нескольких километров. Обрабатывая почву, вспахивая ее, человек переворачивает за год около тысячи кубических километров пород, что почти в 10 раз превышает объем обломочного материала, переносимого за год всеми реками земного шара.
Шахты, по стволам которых извлекают на поверхность большие объемы полезных ископаемых и вмещающих пород, углубляются на глубину до 2 км и более.
Рис. 61. Сосна, выросшая на известняке без почвенного слоя. Обрыр Яйлы в верховьях р. Бар- болы. Окрестности г. Ялты (фото М. Zvi. Жукова)Рис. 61. Сосна, выросшая на известняке без почвенного слоя. Обрыр Яйлы в верховьях р. Бар- болы. Окрестности г. Ялты (фото М. Zvi. Жукова)Рис. 62. Разрушение слоев известняка корнями сосны. Окрестности г. Ялты (фото М. М.Жукова)
Рис. 61. Сосна, выросшая на известняке без почвенного слоя. Обрыр Яйлы в верховьях р. Бар- болы. Окрестности г. Ялты (фото М. Zvi. Жукова)
Рис. 61. Сосна, выросшая на известняке без почвенного слоя. Обрыр Яйлы в верховьях р. Бар- болы. Окрестности г. Ялты (фото М. Zvi. Жукова)
Буровые скважины сейчас бурят до глубины 6 км (нефтяные),, извлекая при этом большие массы жидких (нефть, вода) и газообразных пород.
Но наиболее важным видом органического выветривания горных пород является почвообразование.
ПО ЧВООБРА ЗОВА НИЕ
Почвообразование — это сложный процесс преобразования горных пород под влиянием органических веществ, образующихся при участии микроорганизмов (бактерии, грибки) из отмирающих наземных растений, почти сплошным покровом одевающих сушу. Растительное вещество поступает в почву, внося в нее такие элементы, как углерод, водород и кислород. Наиболее распространена в составе растительной массы клетчатка,
имеющая состав СеНюОз, а также азотные соединения, содержащие до 10% азота, серу, фосфор, железо и др. К ним относятся жиры, белки, органические кислоты, спирты. Преобразование растительного вещества в почве происходит в зависимости от доступа к нему кислорода в форме тления, или перегнивания.
Тление осуществляется при свободном доступе кислорода в почву. При этом происходит полное сгорание органического вещества с образованием конечных неорганических продуктов распада, устойчивых в условиях атмосферы. Такими устойчивыми продуктами являются вода, углекислый газ и кислоты — серная (H2SO4), азотная (HNO3), фосфорная (Н3РО4).
Г ниение—противоположный тлению процесс разложения органического вещества, происходящий или при слабом доступе кислорода,’или без его участия (анаэробная среда). При этом образуются другие конечные продукты — метан (СН4), аммиак (NH3), сернистый газ (H2S).
Перегнивание (гумификация) представляет собой как бы промежуточный тип разложения органического вещества, осуществляющийся при недостаточном доступе кислорода. Этот процесс ведет к образованию перегноя, или гумуса. Гумус — это сложное вещество, представляющее собой смесь органических соединений коллоидной природы и непостоянного состава, среди которых преобладают так называемые гуминовые кислоты.
Гумус образуется при участии микроорганизмов и состав его несколько различен в зависимости от климатических условий (температура, влажность), влияющих на жизнедеятельность почвенных микроорганизмов. Открытие зависимости процессов, происходящих в почве, от климатических условий принадлежит русским ученым, положившим начало научному почвоведению. Зависимость эта заключается в следующем. Гуминовые кислоты являются химически активными веществами, играющими главную роль в процессе химического выветривания минералов почвы. При этом образуются их соединения с отщепляемыми от минералов щелочными и щелочноземельными металлами, железом и другими — так называемые гуматы. В виде коллоидных растворов они вместе с обычными продуктами выветривания выщелачиваются из верхней части почвы, просачивающейся через нее дождевой и снеговой водой и часть их вновь осаждается в нижней части почвы.
В связи с этим почву можно разделить на два горизонта: верхний — элювиальный, или горизонт вымывания (горизонт А), и нижний — иллювиальный, или горизонт вмывания (горизонт В). Во влажном климате, где через почву просачивается много воды, а образующийся гумус имеет особенно резко кислотные свойства, указанный процесс идет особенно интенсивно. В сухом климате, где воды мало, а гумус менее кислый, этот процесс про-
текает значительно слабее. Поэтому и почвы образуются разной мощности и разного состава и строения.
Характер материнской породы, за счет которой образуется почва, также влияет на ее облик, но в гораздо меньшей степени. Поэтому в одной и той же климатической зоне почвы, развитые даже на таких резко различных породах, как, например, гранит п суглинок, похожи друг на друга в главных своих чертах. На-
23Ц
Рис. 63. Схема строения почвы:
1 — маломощный подзол; 2 — мощный подзол; 3 — дерново-сильно-подзолистая почва; 4 — дерново-слабоподзолистая почва
оборот, в разных климатических зонах почвы всегда различны, даже если они развились на совершенно одинаковых породах.
Рассмотрим в качестве примера почвообразования разрез почв Подмосковья (рис. 63). В этой области преобладают так называемые подзолистые почвы, характерные для лесной зоны умеренного пояса, с прекрасно выраженными элювиальным и иллювиальным горизонтами. Элювиальный горизонт А в данном случае в свою очередь ясно подразделяется на два подгоризонта— Ai и А2.
Подгоризонт Ai представляет собой рыхлую сероокрашенную, иногда темно-серую землистую массу и достигает толщины 20— 30 см. В него вмывается с поверхности земли образовавшийся
при разложении растительных остатков гумус. Однако он не накапливается в большом количестве, так как и сами гуминовые кислоты и образующиеся при их взаимодействии с минералами почвы (гуматы ) растворимы в воде и в условиях влажного климата Подмосковья быстро выносятся грунтовыми водами в более низкие горизонты почвы. При этом в раствор переходят в первую очередь карбонаты, а также свободные окислы железа hi марганца.
То же происходит в еще большей степени в лежащей ниже части горизонта А, полностью выщелачиваемого настолько, что он теряет бурую окрашенность, характерную для материнских пород почв Подмосковья, в большинстве случаев представленных разными суглинками. Возникает подгоризонт Аг— обесцвеченная пепельно-серая сыпучая масса кварцевой пыли, похожая на золу, откуда и происходит ее название — подзол. Подзол представляет собой бесплодный горизонт почвы, лишенный всех растворимых солей и железа, который не рекомендуется поднимать при вспашке. Мощность этого горизонта достигает нескольких сантиметров.
Коллоидные растворы, проникающие в более низкие горизонты почвы, начинают коагулировать, осаждаясь между частицами песка и глины, слагающими материнскую породу, цементируя последние. Образуется характерный иллювиальный горизонт В. Цементация обусловлена главным образом гидроокис- лами железа, превращающими породу в очень плотную красно- бурую массу. Ниже горизонта В располагается мало измененная материнская порода, обозначаемая почвоведами индексом С.
В условиях степной зоны, где увлажнение умеренное и почва слабо промывается, процесс почвообразования происходит по- другому и приводит к образованию черноземов.
Черноземные почвы, очень типичные, например, для Украины, достигают мощности 1 ai. В них интенсивно накапливается гумус, составляющий до 6—12%, а иногда даже до 25% веса верхнего элювиального горизонта и обусловливающий его почти черную окраску. Горизонта Аг здесь нет, так как выщелачивание почвы очень слабое. Атмосферные воды, проникающие в нее, растворяют лишь карбонаты кальция и переносят его в основание чернозема, где они и образуют отложения извести в виде примазок по трещинам и порам, в виде округлых конкреций или сплошь цементируют породу. Это и есть иллювиальный горизонт В, но в отличие от подзолистых почв не железистый, а карбонатный, очень светло окрашенный и получивший название белоглазки благодаря белым пятнам углекислой извести.
В области распространения лесных подзолистых почв, вплоть до зоны тундр, на особенно сильно увлажненных участках местности широко распространены болотные почвы. Они почти круглый год насыщены водой. Избыток влаги в почве создает затрудненный доступ кислорода к разлагающемуся органическому 236
веществу. В связи с этим вместо гумификации часть его подвергается обугливанию и превращается в торф. Под поверхностным торфянистым слоем располагается упоминавшийся уже выше зеленоватый глей или глеевый горизонт, связанный с выветриванием материнской породы в восстановительной среде и окрашенный в голубовато-серые тона, что обусловлено присутствием в нем закисного железа. При высыхании и растрескивании такого глея в него проникает кислород воздуха, и в результате перехода закисных соединений железа в окисные появляются ржавые пятна.
Резко противоположного типа почвы возникают в зоне полупустынь и пустынь в понижениях рельефа, где временно скапливается вода. После краткого периода дождей наступает длительный период засухи. Почва разогревается, и почвенная влага начинает по капиллярам подниматься к поверхности земли вместе с растворенными в ней солями. Среди последних наиболее частыми являются сульфаты кальция, натрия, хлориды натрия. Это вызывает засолонение ночв, возникновение солончаков, иногда в сухое время сплошь покрытых белой корочкой соли.
В задачу курса геологии не входит исчерпывающее описание типов почв. Геологов почва интересует лишь как один из результатов выветривания горных пород.
Заканчивая обзор процессов выветривания, подведем итоги.
Под влиянием солнечной энергии, атмосферных факторов, биосферы и, в частности, деятельности человека выветривание непрерывно преобразует, разрушает верхнюю часть земной коры. Эти продукты разрушения в дальнейшем перемещаются водными потоками, ветром,^льдом и становятся материалом для образования новых пород с качественными признаками, отличными от ранее существовавших.
Процессы выветривания горных пород и денудации тесно взаимосвязаны и взаимно способствуют друг другу. При накоплении коры выветривания значительной мощности процесс дальнейшего ее развития мог бы прекратиться, если бы не происходило сноса разрушенного материала.
ГЛАВА 13
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ РАБОТА ВЕТРА
Под геологической работой ветра понимается изменение поверхности земли под влиянием движущихся воздушных струй. Ветер может разрушать горные породы, переносить мелкий обломочный материал, сгруживать его в определенных местах или отлагать на поверхности земли ровным слоем. Чем больше скорость ветра, тем сильнее производимая им работа.
Ветер со скоростью 3 м/сек может шевелить листья деревьев, со скоростью 10 м/сек— качать толстые ветви, поднимать и пере-
носить во взвешенном состоянии пыль и мелкий песок; ветер со скоростью 20 м/сек ломает ветви деревьев, переносит песок, гравий до 4 мм в диаметре; буря со скоростью ветра 30 м/сек может срывать крыши с домов, вырывать деревья, передвигать и переносить мелкие камешки; ураган со скоростью ветра 40 м/сек уже способен разрушать дома, вырывать с корнем крупные деревья.
Сила ветра при ураганах бывает очень велика. Однажды на мосту через р. Миссисипи ураганным ветром был сброшен в воду груженый поезд. В 1876 г. в Нью-Йорке ветром была опрокинута башня высотой 60 м, а в 1800 г. в Гарце было вырвано 200 тыс. елей. Многие ураганы сопровождаются человеческими жертвами. Особенно катастрофичны бывают ураганы в области океанических побережий и на островах, где ветер, кроме непосредственного воздействия на сушу, вызывает огромные волны, усиливающие разрушения. Так, например, в ноябре 1932 г. на о-ве Куба был разрушен г. Сант-Круц, причем погибло 3 тыс. человек. От урагана в 1876 г. в густонаселенной дельте р. Ганга за одну ночь было убито и пропало без вести 100 тыс. человек. Сильные повреждения нанесли о-ву Мадагаскар необычные по силе ураганы в 1959 г.
Большую разрушительную работу на поверхности земли производят так называемые пыльные вихри, связанные с перегревом воздуха, и смерчи, возникающие в грозовом облаке. Скорость вращения воздуха в смерче достигает нескольких десятков метров в секунду, а скорость его перемещения равняется 10— 20 м/сек. В некоторых участках земной поверхности смерчи наблюдаются довольно часто. Так, в отдельных районах США бывает от 100 до 200 смерчей в год.
Вследствие низкого давления воздуха внутри вихря и огромной скорости вращения смерч как бы всасывает в себя воду, рыхлую почву, песок и различные предметы, встречающиеся на его пути, и поднимая их на большую высоту, переносит на значительное расстояние. В 1944 г. в Воронежской области смерч вырвал из земли клад древних серебряных монет, которые потом падали в виде «серебряного дождя». В 1914 г. в Амьене (Франция) выпал дождь из лягушек, которые были захвачены смерчем в болоте, находящемся на расстоянии нескольких десятков километров от города. Смерч способен захватывать и поднимать вверх гальку и камешки довольно крупных размеров.
Таким образом, ветер способен производить существенные изменения на поверхности земли, особенно если принять во внимание огромные площади, на которые он воздействует. Сила и постоянство ветра при удалении от поверхности земли возрастает. Подсчитано, что сила воздействия ветра на верхнюю часть здания Московского государственного университета (высота 235 м/ в 4 раза больше, чем на его основание. Воздействие ветра на вершины гор значительно больше, чем на их подошвы.
Особенно велика геологическая деятельность ветра в областях сухого климата — там, где имеются резкие суточные изменения температуры, испарение превышает количество выпадающих осадков и растительный покров отсутствует или слабо развит. Работа ветра происходит интенсивно только в местах, где он непосредственно соприкасается с поверхностью горных пород. Такими благоприятными районами для геологической работы ветра являются области пустынь, обширные, непокрытые растительностью вершины гор и морские побережья.
Все геологические явления, связанные с деятельностью ветра, носят название эоловых процессов (Эол — бог ветра в древнегреческой мифологии), а отложения, образовавшиеся при помощи ветра, называются эоловыми.
РАЗРУШАЮЩАЯ РАБОТА ВЕТРА
Ветер производит разрушение земной поверхности, во-первых,, вследствие непосредственного соприкосновения воздушных струй с рыхлыми или слабо сцементированными горными породами и, во-вторых, при помощи тех твердых частиц (песчинки и т. п.), которые он несет. Первый вид эолового разрушения носит название дефляции, что значит в переводе с латинского «выдувание» или «развевание». Разрушительная работа ветра с помощью твердых частиц называется кор разией.
Дефляция. Работа ветра особенно интенсивно проявляется в районах, не защищенных растительностью, причем результат работы прямо пропорционален силе ветра. В процессе дефляции ветер подхватывает рыхлые породы или отрывает частички слабо- сцементированных пород и переносит их в направлении своего движения. Особенно сильно проявляется дефляция в узких горных котловинах, где постоянно проносятся воздушные струи, или в котловинах, где от неравномерного нагрева возникают смерчи и, кружась у земли, захватывают обломочный материал.
Развевание происходит только на обнаженной поверхности земли; даже слабый растительный покров, не говоря уже о древесной растительности, защищает почву от развевания, так как в этом случае сила ветра гасится у поверхности земли. Но грандиозно ее воздействие на незащищенную почву. На юге дореволюционной России великим бедствием были черные бури — суховеи. Эти ветры обрушивались на высушенный распаханный чернозем, поднимали его в воздух и уносили на запад, оставляя на месте плодородного чернозема бесплодную пустыню. Суховеи опустошали поля Украины в 1886, 1890, 1891, 1893 гг. и особенно в 1892 г., когда в ряде районов черноземная почва была содрана ветром на 20 см. При этом ветер в отдельных местах надувал черноземные бугры до 2 и даже 4 м высотой. Там, где проносилась масса почвы, днем стояла такая мгла, чтосолнечные
лучи слабо пробивались сквозь нее. Только в Бердянском уезде была снесена почва с 60 тыс. десятин.
Выдувание такого типа называется плоскостной дефляцией или эоловой абляцией. Последняя широко развита по краям пустынь. Так, например, в широком коридоре между Большим и Малым Балханом или Малым Балханом и Кюрендагом почти постоянно дующий ветер, стиснутый горами,
подхватывает все рыхлые отло-
Рис. 64. Колеи дорог, выбитые в известняках-ракушечниках и продутые ветром. Мангышлак (фото М. М. Жукова)Рис. 64. Колеи дорог, выбитые в известняках-ракушечниках и продутые ветром. Мангышлак (фото М. М. Жукова)жения и уносит <их за пределы коридора.
Рис. 64. Колеи дорог, выбитые в известняках-ракушечниках и продутые ветром. Мангышлак (фото М. М. Жукова)
Рис. 64. Колеи дорог, выбитые в известняках-ракушечниках и продутые ветром. Мангышлак (фото М. М. Жукова)
В пустынном Закаспии есть много глубоких котловин, сложенных глиной. Одна из них — Карагие на п-ове Мангышлак имеет глубину 300 м. Образование подобных котловин в безводной местности объясняется происшедшей дефляцией. Глина в этой долине соленосна. Соль (мирабилит) то, высыхая, теряет воду, то, вновь получая ее, кристаллизуется и при этом, расширяясь, разрыхляет глину, превращая ее в белую глинисто-солевую пудру. Белая «пудра» сильно нагревается летом и вблизи ее поверхности в жаркие дни создаются постоянные восходящие токи воздуха, а вместе с ними взлетает вверх
и сама пудра. Так из года ® год происходит постепенное углубление котловины.
Существует теория, что знаменитые безводные удлиненные котловины в Сахаре и других пустынях, именуемые ваади.
имеют не эрозионное, а эоловое происхождение.
Кроме плоскостной дефляции, существует еще бороздовая дефляция. В узкой щели, или борозде, сила ветра больше, и весь рыхлый материал в этой борозде развевается в первую очередь (рис. 64). Таким образом растут и углубляются колеи дорог, узкие расщелины, особенно в мягких породах. В Средней Азии в лёссах можно наблюдать выемки дорог до 6 -и глубиной, а в лёссах Китая на месте дорог образуются иногда узкие дорожные каньоны глубиной до 30 м, получившие от "немецких ученых название хольвеги. Вследствие бороздовой дефляции образуются рытвины выдувания (см. рис. 69;.
Корразия. Постоянно бомбардируя какую-либо стенку или выступ породы миллионами гонимых ветром мелких песчинок.
ветер обтачивает и разрушает их. В результате такой бомбардировки стекло, поставленное перпендикулярно к ветровому потоку, несущему песчинки, через несколько дней становится ма-
Рис. 65. Формы выдувания в песчаниках. Болгария (фото В. И. Славина)
товым, так как его поверхность оказывается шероховатой от появления тысяч мельчайших ямок. Также и скалы, когда о них ударяется лавина песчинок, начинают истачиваться, истираться (рис. 65).
Рис. 66. Грибообразная форма в песчаниках. Западный Копет- Даг (фото В. И. Славина)
Корразия может быть точечная, царапающая (бороздящая) и сверлящая. В результате корразии в породах возникают ниши, борозды, царапины. Максимальное насыщение ветрового потока
песком наблюдается в нескольких сантиметрах от земли, поэтому именно на небольшой высоте в породах, однородных по составу, выбиваются ветром наиболее крупные ниши.
В слоистых породах истираются и выдуваются в первую очередь более мягкие прослои, в которых образуются ниши; крепкие
Рис. 67. Ветровые останцы в ,эоловом городе * в Китае А— «Памятник», Б — «Колдунья» (фото В. А. Обручева)
прослои создают карнизы со слегка закругленными и отполированными краями. Такие формы можно наблюдать в юрских слоистых известняках Чатыр-Дага и в конгломератах горы Демерджи в Крыму, в меловых слоистых песчаниках и глинистых сланцах в Копет-Даге (рис. 66) и во многих других местах (рис. 67). 242
Корразия способствует расширению трещин. Первоначально узкие, еле заметные трещины, расширяясь, часто могут обособлять какой-либо участок породы, сначала придавая им вид призм, а затем округлых столбов. Несомненно, что корразия имела большое значение при окончательном оформлении широко известных уральских камней «братьев» или красноярских столбов.
Сверлящая корразия способствует образованию своеобразных сотовых, или ячеистых форм (рис. 68). Источенные
Рис. 68. «Эоловы ноздри» — ячеистое выдувание в песчаниках. Александрия в Египте (фото В. И. Славина)
ветром скалы действительно сильно напоминают увеличенные в размерах пчелиные соты, так как вся скала состоит из мелких ниш, часто расширяющихся в глубину.
Как происходит образование подобных форм? Очень часто порода разрыхляется выветриванием более сильно не на самой поверхности, а под нетолстой «защитной» корочкой. Песчаные частицы, ударяясь в такую корочку, где-то наконец ее пробивают, из углубления ветер начинает выдувать более мягкий слой, образуя ячейку соты.
Очень интересные формы, известные под названием каменных сундуков, были обнаружены на п-ове Мангышлак. На поверхности скалы, имеющей благодаря трещинам форму куба, образуется твердая корка так называемого пустынного загара*, который появляется вследствие испарения влаги, имеющейся в породе и выносящей с собой на поверхность соединения
Пустынный загар — весьма распространенное явление. Очень часто в связи с ним скалы и отдельные камни в пустыне имеют черный цвет.
железа, магния, алюминия и кремния. При испарении воды эти соединения вблизи поверхности куба цементируют породу и делают ее очень твердой, а под коркой порода остается слабой, и ветер, проникнув по трещинам внутрь куба, легко ее выдувает. В результате получается пустотелый куб, напоминающий каменный сундук.
По своему происхождению эти формы близки описанным ранее ячеистым, или сотовым, формам.
В пластах со скрытоконцентрической текстурой (эффузивные породы, иногда песчаники) ветер способствует созданию шарообразных форм. В массивных трещиноватых породах, удаляя продукты разрушения из трещин и расширяя их, ветер создает формы с крутыми стенками, отвесные обрывы. Примером могут служить торткули (четырехугольные плато, ограниченные обрывами) и чинки (обрывы) наших среднеазиатских пустынь (Устюрт).
Очень разнообразные формы с нишами и карнизами, а также грибообразные формы образуются при эоловой обработке слоистых пород.
Наиболее причудливые формы микрорельефа возникают в неоднородных по составу породах, например в конгломератах, в мягких песчаниках или мергелях, содержащих твердые кремнистые конкреции, или в вулканических туфах, содержащих вулканические бомбы. В этих случаях образуются столбы, обелиски, пирамиды, формы, напоминающие скульптуры животных и птиц, формы с различными барельефами и т. п. В создании этих форм принимает участие ряд геологических факторов (физическое выветривание и др.), но роль ветра здесь главенствует.
Эоловый перенос. Работа ветра особенно заметна при переносе мелкого обломочного материала. Ветер способен переносить обломочный материал — песчинки, пылеватые частицы и даже мелкие камешки путем волочения их по земле или во взвешенном состоянии. На высоте 10 см от поверхности земли ветер при скорости — 4—7 м/сек переносит частицы диаметром до 0,25 мм, при скорости 7—8,5 м/сек— до 0,5 мм, 10—11 м/сек — до 1 мм и, наконец, при скорости 11—13 м/сек могут быть перенесены частицы с диаметром до 1,5 мм.
Ветер переносит обломочный материал на огромные расстояния. Пыль и песок, подхваченные в пустынях Афганистана, переносятся в район Каракумов, пыль пустыни Сахары переносится сильным пассатным ветром в Атлантический океан на расстояние 2000—2500 км. Чернозем, подхваченный ветром 1 мая 1892 г. на Украине, был занесен очень далеко. 2 мая он частично выпал в районе г. Ковно, 3 мая — в Германии, а 4 мая над Петербургом прошел черный грязевой дождь.
Особенно далеко может переноситься пыль, поднявшаяся на большую высоту. Так, например, пепел, выброшенный из вул- 244
кана Кракатау в 1883 г., облетел вокруг земного шара и держался в воздухе около трех лет, вызвав при этом в ряде мест розовые зори, красные «кровавые» дожди и т. п.
Во время полета песчинки часто сталкиваются друг с другом, в связи с чем при очень сильном ветре слышно гудение и звон движущейся массы песка.
Количество переносимого ветром песка и пыли иногда бывает очень велико. Б. А. Федорович наблюдал в Закаспии облако, насыщенное пылью, шириной 25 км. Эта пыль проносилась с востока на запад на высоте 3200 м и осела где-то в Каспийском море. В 1859 г. в Зальцбурге выпала пыль, принесенная из Африки в количестве 100 тыс. ц. В 1863 на Канарских островах выпала пыль, занесенная из Сахары, вес которой был определен в 10 млн. т.
ЭОЛОВАЯ АККУМУЛЯЦИЯ И ЭОЛОВЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
Состав переносимых ветром частиц бывает очень разнообразен — преобладают кварцевые, полевошпатовые, глинистые, и известковые частицы, могут быть и элементы органического происхождения: пыльца, споры, грибки, бактерии. Подавляющее количество пыли и песка, переносимых ветром, имеет земное происхождение, являясь продуктом разрушения горных пород. Часть пыли имеет вулканическое происхождение (вулканический пепел, песок), часть — космическое (метеоритная пыль). Переносимая ветром масса пыли и песка рано или поздно выпадает на землю и либо примешивается к образующимся различным образом осадочным породам, либо дает начало особым эоловым отложениям.
Среди эоловых отложений по составу выделяются глинистые, пылеватые и песчаные. Глинистые и пылеватые эоловые отложения образуются за счет осаждения мелких частиц, переносимых в виде пыли во взвешенном состоянии в воздухе, иногда высоко над поверхностью земли. Песчаные эоловые отложения, наоборот, образуются из крупных частиц, перемещаемых у самой земли или просто перекатываемых ветром по почве. Поэтому эоловые пески распространены обычно в непосредственной близости от областей развевания. Глинистые эоловые отложения могут образоваться и на значительном удалении от последних, так как пыль разносится ветром очень далеко.
Эоловые отложения преимущественно рыхлые, процесс цементации и уплотнения их происходит менее интенсивно, чем у водных осадков. Сортировка эоловых отложений обычно хуже речных или морских. Наряду с песчаными фракциями в них почти всегда обнаруживается незначительная примесь глинистых частиц. Равнозернистые пески среди эоловых отложений отсутствуют. В эоловых песках среди хорошо окатанных, а иногда и отполированных зерен часто наблюдаются разломанные (от столкновения в воздухе) песчинки.
Рис. 69. Дорога в эоловом лёссовом ущелье. Китай (по Рихтгофену)Рис. 69. Дорога в эоловом лёссовом ущелье. Китай (по Рихтгофену)Цвет эоловых отложений различен: наиболее типична для них желтая, серая и белая окраска, но встречаются отложения и других цветов. Так, в 1755 г. в Южной Европе на площади 10 тыс. км? выпал слой пыли красного цвета мощностью 2 см; выше говорилось о черной пыли.
Рис. 69. Дорога в эоловом лёссовом ущелье. Китай (по Рихтгофену)
Рис. 69. Дорога в эоловом лёссовом ущелье. Китай (по Рихтгофену)
Эоловые песчаные отложения часто имеют не параллельное напластование, а косое. Такие отложения называются косослоистыми. Интересно отметить, что по направлению наклона слоев можно определить направление ветра, формировавшего эти слои.
В тех случаях, когда песок или пыль спокойно выпадают из воздуха, они распространяются на земле на довольно большой площади ровным слоем. Скорость накопления отложений бывает очень различна. Зарегистрирован случай накопления на палубе затонувшего судна слоя пыли мощностью 1,76 см, отложившейся за 63 года, т. е. в этом случае в среднем в год осаждалось по 0 28 мм пыли- иногда же за один день может накопиться слой в несколько сантиметров. Особенно обильны выпадения пыли или пепла при извержениях некоторых вулканов — в подобных случаях за несколько дней образуются слои этих осадков мощностью 1 .и и более.
Особенно велики бывают песчаные эоловые наносы, достигающие часто многих десятков метров. Максимальная мощность в области пустынь.
эоловых песков наблюдаетсяэоловых песков наблюдаетсяПо окраинам песчаных пустынь часто происходит накопление пылеватых частиц, выносимых ветром из области песчаных просторов Эти пылеватые частицы при уплотнении образуют весьма своеобразную породу, именуемую лёссом.
эоловых песков наблюдается
эоловых песков наблюдается
Лёсс очень пористая порода. Многие поры в нем появляются в результате разложения стеблей и корешков растений. Типичный лёсс не имеет слоистости. В отличие от песков лёсс мало сыпуч, в связи с чем при дефляции и размыве текучими водами в нем образуются овраги с очень крутыми стенками. Мощность лёссовых толщ колеблется в широких пределах —от нескольких метров до 100 м. Лёссы встречаются в Китае, Средней
Азии, в степных районах Украины, в средней части Германии и т. п.
Большие скопления лёсса в этих областях объясняются тем, что материал для его образования выдувался из песчаных и каменистых пустынь, расположенных в определенных широтах, или из отложений, принесенных ледником. Происхождение лёсса точно не установлено. Большинство исследователей приписывает лёссу эоловое происхождение, но есть сторонники и его водного происхождения.
Формы песчаной эоловой аккумуляции. Ветер очень часто перемещает по земле громадные массы песка, образующие холмы и гряды различной формы, нередко неоднократно им же перестраиваемые. В связи с этим в областях накопления песчаных эоловых отложений почти невозможно найти совершенно ровную поверхность.
Основной причиной этого является то, что ветер никогда не является равномерно движущимся потоком воздуха, а всегда состоит из множества вихрей с горизонтальными и вертикальными осями, то возникающих, то исчезающих и двигающихся на разной высоте. Особенно сложна система вихрей в нижней части воздушного потока, где он соприкасается с неровностями поверхности земли. Ветер обычно дует порывами, то усиливаясь, то ослабевая, подхватывая песок и осаждая его обратно на землю. При этом на поверхности движущегося слоя песка создаются мелкие неровности, которые вместе с первичными неровностями земли превращаются в препятствия, задерживающие часть песка. Образуется подобие застоя и сугробов, возникающих зимой на снежном покрове. При благоприятных условиях эти зачаточные формы песчаного эолового рельефа разрастаются в передвигаемые ветром или неподвижные песчаные холмы, иногда достигающие очень крупных размеров.
основными простейшими формами песчаных эоловых скоплений являются холмы, или бугры, часто именуемые дюнами, барханами и грядообразными валами.
Дюна — это удлиненный асимметричный холм с более или менее округлой вершиной. Склон холма, обращенный к ветру (наветренный), более полог (5—12°), противоположный склон (подветренный) соответствует углу естественного откоса, равному для песков 30—35°. Высота дюн очень различна — обычно от 5 до 30 м, но известны дюны-гиганты, достигающие в высоту свыше 100 ли В Тунисе встречена дюна высотой 200 м, а р Сахаре— даже 500 м.
Некоторые ученые считают, что дюны могут образовываться на любой площади развития обнаженных песков, другие же применяют термин «дюна» только к отложениям побережий морей, озер, рек. Часто дюны располагаются параллельными рядами, ориентированными перпендикулярно к направлению господствующего ветра.
Во многих областях Европы с песчаным покровом широко распространены древние дюны, уже не перерабатываемые ветрами и заросшие сосновыми лесами (Припятское Полесье, Мещерская низина к востоку от Москвы и т. п.). Это свидетельство иного климата в недавнем геологическом прошлом, когда пески не были закреплены растительностью и интенсивно пере- вевались ветром.
Рис. 70. Барханы
Бархан (рис. 70)—характерная эоловая форма пустыни — представляет собой холм, имеющий в плане форму полумесяца, рога которого обращены по направлению движения ветра. Наветренный склон бархана более пологий (10—15°) и длинный, подветренный — крутой, гребень обычно острый. Песчаные струи, гонимые ветром, взбегают на этот холм, увеличивая высоту, и обтекают его по сторонам, удлиняя рога (рис. 71). Между вершинами рогов происходит завихрение воздуха, способствующее образованию выемки и определяющее крутизну подветренного склона. Высота барханов обычно от 1 до 15 м, но местами, например в Ливийской пустыне, доходит до 30 м и более.
Барханы так же, как и дюны, бывают одиночные и грядовые. Первые возникают обычно в условиях недостатка песка и на твердом основании (например, среди глинистых пустынь). Вта-
ких же условиях образуются иногда продольные (по отношению к ветру) цепочки барханов.
Наиболее распространенной формой являются поперечные- по отношению к ветру барханные цепи, в которых рога отдель-
Рис. 71. Направление ветровых струй при образовании бархана Л — профиль, Б — план
ных барханов соприкасаются друг с другом, образуя цепочку.. Таких сближенных цепочек может быть несколько и в целом они составляют барханную гряду (рис. 72). Наблюдения с самолета в среднеазиатских пустынях показали, что так же, как и
Рис. 72. Барханные гряды (фото Б. А. Федоровича)
отдельный бархан, гряда имеет серповидную форму, выпуклость, гряды обращена в сторону господствующего ветра. Длина барханной гряды обычно 3—5 км, но известны гряды и в 20 км при ширине до 1 км. Расстояние между грядами от 1,5 до 2 км, а высота их достигает 100 м. Каждая гряда состоит из многих сотен отдельных барханов.
Грядообразные валы — это длинные симметричные песчаные валы с пологими склонами, вытянутые в направлении движения ветра. Высота их от 15 до 30 м; в Сахаре высота некоторых гряд достигает 200 м.
Грядообразные валы в песчаных пустынях образуют целые системы параллельно вытянутых гряд, тянущихся на десятки и сотни километров и отделенных друг от друга ложбинами. Такие грядовые пески покрывают многие тысячи квадратных километров в Каракумах, Кызылкумах, в пустыне Муканкум в Западном Китае и т. д.
Помимо описанных выше форм эоловых накоплений, следует упомянуть так называемые кучевые пески. Они представляют собой песчаные холмы, образовавшиеся вблизи каких-либо преград, чаще всего вблизи кустиков растений. Форма их округлая, наветренный и подветренный склоны отличаются меньше, чем у дюн, закономерность в расположении отсутствует. Высота их различна — от 1 до 10 м и зависит часто от характера и размеров преграды.
Эоловая рябь наблюдается на поверхности всех отмеченных форм, а часто и на выровненных участках песков. Это мелкие валики, образующие также серповидно-изогнутые цепочки, напоминающие мелкую рябь от ветра на воде.
Все описанные микроформы рельефа создают очень своеобразный типично эоловый ландшафт в областях песчаных пустынь, побережий морей, рек и т. п.
Под влиянием ветра эоловые формы способны перемещаться за счет сдувания частиц с наветренного склона и накопления ®х на подветренном склоне. Скорость перемещения дюн и барханов определяется сантиметрами или метрами в год.
Известен случай погребения под движущимся песком здания •Кунцевской церкви в Прибалтике, расположенной на берегу Куришгафа. В начале XIX в. невдалеке от церкви располагалась песчаная дюна. В 1839 г. дюна переместилась и полностью покрыла здание церкви. Через 30 лет было отмечено освобождение развалин церкви из-под покрова песка, т. е. дюна опять сместилась.
Пусты ни. Геологическая работа ветра наиболее отчетливо во всем своем многообразии проявляется в пустынях, распространенных на всех континентах в тропиках, субтропиках и южной части умеренных поясов. Недаром пустыню называют царством ветра. Б. А. Федорович определяет пустыню как область, где «выпадает осадков меньше 200 мм, где воздух сух и в среднем имеет меньше 35% относительной влажности». Пустыни -представляют собой области с резкими колебаниями суточной
и годовой температуры. Недостаточная влажность обусловливает слабое развитие растительности, чем объясняется непосредственное соприкосновение на больших пространствах горных пород с атмосферой.
Все отмеченные основные особенности климата пустынь благоприятствуют развитию здесь эоловых геологических процессов.
Резкие колебания температур создают в пустынях условия для возникновения постоянных или периодических сильных ветров. В наших среднеазиатских пустынях свирепствует афганец — ветер, дующий с юга, из Афганистана. Он возникает 40—70 раз в год и длится от двух до четырех суток подряд. В пустынях Африки широко известен «огненный ветер» — самум, дующий всего 15—20 минут, но с огромной разрушительной силой. Он производит огромную геологическую работу и уничтожает все живое (недаром слово «самум» означает яд).
В Сахаре известен и другой ветер — хамсин (что значит пятьдесят), который в течение первых 50 дней после весеннего равноденствия дует многократно по трое суток подряд.
По преобладанию того или иного типа эоловой геологической работы пустыни можно разделить на дефляционные и а к- кумулятивные. К числу первых относятся каменистые пустыни — г а м м а д ы. В них чередуются участки голых остроугольных скал, имеющих часто очень причудливые очертания в виде башен, сфинксов, обелисков, с участками, заваленными щебнем и глыбами. Мелкообломочного материала — песка и глины — здесь нет, так как он весь выдут ветром. Цвет всех обломков, независимо от состава и первоначальной окраски пород, обычно черный, так как все обломки покрыты коркой пустынного загара. Этот тип пустыни прекрасно был описан В. А. Обручевым в Центральной Азии.
Аккумулятивные пустыни по типу слагающего их материала подразделяются на песчаные, глинистые (такыры), лёссовые (адыры) и солончаковые (шоры).
Песчаные пустыни наиболее распространены; в СССР они занимают площадь в 800 тыс. км2, т. е. составляют почти 7з всех пустынных пространств. Такое преобладание песчаных пустынь объясняется большой устойчивостью кварца, из которого состоят песчинки. В песчаных пустынях особенно хорошо выражены все те бугристые и грядовые формы, о которых говорилось выше. Беспорядочное на первый взгляд расположение песчаных форм в пустыне подчинено определенным закономерностям. Гряды располагаются перпендикулярно, чаще параллельно господствующему направлению ветра и напоминают застывшие волны океана. Ветер в такой пустыне полноправный хозяин, он создает формы микрорельефа, перемещает холмы и гряды.
Пески аккумулятивной пустыни движутся, и если человек активно не вмешивается в геологические процессы в пустынях, то площади песков могут расширяться, наступая на прилежащие культурные земли.
Такыры, или глинистые пустыни, располагаются по краям или внутри песчаных пустынь. Глинистые частицы, принесенные иногда из соседних с пустыней областей ветром, а чаще водой во время паводков, быстро уплотняются. Выпадающая на поверхность такыра дождевая вода не проникает в глубину, она скапливается, образуя обширные, но очень мелкие временные озера. Поверхностный слой глины на дне такого озера сильно разбухает. Озеро в условиях засушливого климата быстро исчезает, обнажившаяся разбухшая поверхность такыра теряет воду, высыхает и при этом сокращается в объеме, в связи с чем образуются многочисленные трещинки высыхания, разбивающие поверхность такыра на многоугольники. Трещины эти часто забиваются песком или пылью, но на гладкой поверхности такыра ветер обычно не дает скапливаться песку, сдувая его. Вот почему даже среди песчаных пустынь такыры хорошо сохраняются.
Шоры, или солончаковые пустыни, — наиболее безжизненный вид пустыни. Поверхность такой пустыни покрыта корочкой соли, или вытянутой вместе с испаряющейся водой из глубины, или оставшейся на месте высохшего или периодически высыхающего озера. Примером подобных пустынь являются Сарыкамышские озера, шоры Урало-Эмбенской области и др. Роль ветра в этих пустынях сводится к выдуванию солей и пыли с поверхности шора. Особенно интенсивно это происходит, если корочка проламывается и обнажается соль, смешанная с глиной. Очень часто поверхность шора бывает разбита глубокими длинными трещинами.
Адыры, или лёссовые пустыни, покрыты лёссом или суглинками, выдуваемыми из каменистых пустынь или намытыми водой из прилежащих к пустыне гор, и чаще всего располагаются по периферии пустынь. Примером адыров могут служить полупустынные предгорья Средней Азии в Гиссарской и Ферганской долинах и др.
Воды, стекающие во время весеннего снеготаяния и дождливых сезонов по поверхности адыров, обычно расчленяют ее густой системой ветвистых оврагов, так что рельеф чаще всего неровный.
Пустыни этого типа при использовании искусственного орошения могут быть превращены в очень плодородные земли.
Этот неполный перечень типов пустынь, свидетельствующий о большом их разнообразии, должен быть дополнен эоловыми формами, имеющимися на берегах ряда больших рек, а особенно на побережьях озер, морей и океанов, где площадь незакрепленных песчаных пляжей иногда очень велика.
ВРЕДНЫЕ ПОСЛЕДСТВИЯ ЭОЛОВОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИИ МЕРЫ БОРЬБЫ С НИМИ
Геологическая работа ветра в основном вредна для человека.
так как в результате ее уничтожаются плодородные земли, разрушаются постройки человека, нарушаются транспортные ком
муникации и т. д.
Существует предположение, что значительная часть Ливий
ской пустыни во времена расцвета египетской культуры, т. е. 5—7 тысячелетий тому назад, была плодородной частью страны. Пески пустыни появились здесь позднее. В Средней Азии на бе
регу Аму-Дарьи был город Турт-Куль. Аму-Дарья настолько сильно подмывала берега и ежегодно уничтожала улицу за улицей, что борьба с этим бедствием оказалась нерентабельной. Люди ушли из города, прекратив борьбу с силами природы, и уже через год значительная часть построек оказалась засыпана песками Кызылкумов, наступавшими с севера. Древнеегипетские города с их дворцами и храмами (Луксор, Карнак и др.) в настоящее время обнажаются из-под многометровых песчаных наносов. Правда, в данном случае геологическая работа
Рис. 73. Сфинкс. Египет (фото В. И. Славина)Рис. 73. Сфинкс. Египет (фото В. И. Славина)ветра в некотором отношении принесла и пользу, спо- собствуя сохранению этих памятников: если бы они не
Рис. 73. Сфинкс. Египет (фото В. И. Славина)
Рис. 73. Сфинкс. Египет (фото В. И. Славина)
были засыпаны песком, физическое вуветривание, дефляция и другие причины разрушили бы их много раньше.
Дефляция и корразия портят сооружения человека. В постройках, расположенных по окраинам пустынь, быстро мутнеют стекла, дома покрываются царапинами. Следы корразии отчет
ливо запечатлелись на изуродованном лице знаменитого египетского сфинкса, сооруженного в Фивах, вблизи пирамиды Хеопса (рис. 73). Все железные и шоссейные дороги, проходящие через области развеваемых песков, подвергаются постоянной угрозе быть засыпанными песком. Разрушается даже телефонная связь— в Нижнем Поволжье иногда наблюдались телефонные столбы, висящие на проводах, и другие, засыпанные песком до
верху, что связано с перемещением дюн.
Борьба с последствиями эоловой деятельности часто бывает очень трудоемкой и дорогостоящей.
Можно выделить два вида борьбы: пассивную и активную. К первой относятся меры, направленные к закреплению песчаных полей, подвергающихся развеванию. Для прекращения движения дюн и барханов их засаживают растениями, корни которых скрепляют песок, а кроны гасят у поверхности ветровую энергию, дюна или бархан оказываются закрепленными или «мертвыми». Так были остановлены гигантские дюны на берегу Финского залива у г. Сестрорецка, угрожавшие постройкам человека. В тех случаях, когда нельзя закрепить эоловые формы насаждением растений, их перекрывают ветками растений, плетнями, камнями и т. п., однако это лишь временные меры борьбы.
Активными мерами является управление ветровой энергией. Создаются преграды, ослабляющие силу ветра или изменяющие направление переноса ветром разрыхленного материала: сооружаются плетни, щитки, заборы вдоль дорог или вблизи зданий, производится посадка деревьев и кустов. В последние годы в Советском Союзе широко практикуются посадки полезащитных лесных полос, расположенных перпендикулярно господствующему движению ветра. Эти полосы оказались очень эффективной мерой по борьбе с суховеями, черными бурями на юге Европейской части СССР. Полезащитные полосы не только задерживают массы грунта, переносимые ветром, но и уменьшают силу ветра и его разрушительное воздействие на грунт. Например, в Приазовье, на полях, не огражденных лесными полосами, еще в 1949 г. ветер достигал иногда 20 м/сек (30 марта), в 1950г.— 22 м/сек. После создания комплекса полезащитных мероприятий такие ветры были значительно ослаблены.
ГЛАВА 14
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Подземные воды, или подземная гидросфера, как их назвал Ф. П. Саваренский, представляют собой часть гидросферы Земли и являются предметом изучения особой отрасли геологических знаний, получившей название гидрогеология.
Гидрогеология справедливо претендует на значение самостоятельной науки, так как имеет свои задачи и только ей свойственные методы разрешения этих задач.
За счет подземных вод в основном производится водоснабжение городов и поселков. Значение воды для человека особенно верно оценил А. П. Карпинский, указав, что гидрогеология помогает использованию «наиболее драгоценного полезного ископаемого».
Гидрогеология как наука имеет следующие сформулированные Ф. П. Саваренским задачи: выяснение условий образования 254
и залегания подземных вод, установление законов движения' воды под землей, изучение химических и физических свойств подземных вод, условий их использования и регулирования (в некоторых случаях подземные воды вредны для человека, так как затапливают шахты, подвалы зданий и т. п.).
Для подземных вод, как и для других полезных ископаемых, подсчитываются запасы и производится учет их расходования (баланс). Химизм подземных вод является критерием при поисках некоторых видов полезных ископаемых. Наконец, теплые и горячие (термальные) воды используются в целях теплофикации-и энергетики.
Самостоятельность гидрогеологии как науки определяется и существованием особой методики гидрогеологических исследований. В гидрогеологии одновременно используется комплекс методов, заимствованных от ряда смежных дисциплин: гидравлики, разведочного дела, геофизики, химии. Однако «гидрогеолог должен быть в первую очередь геологом» (Саваренский), так как, несмотря на все свое своеобразие, гидрогеология имеет дело с изучением земной коры и неотделима от геологии и ее методов исследования. В настоящем курсе невозможно изложить все содержание гидрогеологии и в особенности коснуться специфических вопросов гидрогеологической методики, применяемой при исследовании динамики движения подземного потока, пр» опробовании подземных вод и при подсчете их полезных запасов.
В данной главе подземные воды будут рассмотрены главным образом с общегеологической точки зрения, как один из факторов денудации, и лишь очень кратко будут освещены вопросы их происхождения и условий залегания.
ПРОИСХОЖДЕНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Еще в древние времена люди пытались выяснить происхождение подземных вод хотя и исключительно умозрительным путем, без проверки опытами и наблюдениями. Однако уже дона- чала н. э. были намечены все возможные пути решения вопроса, которые позднее действительно были использованы при построении современной теории их происхождения. Платон (IV—III вв. до н. э.) источником образования подземных вод считал морские воды; Аристотель (IV в. до н. э.)—сгущение холодного воздуха; Марк Поллио (I в. до н. э.) объяснял происхождение подземной воды просачиванием атмосферных вод.
Гипотеза о проникновении в слои Земли морской воды не могла стать универсальной. Безусловно, морская вода содержится в морских осадках, в дальнейшем сохраняясь и в осадочных породах; морская вода просачивается по порам и трещинам горных пород, слагающих побережье морей. Однако роль морской воды в формировании запасов подземных вод невелика,
тем более, что за ее счет вообще не могут образоваться источники воды на высоких гипсометрических отметках на континентах и в горах, и притом воды пресной, т. е. с иным химическим составом.
В начале XVIII в. (1717 г.) Мариот впервые обосновал выдвинутую еще Марком Поллио гипотезу, получившую название инфильтрационной. Он объяснял происхождение подземных вод за счет инфильтрации, т. е. проникновения дождевых и талых вод по порам и трещинам в горных породах, залегающих на поверхности суши. Эта несомненно прогрессивная гипотеза господствовала в науке около двух веков, но в XIX в. подверглась критике.
Основные возражения против инфильтрационной гипотезы сводились к двум положениям. Гипотеза инфильтрации не объясняла наличия «сухого» слоя между насыщенной влагой почвой и глубоко залегающими подземными водами, добываемыми колодцами. Кроме того, суммарный дебит (расход) источников данной местности не соответствует количеству выпадающих на ее территории атмосферных осадков.
Фольгер (1877 г.) выдвинул другую гипотезу — гипотезу «подземной росы», или конденсационную. Сущность ее заключается в следующем: влажный воздух у поверхности земли в летнее время всегда теплее почвенного, что создает разницу в давлении паров воды в воздухе и почве. С поверхности земли, где давление больше, пары воды начинают проникать в грунт, происходит сгущение паров, их конденсация, т. е. переход в жидкое состояние. Эта гипотеза, возрождающая в современной форме идеи Аристотеля, хорошо объясняет происхождение пресных вод в песках пустыни, где атмосферные осадки редки, а также на песчаных островах в море.
Конденсационную гипотезу Фольгера развил и существенно изменил А. Ф. Лебедев (1907—1919 гг.). Различие между конденсационными гипотезами Фольгера и Лебедева заключается в том, что первый допускал возможность проникновения и циркуляции самого воздуха в почву. Лебедев же допускает лишь перемещение водяного лара под влиянием разности его упругостей Наиболее низкая температура в грунте приурочена в летнее время к поясу постоянной температуры. Здесь устанавливается и минимальное давление пара. К этому горизонту устремляются пары воды не только от поверхности земли, но и из горизонтов, расположенных ниже пояса постоянной температуры, так как вниз температура возрастает по правилу геотермической ступени, и соответственно в более низких горизонтах увеличивается давление пара.
Однако и это добавочное положение не могло объяснить образования огромных масс подземных вод с помощью одной
конденсации. Поэтому Лебедев признавал, что наряду с конденсацией в образовании подземных вод участвует и инфильтрация.
Зюсс указал на возможность образования подземных вод также за счет выделения водяных паров из состава магмы. Действительно, при извержении вулканов выделяется большое количество водяных паров, по крайней мере часть которых, возможно, впервые поступает в атмосферу. Магма, остывающая в глубинах земной коры, также постепенно выделяет водяные пары и тем самым пополняет запасы подземных вод.
Возникающие таким путем воды Зюсс назвал ювенильными, что по-русски означает — девственные, т. е. не участвовавшие еще в круговороте воды на поверхности земли: не испарявшиеся, не выпадавшие в виде атмосферных осадков, не стекавшие по поверхности суши в океан. Ювенильные воды Э. Зюсс противопоставил водам «блуждающим», или вадозным (от латинского слова «вагере» — блуждать), издавна участвующим в поверхностном круговороте. К ним, очевидно, следует отнести и подземные воды инфильтрационного и конденсационного происхождения.
В природе подземные воды могут возникать всеми указанными способами, т. е. как в результате инфильтрации атмосферных осадков и вод из водоемов суши — озер, болот, рек,—так и путем конденсации, просачивания и захоронения морской воды и выделения воды из магмы. Следует отметить, что в разных случаях возможно возникновение подземных вод как одним из указанных путей, так и смешанным путем.
Трудно пока сказать, какую количественную роль играют все указанные способы происхождения подземных вод в общем их балансе в земной коре. В настоящее время инфильтрационный способ представляется наиболее универсальным и распространенным.
Количество воды, находящейся под землей, трудно определить. Сделанные различными исследователями подсчеты сильно расходятся. Указывается следующее соотношение между количеством воды атмосферы (А), гидросферы (Г) и литосферы, или подземной (Л):
А : Г : Л = 1 : 100 000: 10.
Абсолютная величина количества воды в литосфере достигает, во всяком случае, десятков (Фуллер) и, быть может, сотен (Слихтер) миллионов кубических километров.
ФИЗИЧЕСКОЕ СОСТОЯНИЕ ПОДЗЕМНОЙ ВОДЫ
Оценка физического состояния воды, находящейся в горных породах, представляет не только теоретический, но и практический интерес, так как этим определяется возможность ее извлечения в жидком виде и вообще использования для нужд людей.
Прежде всего вода может входить в связанном состоянии вПрежде всего вода может входить в связанном состоянии всостав минералов, из которых сложены горные породы. По характеру связей при этом различают несколько форм связанной воды: конституционную, кристаллизационную, гидратную.Конституционная вода. Эта вода содержится в молекулах и кристаллических решетках минералов не в виде целыхсостав минералов, из которых сложены горные породы. По характеру связей при этом различают несколько форм связанной воды: конституционную, кристаллизационную, гидратную.Конституционная вода. Эта вода содержится в молекулах и кристаллических решетках минералов не в виде целыхРис. 74. Схема связи различных форм жидкой подземной воды с частицами породы (поРис. 74. Схема связи различных форм жидкой подземной воды с частицами породы (поколлоидных минералах непостоянно и зависит от температуры, давления и степени влажности окружающей среды. Однако хотяколлоидных минералах непостоянно и зависит от температуры, давления и степени влажности окружающей среды. Однако хотя
Прежде всего вода может входить в связанном состоянии в
Прежде всего вода может входить в связанном состоянии в
состав минералов, из которых сложены горные породы. По характеру связей при этом различают несколько форм связанной воды: конституционную, кристаллизационную, гидратную.
Конституционная вода. Эта вода содержится в молекулах и кристаллических решетках минералов не в виде целых
состав минералов, из которых сложены горные породы. По характеру связей при этом различают несколько форм связанной воды: конституционную, кристаллизационную, гидратную.
Конституционная вода. Эта вода содержится в молекулах и кристаллических решетках минералов не в виде целых
Рис. 74. Схема связи различных форм жидкой подземной воды с частицами породы (по
Рис. 74. Схема связи различных форм жидкой подземной воды с частицами породы (по
коллоидных минералах непостоянно и зависит от температуры, давления и степени влажности окружающей среды. Однако хотя
коллоидных минералах непостоянно и зависит от температуры, давления и степени влажности окружающей среды. Однако хотя
А. Ф. Лебедеву)
/' — частицы почвы; 2 — молекулы во-ды
а — гигроскопическая вода при неполном насыщении, б — гигроскопическая вода при полном насыщении; яг — пленочная вода: частицы (о) при неполном молекулярном насыщении, 1астица (г) при полном молекулярном насыщении с пленкой максимально возможной толщины, пленочная вода движется налево до выравнивания толщины пленок; д—гравитационная вода, образующая каплю, стекающую вниз под влиянием силы тяжести
молекул, а в виде разобщенных ионов водорода или гидроксила, являющихся обязательными составными частями данного химического соединения. Она может быть выделена только при полном распаде соединения, когда собственно и возникают молекулы воды, ранее самостоятельно не существовавшие.
Кристаллизационная вода. В кристаллическую решетку минерала входит кристаллизационная вода в виде цельных молекул в строго определенной пропорции с основным химическим соединением. Ее присутствие определяет форму кристаллизации минерала, т. е. сингонию и класс образующихся кристаллов. Примерами могут служить гипс (CaSO4-2H2O) или мирабилит (Na2SO4 • ЮН2О). В последнем содержится до 55,9% воды по весу, но выделить ее с помощью нагревания можно только ценою распадения кристаллов, т. е. уничтожения данного минерала.
Гидратная вода. Это вода, присоединенная к частицам коллоидных веществ в виде плотно облекающих последние слоев молекул, как, например, в опале (SiO2-nH2O) или коллоидных гидратах окиси железа (F2O3 • иН2О). Содержание гидратной воды в подобных
гидратная вода и менее прочно связана с минералами, чем кристаллизационная, а тем более конституционная, она также не является свободной и не обладает свойствами жидкости, а пред-- ставляет лишь составную часть твердого тела. Только выделившись из коллоидных минералов, она, собственно говоря, превращается в воду.
Все рассмотренные виды связанной воды являются предметам изучения минералогии, так как представляют составные части минералов. В ходе образования и разрушения минералов то происходит присоединение к ним жидкой воды и переход ее в связанное состояние, то выделение ее вновь в свободном виде. Поэтому связанная вода в некоторой степени участвует в общем круговороте воды на поверхности земли и в недрах земной коры. При решении ряда вопросов истории подземных вод ее необходимо учитывать. Но все же связанная вода минералов не входит в понятие подземных вод и не является объектом изучения гидрогеологии. Подземные воды — совокупность воды, наполняющей поры и трещины горных пород и химически не связанной с минералами.
Химически не связанная вода может содержаться в горных породах в парообразном, жидком и твердом состоянии, т. е. в виде льда. Однако собственно подземными водами называют обычно жидкую воду. Можно различить несколько состояний или, вернее, форм существования жидкой воды в горных породах, а именно: гигроскопическую, пленочную, капиллярную и гравитационную воду (рис. 74).
Гигроскопическая вода. Там, где влажность пород наименьшая, возникает гигроскопическая вода. Она образуется из паров воды, проникающих в поры породы вместе с воздухом, и осаждается на частицах породы, например зернах песка, в виде мельчайших обособленных друг от друга капелек. Последние настолько прочно адсорбированы частицами породы, что под влиянием молекулярных сил притяжения не в состоянии передвигаться в породе в жидкой фазе. Отделиться от песчинки вода может, лишь перейдя в газообразную фазу.
Пленочна я в ода. При увеличении количества капелек на поверхности частиц породы они образуют тончайшую сплошную пленку. Возникает новая качественная категория физического состояния воды под землей — вода пленочная. В чем заключаются ее особенности? Пленка очень тонка и настолько прочно держится на частицах породы силами молекулярного притяжения, что не может отделиться от них под влиянием силы тяжести. В этом отношении новая фаза существования воды сходна с фазой гигроскопической. Однако пленочная вода обладает способностью передвигаться в породе в жидкой фазе, но под воздействием' молекулярных сил, благодаря чему может перемещаться в любую сторону, в том числе и снизу вверх, как бы не считаясь с силой тяжести.
Если, например, в каком-либо месте в связи с испарением пленка воды сделается более тонкой или исчезнет, или, наоборот, в связи с конденсацией влаги станет толще, чем в соседнем месте, то начнется перемещение воды, пока толщина пленки ие выравняется.
Капиллярная вода. Новое качественное физическое состояние воды под землей возникает при условии полного заполнения пор. Если диаметр поры не превышает 1 мм (так называемые капиллярные поры), то вода будет находиться под влиянием молекулярных сил и сил поверхностного натяжения, получивших в данном случае название капиллярных сил.
Столбик воды, заполняющий капиллярную пору, ограничен сверху и снизу вогнутыми поверхностями — менисками. Каждый из этих менисков действует подобно всасывающему насосу, стремясь сдвинуть весь столбик воды в свою сторону. Пока пора заполнена водой на небольшом протяжении, действия верхнего и нижнего менисков уравновешивают друг друга, и вода остается неподвижной, находясь как бы в подвешенном состоянии. Такие висячие капиллярные воды очень распространены в природе. К ним в большинстве случаев относятся почвенные воды, обусловливающие влажность почвы и тогда, когда подпочва совершенно суха.
На некоторой глубине, где поры породы целиком заполнены жидкой водой, последняя может по капиллярным порам подниматься и в вышележащую часть породы, иногда довольно высоко. Это происходит потому, что в данном случае нижнего мениска в поре не существует, а верхний мениск как бы засасывает воду вверх с тем большей силой, чем тоньше пора. Поэтому величина капиллярного поднятия воды наибольшая в тонкозернистых, а следовательно, и тонкопористых породах — суглинках и глинах — и значительно меньше в песках. В галечниках капиллярное поднятие практически отсутствует, так как подавляющее большинство пор здесь очень крупные. Под влиянием капиллярных сил глина всасывает в себя воду с силой, определяемой в 3 атм, причем высота подъема воды достигает 30 м. В еще более мелкозернистой породе — литографском сланце — величина силы всасывания достигает 5 атм и подъем воды в капиллярах может осуществляться на высоту до 50 м.
Противоположное явление происходит в том случае, если порода с капиллярными порами будет сверху залита водой, имеющей свободную поверхность. Так бывает, например, после дождей, когда образуются лужи. В капиллярных порах породы под такими лужами нет верхних, а есть лишь нижние мениски. Они как бы засасывают воду на глубину, способствуя ее инфильтрации даже в слабопроницаемые породы. Это явление играет очень большую роль в образовании подземных вод за счет атмосферных осадков.
Гравитационная вода. Новое качественное состояние подземной воды наступает в крупнопористых породах, при диаметре пор более 1 мм. В таких порах даже при неполном заполнении их водой последняя начинает перемещаться под влиянием силы тяжести (гравитация), если толщина водной пленки, покрывающей стенки пор, достаточно велика. Тем более это касается случая полного заполнения крупных пор, когда вода практически целиком движется под воздействием силы тяжести, т. е. течет в сторону уклона ложа. Именно эти гравитационные воды только и являются водами свободными, тогда как капиллярные, а особенно пленочные воды все же, хотя и рыхло, но связаны с горной породой. Только гравитационные воды являются практически доступными для эксплуатации, как поддающиеся извлечению из горных пород с помощью вычерпывания, откачки и т. п. Ни капиллярная, ни тем более пленочная вода добываться из земных недр в качестве полезного ископаемого не может, так как технически доступными способами выделить ее в жидком состоянии нельзя. Когда говорят о подземных водах. то и имеют в виду именно гравитационные воды.
Приведенная классификация состояний подземных вод была предложена А. Ф. Лебедевым и применяется до сих пор. Внесенные в нее дополнения сводятся к тому, что в классе пленочных вод выделяют две разновидности — воды адсорбирован ные и воды абсорбированные.
Адсорбированные воды — воды, удерживаемые частичкой породы на своей поверхности. Абсорби роза н н ы с же воды являются водами, вошедшими в мельчайшие промежутки ячеек пространственной решетки или тончайшие пространства, отделяющие друг от друга отдельные коллоидные ми целлы, из которых состоит минерал. Это собственно вода, по состоянию занимающая уже промежуточное положение между собственно пленочной и гидратной.
Эта поправка не нарушает принципа рациональной классификации физического состояния подземных вод, предложенной Лебедевым, но лишь дополняет ее.
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ГОРНЫХ ПОРОД
Важнейшими свойствами горных пород в отношении к подземным водам являются их водопроницаемость и влагоемкое: и
Водопроницаемость. Свойство породы пропускать сквозь себя воду, отнесенную к категории гравитационной, называется водопроницаемостью. Последняя определяется наличием пустот в породе, т. е. пористостью у зернистых пород и скважистостью или трещиноватостью у пород массивных. Водонепроницаемость представляет собой обратное свойство.
Под пористостью понимают сумму объемов пустот в породе. В зависимости от размера пор выделяют: крупные поры (не ка
пилляры), диаметр которых превышает 1 мм; капилляры с диаметром отверстий от 0,5 до 1 мм; субкапилляры до 0,002 мм в диаметре.
Пористость определяется следующим методом: кусок породы взвешивают в воздушно-сухом состоянии; затем породу насыщают водой и снова взвешивают. Разница весов даст представление об объеме воды, заполнившей поры, а следовательно, и о пористости данной породы.
Пористость измеряется в процентах по отношению к объему взятого образца породы. Она зависит не только от величины зерен, но также и от их взаиморасположения, упаковки, степени уплотненности. Если зерна песка занимают вершины и центр куба, то пористость достигнет 47,6%; если песчинки того же диаметра занимают вершины тетраэдра (трехгранная пирамида), то пористость снижается до 24,5%.
В разнозернистых песках с угловатыми мелкими зернами пористость уменьшается, так как мелкие зерна могут заполнять поры между крупными. Для гидрогеолога поэтому необходимо определять гранулометрический состав породы, т. е. степень крупности слагающих ее зерен. Его принято выражать в виде процентного содержания в породе зерен различной крупности.
Разработаны различные методы гранулометрического или механического анализа рыхлых горных пород, при котором составляющие породу частицы разделяются на фракции по крупности зерна. Наиболее крупные фракции — валуны, гальку, песок — разделяют с помощью металлических сит, имеющих отверстия разного диаметра. Таким способом можно успешно разделять лишь частицы больше 0,25 мм в поперечнике. Для разделения более мелких частиц применяют различные методы размучивания и отстаивания в воде. При этом исходят из того, что рыхлые горные породы состоят преимущественно из минералов, близких по удельному весу, и скорость падения их частиц в воде можно приближенно считать пропорциональной их размерам или, что то же, диаметрам.
Если принять средний удельный вес минеральных частиц за 2,7 (уд. вес кварца), то скорость их падения в воде при диаметре 0,25 мм приближается к 10 см^сек; при диаметре 0,1 мм— к 2 см,сек; при диаметре 0,05 мм — к 0,8 см!сек и т. д.
Н. А. Сабанин еще в 1903 г. предложил простейший метод разделения фракций: в цилиндрическом стеклянном сосуде, наполненном водой, размачивается порода (песок, суглинок, глина). Взмученную смесь отстаивают в течение одной секунды. За это время частицы более 0,25 лл в диаметре успеют осесть на 10 см ниже поверхности воды. Посредством сифона сливают этот верхний слой с оставшимися в нем во взвешенном состоянии более мелкими частицами породы. Эту операцию повторяют до тех пор, пока сливаемая вода не станет совсем 262
прозрачной. Оставшуюся на дне смесь крупных частиц и воды выпаривают и взвешивают. Таким образом получают представление о процентном содержании в породе крупных частиц или крупной фракции зерен, которую, если надо, затем разделяют на ситах.
Слитую сифоном смесь вновь взмучивают и дают ей отстояться в течение большего времени, чем в первом опыте. На дно сосуда осядут частицы менее крупные, чем оказавшиеся в первой фракции. Снова определяется процентное содержание второй фракции в породе. Опыт повторяется несколько.раз с последующим увеличением времени на отстаивание. Удается разделить на фракции частицы более 0,01 мм в диаметре. Для более мелких частиц приходится прибегать уже к иным методам.
Существуют специальные таблицы, помогающие определять пористость по гранулометрическому составу. Хотя такие определения и мало точны, но для рыхлых пород ими часто приходится пользоваться, так как другими способами их пористость не всегда можно установить.
Горных пород, не имеющих пустот, не существует или они очень редки. Различные породы обладают следующими величинами пористости и скважистости (в %):
Гранит (скважистость)0,05—2
Базальт (скважистость)0,5—1,3
Песчаник (скважистость и пористость) 3—27
Песок (малая цементация) 30—42
Мел . . 14—45
Глины 15—55
При этом обращает на себя внимание большая величина пористости глин. Обладая такой большой пористостью, глины в то же время являются породами водонепроницаемыми. Объясняется это тем, что водопроницаемость зависит не от общей пористости, а определяется размерами пор. Пористость песка падает иногда до 30% и тем не менее это хорошо водопроницаемая порода, так как поры в ней крупные. Но чем мельче частицы породы, тем тоньше и поры, их разделяющие. В глинах имеются уже только капиллярные и субкапиллярные поры, по которым движение гравитационной воды невозможно.
При большей величине пористости и малом диаметре зерен вода, вошедшая в породу, имеет очень большую поверхность соприкосновения с породой и находится всецело под влиянием удерживающих ее поверхностных молекулярных сил..
размер зерна в мм10006,0010,0001(коллоид)размер зерна в мм10006,0010,0001(коллоид)Сумма поверхностей частицв м-
размер зерна в мм
1000
6,001
0,0001
(коллоид)
размер зерна в мм
1000
6,001
0,0001
(коллоид)
600
6 000
6 000 обо
60 000 000
Для 1 Л13 плотной породы сумма свободных поверхностей составит 6 м2. Если тот же объем заполнить раздробленными частицами, то сумма свободных поверхностей быстро возрастает с уменьшением величины зерен.
Гидрогеологической особенностью глин является их свойство жадно поглощать воду, но почти не пропускать ее. При этом глина разбухает, увеличивается в объеме, так как значительная часть воды абсорбируется частицами глинистых минералов, проникая внутрь их кристаллической решетки и как бы раздвигая ее. Это приводит к замыканию даже тех капиллярных пор, которые могли ранее проводить собственно пленочную и капиллярную влагу.
Набухание при увлажнении определяет плохое качество влажных глин при опоре на них фундаментов зданий. Глина становится пластичной и под весом здания из нее выжимается вода, глина уменьшается в объеме, что может повести к деформации здания. В этом отношении значительно надежнее песок, даже влажный; он не пластичен, не набухает и не оседает под нагрузкой, являясь прекрасным основанием. Поэтому не оправдывается старинная поговорка, считающая неустойчивым, непрочным все, что «построено на песке».
Итак, водопроницаемость горных пород связана с пористостью сложной зависимостью и определяется не столько общей пористостью, сколько средними размерами пор, их поперечниками. Размеры пор в случае рыхлых пород в известном мере также зависят от гранулометрического состава — чем крупнее зерно, тем легче проницаема порода для гравитационной воды. Поэтому существуют способы расчета водопроницаемости по данным гранулометрического анализа. Однако, если порода гранулометрически очень неоднородна, а тем более если она сцементирована или имеет массивно кристаллическое строение, то водопроницаемость с гранулометрическим составом вообще не связана и может быть определена лишь опытным путем.
Степень водопроницаемости породы принято характеризовать коэффициентом фильтрации, или коэффициентом вод о про н и ц а е м ости, указывающим скорость, с которой гравитационная вода просачивается через породу при уклоне подземного потока равном 45° или единице, если за меру уклона брать тангенс этого угла.
Коэффициент фильтрации выражают обычно в литрах В СУТКИ.
По степени водопроницаемости все горные породы можно разделить на 5 групп или категорий (табл. 10). :
Пород, при любых условиях абсолютно не пропускающих воду, в природе не существует. Даже самые плотные глины пропускают гравитационную воду в ничтожном количестве в капиллярном и пленочном состоянии. Но проникнуть через них могут заметные количества воды за сроки порядка
сотен тысяч или даже десятков миллионов лет, что не имеет никакого значения для обычной практики человека. Поэтому породы V категории всегда и характеризуются как непроницаемые, или водоупорные.
Таблица 10
Классификация горных пород по степени водопроницаемости
Категория
Степень водопроницаемости
Коэффициент фильтрации, в м/сутки ;
I
Хорошо водопроницаемые (галечники, крупнозернистые пески, массивные сильнотрещиноватые и пещеристые породы) •
>10
11
Водопроницаемые (пески, трещиноватые породы) .
10-1
I п
Слабоводопроницаемые (мергели, песчаники, супеси) .. .
1—0,01
IV
Весьма слабо проницаемые или полупроницаемые (глинистые песчаники, супеси, суглинки) . . .
0,01-0,001
V
Непроницаемые, практически водоупорные породы (глины, нетрещиноватые скальные породы и др.)
<0,001
Породы IV и даже III категории также могут в природе играть роль относительно водоупорных, если они залегают среди более водопроницаемых слоев. Если сверху лежит песок, а под ним супесь, то вода с поверхности земли легко будет проникать в песчаный слой, а в супесь будет просачиваться с трудом. В результате в нижней части песка над границей с супесью задержится вода, быстро прибывающая сверху и лишь медленно проникающая вниз. Супесь будет служить относительным водоупором для этой воды.
Эту относительность понятий «водопроницаемая» и «водоупорная» порода надо всегда иметь в виду при изучении уело вий залегания и движения подземных вод в земной коре.
Влагоемкость горных пород. Под этим гидрогеологическим свойством горных пород понимают способность их вмещать и удерживать определеннее количество воды при данной температуре и давлении. Различают влагоемкость максимальную, или полную, и влагоемкость молекулярную.
Макс и м а л ь и а я, или и о л н а я, в л а г о е м кост ь определяется количеством всех видов воды, содержащихся в породе при условии полного заполнения пор.
М о л е к у л я р н а я влаге е.м кость — количество воды, которое удержится в породе силами молекулярного сцепления, если гравитационной воде будет предоставлена возможность вытекать из породы под влиянием силы тяжести. Разность между полной и молекулярной влагоемкостью называют водоотдачей породы. Ею определяется количество свободной гравита-
ционной воды, которое можно извлечь из породы. Водоотдача 1 м4 породы носит название удельной водоотдачи.
Допустим, что пористость породы 40% (мелкий песок). Тогда 1 лг3 при полном насыщении вместит в себя 400 л воды, что и будет полной влагоемкостью породы. Пусть после стока гравитационной воды в породе будет удержано молекулярными силами 150 л, т. е. 15%. Это и будет молекулярной влагоемкостью. Разность обеих величин даст нам удельную водоотдачу. В данном случае она будет равна: 400—150 = 250 л.
Для глин, которые не могут содержать гравитационной воды, молекулярная влагоемкость будет равна полной влагоемкости, а следовательно, удельная водоотдача их при обычных условиях равна нулю. Иными словами, глины не могут быть водоносными, из них воду обычными методами добыть нельзя.
ТИПЫ ПОДЗЕМНЫХ ВОД И ИХ ДИНАМИКА
По условиям залегания, питания и движения подземные воды неодинаковы и среди них можно различить несколько типов. Для того чтобы лучше понять эти различия, рассмотрим вначале условия залегания подземных вод, типичные для областей, сложенных толщами слоистых осадочных пород. Представим себе, что местность сложена с поверхности толщей водопроницаемых или полупроницаемых рыхлых пород (песков, супесей, суглинков), которые на некоторой глубине подстилаются слоем водоупорной глинистой породы. Двигаясь сверху вниз по разрезу (рис. 75), вначале встретимся с почвенными водами, располагающимися в поверхностной зоне промачивания дождевыми осадками и конденсации влаги из воздуха. Это воды висячие, не подстилаемые водоупором. Обычно здесь содержится лишь очень немного гигроскопической и пленочной воды, а во влажные сезоны еще и капиллярной. Почвенная вода играет очень большую роль в питании растений, но добыть ее колодцами, как правило, невозможно. Зона почвенных вод в разных породах и при разных климатических условиях может иметь различную мощность. В песках она измеряется сантиметрами, а в глинах и суглинках — дециметрами и даже метрами.
Ниже часто располагается толща практически сухих пород, содержащих очень мало воды в пленочном состоянии. Но если в этой толще имеются прослои или линзы относительных водоупоров, то во влажные сезоны года на них очень длительное время задерживается некоторое количество воды. Эти временные водоносные горизонты получили название верховодки.
Если постоянные подземные воды лежат очень глубоко или по своему составу непригодны для питья, местное население иногда использует Для водоснабжения и верховодку, добывая ее колодцами. Однако это ненадежный и плохой источник воды.
Рис. 75. Схема гидрогеологического разреза почвы и подстилающей ее толщи осадочных пород
а — почвенные воды; 6 — верховодка, в — грунтовые воды; гО — межпластовые воды — капиллярная и пленочная вода: 2 — гравитационная вода; 3 водопроницаемые породы; 4 — полупроницаемые породы; -5 — водоупорные породы
непостоянный и легко загрязняющийся, особенно в населенных пунктах за счет просачивания сверху грязных сточных вод, вод из уборных, хлевов и т. п.
В областях с влажным климатом над первым сверху сплошным водоупорным слоем обычно располагается уже более постоянный горизонт подземных вод, насыщающий нижнюю часть проницаемой толщи. Этот первый от поверхности постоянный водоносный горизонт носит название горизонта грунтовых вод.
Грунтовые воды, подобно почвенным водам и верховодке, питаются за счет просачивания атмосферных осадков сверху, т. е. получают питание на той же площади, где они распространены. Поэтому водообилие грунтовых вод прямо зависит от климата данной местности и, в частности, от распределения осадков по сезонам года. Хотя этот горизонт и гораздо более постоянен, чем верховодка, но количество воды в нем сильно колеблется во влажные и сухие сезоны, а иногда он может даже частично или полностью пересыхать. Подобно верховодке, грунтовые воды могут, хотя и в меньшей степени, загрязняться сверху, но так как они ближе всего располагаются к поверхности, колодцами в сельской местности чаше всего добывают именно грунтовые воды.
Собственно горизонтом грунтовых вод, или водоносным горизонтом, называется часть перекрывающей водоупорный слой проницаемой толщи, насыщенная гравитационной водой. Сверху водоносный горизонт ограничен зеркалом грунтовых вод, на уровне которого устанавливается вода в вскрывающих ее колодцах (см. рис. 75, скв. 1). Над зеркалом грунтовых вод располагается зона капиллярного поднятия, в которую по капиллярным порам затянута капиллярная вода. В ней порода очень сильно увлажнена, но вода из нее непосредственно не вытекает, если только ее не отжимать искусственно. Мощность зоны капиллярного поднятия в зависимости от гранулометрического состава и пористости породы колеблется от 0,02 до 1,2 лг в песках, и от 3,5 до 6,5 м в суглинках.
Если ниже горизонта грунтовых вод располагается толща, состоящая из чередования водопроницаемых и водоупорных пород, то над каждым водоупором может располагаться особый водоносный горизонт. В отличие от грунтовых вод эти водоносные горизонты называются ме ж п л а с т о в ы м и. Они перекрыты сверху водоупорами, препятствующими непосредственной инфильтрации воды с поверхности. Областью их питания служат иногда очень удаленные районы, в которых данный слой водопроницаемой породы лежит прямо на поверхности. Возникающие подземные воды стекают по уклону водоупора и достигают данной местности часто через очень длительный срок, измеряемый многими годами, столетиями и тысячелетиями. Поэтому межпластовые воды не зависят от сезонных изменений 268
осадков и испарения в данной местности атакой мере, как грунтовые, и отличаются гораздо большим постоянством. Сверху они ващищены водоупорами от местного загрязнения и, таким образом, являются лучшими источниками водоснабжения, чем грунтовые воды, если, конечно, они пресные.
Однако продолжительные засушливые периоды могут сказаться на истощении и межпластовых водоносных горизонтов.
Межпластовые воды могут обладать свободной поверхностью, или зеркалом, подобно грунтовым водам, если слой водопроницаемой породы не полностью насыщен водой. В таком случае в колодце, вскрывающем водоносный горизонт, уровень
6
1==)/ [ШИу
Рис. 76. Депрессия зеркала водоносного горизонта а — зеркало водоносного горизонта; б — зона депрессии
1 — водоупорные породы; 2 — водоносные породы; 3 — породы, покрывающие водоносный горизонт
воды устанавливается на. той же высоте, что и поверхность воды в водоносном горизонте (см. рис. 75, скв. II). Когда весь водопроницаемый слой насыщен водой, поверхность водоносного горизонта не является свободным зеркалом воды, а совпадает с подошвой кроющего водоупора. Обычно вода при этом обладает гидростатическим напором. В колодце, вскрывающем подобный горизонт напорных вод, вода поднимается выше его кровли до высоты, определяемой так называемым пьезометрическим уровнем водоносного горизонта, соответствующим величине напора (см. рис. 75, скв. III). Свободное зеркало подземных вод можно рассматривать как частный случай пьезометрического уровня, когда он располагается ниже водоупорной кровли и напор равен нулю.
Эти различия в характере водоносных горизонтов определяются условиями их питания, формой залегания водопроницаемых пластов под землей, условиями движения в них подземных вод и условиями дренажа (осушения) или разгрузки водоносного горизонта.
Разгрузка водоносного горизонта заключается в следующем. Если водоносный горизонт выходит на поверхность земли, например, в овраге, на берегу реки, то происходит истечение воды из него, возникают родники, ключи (рис. 76). Это приводит к тому, что массив водоносной толщи, прилегающий
к стенке берега (оцрага, реки), обезвоживается, осушается (дренируется), и зеркало подземной воды испытывает искривление с наклоном в сторону берега.
Явление это получило название депрессии зеркала грунтовых вод, или пьезометрического уровня. Депрессия может иметь различную форму в зависимости от величины пор в породе. В мелкопористых породах, в которых подземный сток затруднен, поверхность депрессии наклонена круто и обращена выпуклостью вверх; в крупнопористых породах, таких, как галечник, гравий, поверхность депрессии полого наклонена и прогнута.
Рис. 77. Схема возникновения местного напора 1 - водоупорные породы; 2 — водоносные породы; 3 —- вода в колодцах (в левом колодце показан самоизлив воды на поверхность); 4 — напор воды в колодцах
В тех местах, где водоносный горизонт усиленно дренируется поступающей в него воды обычно не хватает для полного насыщения водопроницаемого слоя и возникает свободное зеркало подземных вод, не имеющих напора. Но и в таких случаях иногда может возникнуть местный напор, связанный с неровностями водоупорной кровли (рис. 77). Там, где постель водоупорной кровли опускается ниже уровня зеркала подземных вод, в колодце вода обязательно поднимается до этого уровня, подчиняясь закону сообщающихся сосудов. Если и устье колодца располагается ниже зеркала подземных вод, то происходит даже самоизлив воды из колодца (см. рис. 77, слева).
Однако напор межпластовых вод может иметь региональное распространение и проявляться на обширной площади. На рис. 78 (слева) изображена область питания водоносного горизонта, в пределах которой содержащиеся в нем воды носят характер грунтовых вод. Реки и овраги дренируют в этой области лишь часть воды, а основная ее масса, располагающаяся ниже дна долин, медленно оттекает под землей в сторону уклона водоупорного ложа.
По мере погружения водоносного горизонта на глубину он перекрывается водоупорными слоями сверху и превращается 270
Рис. 78. Схема возникновения регионального напора подземных вод водоупорные породы; 2 — насыщенная водой часть водолрснииасмою слоя годонссный -орилеьт); 3 — направление вод. В коюдцах vk \ черным показан сюлб водыРис. 78. Схема возникновения регионального напора подземных вод водоупорные породы; 2 — насыщенная водой часть водолрснииасмою слоя годонссный -орилеьт); 3 — направление вод. В коюдцах vk \ черным показан сюлб воды
Рис. 78. Схема возникновения регионального напора подземных вод водоупорные породы; 2 — насыщенная водой часть водолрснииасмою слоя годонссный -орилеьт); 3 — направление вод. В коюдцах vk \ черным показан сюлб воды
Рис. 78. Схема возникновения регионального напора подземных вод водоупорные породы; 2 — насыщенная водой часть водолрснииасмою слоя годонссный -орилеьт); 3 — направление вод. В коюдцах vk \ черным показан сюлб воды
в межпластовый. На большом удалении от области питания, там, где гипсометрически поверхность земли лежит ниже, реки и овраги вновь могут начать дренировать этот межпластовый горизонт (рис. 78, справа). Но здесь он уже не будет получать новой воды из атмосферы, а будет только терять ее. Это область разгрузки водоносного горизонта, где он, так же ка.\ в области питания, может иметь свободное зеркало воды
В той части плошади, где межпластовый водоносный горизонт лежит глубоко и не дренируется долинами и оврагами, он обычно насыщен водой полностью, а воды в нем могут приобрести гидростатический напор, тем больший, чем больше разность высот между областью питания и данным участком водоносного горизонта и чем менее интенсивен его дренаж в области разгрузки. На всем пространстве в колодцах и буровых скважинах, вскрывающих этот горизонт, вода будет подниматься под напором до поверхности пьезометрического уровня. В случае же, если поверхность земли окажется лежащей ниже пьезометрического уровня, вода из скважин будет сама изливаться на поверхность или даже фонтанировать иногда с очень большой силой.
Межпластовые воды, обладающие значительным региональным напором, носят название артезианских вод, а содержащие их водоносные горизонты — артезианских водоносных ГО-
ризонтов. Большие скопления артезианских вод приурочены к так называемым артезианским бассейнам, в большинстве случаев представляющим собой огромные мульды или прогибы пластов земной коры, имеющие сотни и первые тысячи километров в поперечнике и глубину во многие сотни и тысячи метров (рис. 79).
артезианский бассейнОбласть питания ,►, Область питанияартезианский бассейнОбласть питания ,►, Область питанияРис. 79. Схема артезианского бассейна/ — водоупорные породы; 2 — водоносный слой; 3 — пьезометрический уровень; Ф — учаРис. 79. Схема артезианского бассейна/ — водоупорные породы; 2 — водоносный слой; 3 — пьезометрический уровень; Ф — учаВодопроницаемые пласты, выходящие на поверхность по окраинам артезианского бассейна, собирают там воды атмосферных осадков. Последние, уходя по уклону пластов к центру бассейна, пополняют запасы подземных напорных вод, добывае-
артезианский бассейн
Область питания ,►, Область питания
артезианский бассейн
Область питания ,►, Область питания
Рис. 79. Схема артезианского бассейна
/ — водоупорные породы; 2 — водоносный слой; 3 — пьезометрический уровень; Ф — уча
Рис. 79. Схема артезианского бассейна
/ — водоупорные породы; 2 — водоносный слой; 3 — пьезометрический уровень; Ф — уча
сток самоизлива и фонтанирования артезианских вод
мых здесь буровыми скважинами. Крупные артезианские бассейны служат важнейшими источниками водоснабжения больших-промышленных и сельскохозяйственных районов на многих континентах земного шара.
Особенно большое значение имеют пресные артезианские воды для засушливых областей земли. Получая питание вне их пределов, в районах с влажным климатом, они доставляют подземную воду иногда в самую глубь безводных пустынь, где только артезианские буровые скважины нередко дают жизнь отдельным оазисам.
Характер движения и условия добычи подземных вод зависят в немалой степени от типа проницаемости водоносных горных пород. С этой точки зрения все подземные воды можно разделить на две основные группы — поровые и трещинные.
Поровые воды. Те воды, которые насыщают пористые породы — галечники, пески, слабо сцементированные песчаники, супеси, суглинки и т. п., — называются поровыми. Количество воды, которое можно добыть из таких пород в единицу времени, т. е. их дебит, зависит от гранулометрического состава, структуры и типа пористости породы, которые определяют скорость подтока воды к колодцу или скважине. Чем более крупнозерниста порода, тем быстрее откачивается из нее вода, так как движение ее происходит свободнее. Скорость движения подземного потока обычно достигает в лёссе и суглинистых породах
0,1—0,3 м[сутки, в супесях и мелкозернистых песках — 0,5— 1,0 MjcyTKu, в грубозернистых песках и мелком галечнике от 1,5 до 10 м[ сутки.
Еще быстрее может двигаться вода в сильнотрещиноватых плотных (скальных) породах. Такие трещинные воды испытывают при своем движении меньшее трение. Особенно быстро может течь подземная вода в трещиноватых известняках, расщелины которых часто расширены ее собственной растворяющей деятельностью и превращены в широкие каналы, ходы и пустоты иной формы, являющиеся как бы естественными водопроводными трубами. Колодец или скважина, попавшие на такую естественную трубу, могут давать огромные количества воды.
Для того чтобы избежать истощения запасов подземных вод неумеренной откачкой, при проектировании водоснабжения вначале проводят сложные расчеты по данным опытных откачек из скважин, используя различные специальные математические формулы. Затем водоснабжение регулируют так, чтобы оставить неприкосновенными «вековые» запасы воды и использовать только ту ее часть, которая ежегодно протекает через водоносный горизонт, пополняясь новой, поступающей из области питания.
Трещинные воды. Воды, заключенные в слоях твердых пород между двумя водоупорами, образуют обычные межпластовые водоносные горизонты; пластовые трещинные воды принци
пиально не отличаются от пластовых поповых вод.
Иначе дело обстоит в областях, сложенных массивнокристаллическими или метаморфическими породами. Здесь нет выдержанных пластов, проводящих воду и разделенных водоупорными пластами. Вода движется по сложной и прихотливой си
стеме трещин различного происхождения, часто не считающихся в своем расположении со слоями. Наибольшее количество трещин находится всегда в самой поверхностной зоне, где их происхождение связано с выветриванием.
Эта сильнотрещиноватая кора выветривания сравнительно хорошо проводит воду, тогда как ниже располагаются слабо
трещиноватые или совершенно массивные невыветрелые породы, играющие роль водоупора. С этой зоной связаны трещинные грунтовые воды, по своим свойствам мало отличающиеся от обычных грунтовых вод.
В горах и других областях суши, сложенных нацело скальными породами, подобные грунтовые воды обычно и являются единственным доступным подземным источником водоснабжения, если не считать еще галечников дна речных долин. Трещинные воды глубже зоны выветривания, очень непостоянны и встречаются лишь изредка, приурочиваясь к зонам тектонического дробления, вдоль разрывных нарушений и т. п. Условия их движения, питания и разгрузки весьма сложны и здесь разбираться не будут. . _
Источники. В местах пересечения водоносного горизонта оврагами и речными долинами или разрыва водоупорной кровли трещинами происходит вскрытие подземного потока. Подземные воды начинают вытекать в виде ключей, родников или источников на поверхность земли. Источники бывают постоянно действующие и пересыхающие, что зависит от равномерности распределения количества атмосферных осадков по сезонам года, а для источников, питаемых глубокими водоносными горизонтами,— также от расстояния области питания водоносного горизонта от области его разгрузки (выхода источников). Иногда источники проявляются спорадически, только во время выпадения дождей в области питания, так как и подземные воды, их обусловливающие, являются временными, кратко существующими.
По способу истечения воды различают источники нисходящие и восходящие.
В нисходящих источниках вода, высачивающаяся на склоне или у его основания, спокойно стекает вниз по уклону. В восходящих источниках вода выходит под напором и всегда бьет вверх ключом, так что в лужице, образующейся обычно над местом ее выхода, она как бы кипит. Это явление носит название грифона.
Нисходящие источники образуются там, где долиной или оврагом вскрыты грунтовые воды или межпластовый водоносный горизонт со свободным зеркалом. Восходящие источники образуются в местах, где подземные воды у выхода имеют напор.
Классическим случаем восходящих источников является появление на поверхности земли артезианских вод, проникающих через трещины, рассекающие перекрывающий их водоупорный пласт. Такие источники часто образуют мощные грифоны. Но восходящий источник может появиться и в случае местного напора (см. рис. 77). Поэтому только по одному факту появления восходящих источников судить о напорном или безнапорном режиме питающих их водоносных горизонтов не всегда возможно.
Расход или дебит источников так же, как и колодцев, связан с водообильностью водоносного горизонта и скоростью водоотдачи горных пород. В песчано-глинистых и сланцевых породах дебит источников обычно менее 1 л! сек, в галечниках и трещиноватых породах он иногда бывает более 10 л^сек. (36 м^час).
ТЕМПЕРАТУРА ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Неглубоко залегающие грунтовые воды испытывают сезонные колебания температуры, амплитуда которых лишь несколько ослаблена, а сроки повышения и понижения запаздывают по сравнению с сезонными температурами земной поверхности. Поэтому колодцы, питающиеся такими водами, иногда даже замерзают зимой. Однако, чем глубже мы опускаемся под землю.
тем меньше колебания температуры, и, наконец, в поясе постоянных температур она становится неизменной в течение всего года и равной средней годовой температуре местности. Такова же и температура циркулирующих там вод. И летом и зимой она остается одинаковой.
Там, где средние годовые температуры отрицательны, вода в поясе постоянных температур круглый год находится в твердом состоянии в виде льда. Это так называемая многолетняя или «вечная» мерзлота, о которой речь будет идти ниже. Она характерна для большей части территории Восточной Сибири. Там, где средние годовые температуры выше нуля, подземные воды пояса постоянных температур, наоборот, не замерзают даже зимой. В Западной Сибири и Европейской части СССР воду добывают из колодцев и в зимнее время, а летом она холодная даже в самую жару.
Воды, циркулирующие на большой глубине, нагреты выше среднегодовой температуры местности и тем выше, чем глубже- они залегают. Здесь начинает действовать тепло, поднимающееся из недр земного шара. Если температура источника выше среднегодовой, то это показывает, что вода поднимается с глубин, превышающих глубину залегания пояса постоянной температуры. Для определения глубины восхождения подземной воды по температуре источника можно использовать следующий простой расчет.
Предположим, что температура источника 15°, средняя годовая температура местности и, следовательно, температура у пояса постоянной температуры 5°; пояс постоянной температуры залегает на глубине 10 л; геотермическая ступень равна 30 м. Тогда глубина восхождения источника будет:
(15°—5°) -30—10 = 290 ж
Источники, поднимающиеся по трещинам с больших глубин, могут иметь очень высокую температуру, достигающую десятков градусов (30—60° и выше). Подобные теплые и горячие источники (термальные источники, термы, гидротермы) известны во многих местностях, в которых существуют относительно молодые, еще не успевшие закрыться трещины тектонических разрывов и, вообще, молодые дислокации. Происхождение их не обязательно связано с наличием в этой местности на небольшой глубине внедрившейся в земную кору и еще не остывшей массы раскаленной магмы. Подобные теплые или горячие ключи могут возникнуть при погружении на значительную глубину обычных артезианских или трещинных вод, питающихся за счет атмосферных осадков. Во многих областях, где нет никаких следов вулканизма, на больших глубинах буровыми скважинами в настоящее время вскрыты сильно нагретые артезианские воды. Широкое их распространение несомненно, и при нынешних успехах техники глубокого бурения практи-
чески ставится вопрос о возможности их использования Для теплофикации населенных пунктов и других целей.
Существуют, конечно, горячие источники, связанные с магмой. Ими изобилуют все вулканические области; рассмотрены они будут позже в главе «Вулканизм».
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Подземные воды всегда содержат в том или ином количестве растворенные газы и соли. Образуясь за счет атмосферных осадков, они заносят с поверхности земли растворенные в них кислород, азот и углекислоту. Проходя через почву и горные породы, содержащие разрушающееся органическое вещество, подземные воды могут обогатиться сероводородом, метаном и другими углеводородами. Циркулируя в порах и трещинах горных пород, они растворяют минералы, их составляющие, и обогащаются за их счет различными сравнительно легко растворимыми солями — карбонатами, сульфатами, хлоридами, а также значительно труднее растворимыми веществами — кремнеземом, окисным железом и др.
По степени и характеру минерализации, т. е. по количеству растворенных веществ и их составу, подземные воды весьма различны. Грунтовые и сравнительно неглубоко залегающие межпластовые воды тесно связаны с климатом. Для областей с влажным климатом характерны слабоминерализованные или пресные воды. Среди растворенных солей в них преобладают карбонаты кальция и отчасти магния. Для областей с засушливым климатом характерны более минерализованные, солоноватые, а иногда и соленые воды, в которых наряду с карбонатами содержатся сульфаты натрия, калия и кальция, а также хлористые соли (главным образом поваренная).
Это объясняется тем, что в странах с влажным климатом в водоносные горизонты поступает много пресной воды из атмосферы и образуется много источников. Воды, содержащиеся в водоносных слоях, сравнительно быстро заменяются новыми, вынося из горных пород все легко растворимые соли. В то же время они обогащаются карбонатами, легко растворяя их в горных породах благодаря большому количеству углекислоты, содержащейся в инфильтрующихся дождевых водах.
В засушливых областях в водоносные слои поступает мало воды, обновление ее запасов происходит медленно и она не так интенсивно выносит из горных пород растворимые соли. Наоборот, эти соли постепенно концентрируются в воде. При этом растворение в воде одних солей или газов часто способствует или препятствует растворению других. Так, хлористый натр повышает растворимость гипса в 4 раза, углекислый газ повышает растворимость извести в 3 раза; MgSOt понижает растворимость CaSO4 до нуля.
Медленным возобновлением запасов или даже почти полной застойностью отличаются глубокие пластовые и трещинные воды, почти не имеющие выхода на земную поверхность. Поэтому они, как правило, везде сильно минерализованы, независимо от климата. Иногда это даже настоящие концентрированные рассолы, пригодные для промышленного выпаривания солей (поваренной и калийных) и извлечения из них таких ценных элементов, как например, йод и бром.
Москва находится в средней части обширного артезианского бассейна, верхние водоносные горизонты которого дают обильные пресные воды, пригодные для питьевых целей и использования в паровых котлах и т. п. Но глубже 350—400 м начинаются водоносные горизонты с минерализованными водами, к которым относится, в частности, добываемая скважинами минеральная вода «Московская». Еще глубже располагаются рассолы, из которых с успехом можно выпарить поваренную соль.
Характер минерализации подземных вод, конечно, не всегда одинаков и зависит во многом от состава пород, по которым эти воды циркулируют. Часто образуется такой состав растворенных веществ, что воды становятся лечебными и в местах выходов источников создаются курорты. Такие воды и принято называть лечебными, или бальнеологическими, минеральными водами.
Лечебные минеральные воды встречаются в самых разнообразных странах: с равнинным и горным рельефом, с жарким и холодным климатом. Но больше всего их в горных областях, изобилующих молодыми тектоническими разломами, так как именно по этим разломам чаще всего поднимаются источники глубинных напорных минерализованных вод. Очень часто в таких странах имеются и сравнительно неглубоко залегающие подземные очаги раскаленной магмы, питающие или питавшие в геологическом прошлом вулканы и родственные им образования. Выделяющаяся из подобных очагов угольная кислота иногда настолько насыщает глубинные минеральные воды, что сама создает давление, способствующее их выходу на поверхность; выделяясь .бурно из воды, она заставляет ее как бы кипеть. Так возникают источники углекислых вод.
Как известно, в СССР особенно богат уже освоенными минеральными водами Кавказ. Здесь имеется много источников щелочных и углекисло-щелочных минеральных вод, содержащих в растворе соду и другие вещества. К ним относятся известные всем нарзан и ессентуки на Северном Кавказе, боржоми в Грузии и др. Кавказ богат также сернистыми или сероводородными водами (Мацеста, Пятигорск, Серноводск), которыми успешно лечат ревматизм, подагру и т. п. Другие виды лечебных минеральных вод нередки на Русской равнине Европейской части
СССР, к ним относятся соленые и горько-соленые (славянов- ская, старорусские, куяльникские, баталинские) и железистые воды (липецкие, ижевские и др.).
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ РАБОТА ПОДЗЕМНЫХ ВОД
Подземные воды на своем пути не только движутся по порам и трещинам горных пород, но и производят в определенных условиях весьма значительную работу химического растворения, механического переноса и переотложения вещества. Не малую механическую работу производят они иногда и в местах своего выхода на поверхность. Эта работа подземных вод иногда приводит к существенным даже в геологическом масштабе результатам. Мы остановимся на четырех наиболее ярких ее проявлениях: карсте, суффозии, оползнях и грязевом вулканизме.
Карст. На своем подземном пути вода встречает растворимые породы, к которым относятся галогенные (каменная соль, гипс, ангидрит) и карбонатные (известняки, доломиты, мраморы) породы.
Протекая по трещинам, вода, растворяя породы, а отчасти и механически размывая их, расширяет свои пути, часто образуя большие подземные полости или пещеры. Подобную работу производят и атмосферные воды, стекающие по поверхности выходов растворимых пород и просачивающиеся в их трещины. Вся совокупность этих процессов носит название карста, или карстообразования.
Развитие карста может происходить лишь у поверхности земли или на сравнительно небольшой глубине от нее, там, где циркуляция подземных вод интенсивна. Подсчитано, что карбонатные породы, обнаженные или залегающие неглубоко, занимают в пределах всей суши приблизительно 40 млн. км2, гипсы и ангидриты — 7 млн. км2, соленосные породы — 4 млн км2. Отсюда ясно, что возможности развития карста на земном шаре достаточно широкие.
Более всего распространен карст в карбонатных породах, тогда как соляной и гипсовый карст — явления сравнительно редкие. Это объясняется прежде всего тем, что соли и гипсы обычно залегают среди водоупорных глинистых пород, не пропускающих к ним воду. Даже там, где они выходят на поверхность, растворение их происходит только на выходе. Вода внутрь породы не проникает, так как соли и гипсы имеют массивное сложение и не трещиноваты. В дальнейшем речь и будет идти о карбонатном карсте, как наиболее типичном и распространенном.
Подземные карстовые ходы начинаются обычно с поверхности земли, поскольку их появление связано с проникновением под землю атмосферных вод. Чисто поверхностной формой проявления карста являются неглубокие рытвины, или борозды, вскрытые на поверхности выхода породы дождевыми водами и называемые каррами (рис. 80). Карры иногда покрывают обширные площади, превращая их в неудобообрабатывае- мую и даже труднопроходимую местность (карровые поля).
Рис. 80. Карровые поля в Танненских Альпах (по А. Гейму и Р. Арбенцу)
Карры и карровые поля (рис. 81) часто сплошь покрывают все скаты на поверхности известнякового массива, придавая ландшафту вид каменистой полупустыни.
Известняки, как правило, разбиты системами трещин, поэтому стекающая по их поверхности вода целиком или частично уходит через эти трещины под землю. Обычно легче всего происходит поглощение воды в местах пересечения двух наклонных трещин, здесь постепенно разрабатывается расширенный ход. Стекающая со всех сторон к такому ходу вода, растворяя поверхность известняка, шаг за шагом образует вокруг него замкнутое понижение, имеющее воронкообразную форму. Это карстовая воронка растворения, или просто карстовая воронка (рис. 82). Так как карст развивается в течение очень длительного времени, часто измеряемого многими сотнями тысяч и миллионами лет, то, несмотря на малую рас-
творимость карбонатных пород, карстовые воронки могут достигать внушительных размеров — до двух-трех десятков метров глубины и сотен метров в поперечнике.
На дне такой воронки располагается водопоглощающее отверстие в виде вертикального, наклонного, реже почти горизонтального хода, растворенного водой. Это отверстие носит название понор. Дно воронки может быть покрыто глыбами
Рис. 81. Морские карры на берегу Средиземного моря у Александрии (фото В. И. Славина)
и щебнем известняка, осыпавшимися с ее склонов, или занесено глиной и песком, смытыми водой со склонов и образовавшимися как нерастворимый остаток при растворении известняков.
Эти продукты могут частично или полностью закрывать понор и препятствовать проникновению в него воды. В таком случае весной после таяния снега или после дождей на дне воронки может скапливаться вода, образующая небольшое временное озерко, высыхающее по мере испарения воды и просачивания ее через грунт в понор.
В тех областях, где карст очень древний, на дне воронок накапливается очень много смытых сюда остаточных глинистых продуктов растворения известняков. Они часто бывают богаты окислами железа и окрашены в красный цвет, почему получили от итальянцев название «т е р р а - р о с с а» (т. е. красная земля). Терра-росса весьма плодородна, и участки, на которых она раз- 280
вита, покрыты пышной растительностью, превращены в сады и пашни и являются настоящими оазисами среди голых известняковых скал.
Постепенно расширяясь и сливаясь вместе карстовые- воронки превращаются иногда в более обширные сложные понижения, которые называют карстовыми увалами. Еще более крупные и глубокие карстовые котловины, достигающие глубины многих десятков и сотен метров и зани-
Рис. 82. Карстовая воронка в соли. Закарпатье. Солотвино (фото В. И. Славина)
мающие иногда площадь в десятки квадратных километров, получили название поль ев.
Одно из наиболее крупных польев— Ливаньско полье в Боснии (Югославия) —занимает площадь в 379 км2. Такие обширные карстовые котловины часто принимают в себя много оврагов и долин, по их дну текут ручьи и речки, в них располагаются озера и т. п. Сток из больших польев осуществляется иногда через целую систему поноров.
Наряду с польями для областей развития карста характерны слепые долины и овраги, внезапно кончающиеся у основа-
ния перегораживающего их крутого склона, где текущий по дну ручей или речка целиком уходят под землю в большой понор. Такие исчезающие речки и ручьи — очень распространенное явление. Обычно через несколько километров или десятков километров, иногда на другом склоне горной возвышенности, ниже по рельефу, ручей или речка вновь появляются на поверхность, выходя из пещеры или расщелины в скале в виде мощного источника. Это так называемые «возрожденные» реки (рис. 83), иначе называемые карстовыми источниками типа Воклюз, по
Рис. 83. Возрожденный ручей в карстовой области на Кавказе (фото В. И. Славина)
имени одной речки во Франции; в Германии их называют «исполинскими источниками», а в Греции — «кафелориями».
В некоторых случаях река выходит из-под земли не одним мощным источником, а в виде многочисленных рассредоточенных небольших родников. В качестве примера можно указать на р. Мал. Кизил, впадающую в р. Урал справа выше г. Магнитогорска. Река Мал. Кизил спускается с восточного склона Урала и на расстоянии около 15 км от устья выходит на поле залегающих у поверхности каменноугольных раскарстованных известняков. Поток полностью поглощается в районе Смелов- ской карстовыми полостями, но, пройдя под землей путь около 10 км, вновь появляется на поверхность земли сначала в виде -отдельных родников (Суханов Ключ, Большой, Матвеев и др.), а ниже по течению опять образует сплошной русловый поток.
Кроме описанных характерных поверхностных форм рельефа, растворяющая работа воды создает целую систему подземных карстовых форм в виде различных полостей. Среди последних можно выделить прежде всего группу вертикальных и наклон-
ных карстовых ходов, являющихся путями, по которым движется вода, ушедшая в трещины и поноры. К ним относятся различные карстовые колодцы и карстовые шахты, иногда достигающие до 10—20 Л1 в поперечнике и до 200—300 м глубины.
Эти ходы ведут обычно в сложную систему связанных между собой горизонтальных и наклонных туннелей и галерей, нередко располагающихся в несколько ярусов и получивших название карстовых пещер. Большие карстовые пещеры состоят из целого лабиринта переходов и разветвлений, то сужающихся в узкие расщелины, то расширяющихся в огромные залы, имеющие сотни метров длины и до 20—30 м в высоту. Образование таких залов связано обычно не только с растворяющей деятельностью воды, но и с обрушениями сводов. Насколько грандиозны бывают карстовые пещеры, видно из того, что знаменитая система пещер Постойна Яма (Адельсбергский грот) в Югославии имеет общую длину 20 км, а суммарная длина всех ходов величайшей в мире Мамонтовой пещеры в США превышает 300 км. По таким пещерам протекают целые подземные ручьи и речки, в их залах умещаются подземные озера.
С потолка и стен подземных ходов и залов карстовых пещер часто сочится и капает вода, пробирающаяся через трещины вышележащей толщи известняков. Эта вода, возникающая за счет просачивающихся с поверхности атмосферных осадков, содержит много растворенного углекислого газа, а потому легко растворяет известняк, насыщаясь углекислым кальцием в виде кислой соли или бикарбоната:
СаСО3 + Н2О + СО2 - Са (НСО3)2.
Попадая на стену или потолок пещеры, вода выделяет часть растворенной углекислоты, и бикарбонат вновь переходит в среднюю соль:
Са (НСО3)2 -» СаСО3 + Н2О 4- СО2.
Она труднорастворима и частично выпадает в осадок в виде кальцита. На потолке, стенах и дне пещер постепенно отлагается известковый натек, часто образующий причудливые формы карнизов, фестонов, занавесей и т. и. Крайне интересны и красивы также известковые сосульки, растущие с потолка пещеры и получившие название сталактитов (рис. 84), и поднимающиеся им навстречу с пола известковые столбы, или сталагмиты (рис. 85). Сливаясь, они иногда образуют целые колонны, украшенные причудливыми натечными орнаментами. При свете факелов, ламп или электрическом освещении все эти натечные формы отливают различными тонами белого, кремового, желтого, бурого тонов, сверкают искорками прозрачных кристаллов кальцита и капелек воды и создают сказочно-прекрасное
впечатление. Таких пещер в СССР много в Крыму и на Кав^ казе.
В странах с холодным климатом и суровыми зимами в подземные карстовые полости иногда проникает морозный воздух^ и застаивается там так, что даже летом температура воздуха в них близка к нулю или даже отрицательна. В таких случаях на потолке и стенах пещеры начинает образовываться лед. в виде
Рис. 84. Сталактитовая пещера в Чехословакии
корок и ледяных сталактитов. Из таких ледяных пещер наибольшей известностью пользуется Кунгурская ледяная пещера, расположенная в Пермской области.
Наиболее хорошо изученная часть Кунгурской пещеры имеет протяженность 4,6 км. По ее ходам протекают частично рр. Сылва и Ирань. На протяжении их течения имеется до 36 озер. Пещера то суживается, то расширяется, образуя залы или гроты. Наиболее известными среди них являются: Брильянтовый, Полярный, Данте, Коралловый, Эфирный, Центральный и др. По предложению делегаций XVII Международного геологического конгресса, собиравшегося в 1937 г. в СССР, один из гратов был назван «Дружба народов», 284
'Пещера состоит из четырех этажей. Верхний сообщается 'С поверхностью земли вертикальными естественно возникшими шахтами, называемыми «органными трубами». Их диаметр достигает 3,5 м, а глубина 50 м. Передняя часть пещеры холодная; здесь круглый год сохраняется лед (грот Брильянтовый, Полярный1): Глубже расположенные части пещеры относительно теплые, с температурой 5—6°.
Рис. 85. Сталагмиты в пещере гор Гемерского Карста в Чехословакии
Осаждение углекислой извести происходит не только на сводах, стенах, но и на дне подземных карстовых полостей. Источники, берущие начало из трещин карбонатных пород, также выносят ее в большом количестве в растворе и осаждают у выхода на поверхность земли. Таким образом возникают иногда очень мощные накопления пористого и губчатого кальцитового натека, называемого известковым туфом, или травертином. В нем часто сохраняются прекрасные отпечатки листьев деревьев, веточек и др.
Своды подземных карстовых ходов, если они достаточно широки, могут стать неустойчивыми и периодически обваливаться. Такие обрушения сводов играют значительную роль при
образовании крупных подземных залов или гротов. Если пещера лежит сравнительно не глубоко, то обрушение ее свода может захватить всю толщу вышележащих пород, вплоть до поверхности, на которой тогда образуются провалы. Эти провалы имеют разные размеры и форму от небольших воронкообразных (провальные карстовые воронки) до больших, имеющих форму шахт и пропастей.
Провальные формы образуются редко и составляют незначительный процент карстовых форм, но их образование представляет собой катастрофическое явление, надолго сохраняющееся в памяти населения. Поэтому все случаи подобного рода,, совершившиеся в течение последних столетий, хорошо известны.
Вот два примера из недавнего прошлого.
Акташский провал возник в Татарской АССР в 1939 г. Свод карстовой полости провалился под тяжестью трактора, пахавшего поле. Образовалась «шахта» глубиной 52 л с овальным сечением отверстия и диаметром 3X4 л. Через 10 лет отверстие шахты расширилось в результате обвалов до 30 л. Внутреннее сечение стенок приняло форму конуса, обращенного вершиной вниз.
Устьосинский провал образовался в 1949 г. в Иркутской области; глубина провала 56 л, диаметр отверстия шахты 3,7—4,2 ль В глубину шахта расширяется. На 21-ом метре от поверхности земли стоит вода.
Иногда подземная вода заполняет провал до поверхности земли и образует озеро. Таких озер много в Европейской части СССР на водораздельных пространствах рр. Волги и Сев. Двины,, в Среднем Поволжье, в Прикамье.
Суффозия. Наряду с растворением подземные воды способны в определенных условиях выносить из горных пород твердые частички чисто механическим путем. Подобный процесс получил название суффозии. Последняя проявляется на выходах источников, особенно восходящих источников напорных вод. Вынос источником глины и песка из водоносного слоя уменьшает постепенно объем слагающей его породы и вызывает тем самым просадку и обрушение части склона, расположенной над источником. Осевшая порода мало-помалу размокает и уносится водой. Постепенно над источником в склоне образуется полукруглая выемка с крутыми склонами — суффозионный цирк, обычно не достигающий крупных размеров. Но суффозия на выходах подземных вод является одним из существенных факторов, способствующих возникновению оползней, рассматриваемых ниже.
Суффозия проявляется и в других формах. Воды, проникающие из песчаных и песчано-глинистых толщ в подстилающие закарстованные известняки, выносят с собой в карстовые полости много песка и глины. Особенно интенсивен такой вынос при прорыве водоносного горизонта, насыщающего пески, в карсто- 286
вые пустоты подстилающего известняка. При этом песок как бы засасывается вниз в разжиженном виде, и на поверхности земли внезапно образуется провал. Подобного рода карстово- суффозионные провалы и медленно развивающиеся карстово- суффозионные воронки — явление не редкое.
Суффозия является также основой лёссового и глинистого карста. Внешне они во многом напоминают настоящий карст, так как на поверхности выражаются в виде провалов, колодцев, воронок, а под землей — системой ходов. Однако все эти формы возникают в лёссах или глинах, т. е. в нерастворимых породах. Лёссовый и глинистый карст типичен для областей с сухим, полупустынным и пустынным климатом и представляет собой процесс чисто поверхностный, охватываю- щий толщу пород на глубине в несколько метров или два-три десятка метров. Он сводится к выносу мелких частиц водой, просачивающейся через трещины сухого, лишенного часто даже пленочной влаги, лёсса или глины.
Оползни. Оползнями называют смещения рыхлых песчано- глинистых пород на склонах, происходящие под влиянием смачивания и увлажнения их поверхностными и подземными водами. Различают два типа движения земляных масс, вызванные этими причинами,—оплыв ины и оползни. Первое явление связано с разжижением поверхностного почвенного слоя во время интенсивного таяния снега, напряженных дождей или под влиянием выхода подземных вод. Разжиженный слой грунта сплывает при этом вниз в виде жидкой или полужидкой грязевой массы, срывая дерновый покров и образуя на склоне «лысину», лишенную растительности. Такого рода оплывины очень часто происходят весной на крутых склонах оврагов.
Оползни представляют собой принципиально иное явление. В течение длительного времени толщи песчано-глинистых пород, слагающих крутой склон, подвергаются выветриванию и растрескиваются, "благодаря чему приобретают способность впитывать все большее и большее количество воды во время снеготаяния и дождей. Вес и пластичность их увеличиваются и нарушается равновесие откоса по отношению к силе тяжести. Этому способствуют подземные воды, образующие источники на склоне. Воды увлажняют склон и вызывают суффозию, еще более нарушающую равновесие откоса. Когда склон выведен из равновесия, го внутри его массива легко возникает поверхность срыва, имеющая в разрезе полуцилиндрическую форму, и по этой поверхности вниз соскальзывает крупный блок пород с почти ненарушенными структурой и текстурой (рис. 86).
В дальнейшем на смещенном таким образом блоке могут возникнуть оползни — блоки меньшего размера, осложняющие его.
Оползает обычно не сразу весь склон на большом протяжении, а лишь короткие его участки, особенно сильно увлажнен-
мые поверхностными и подземными водами. Поэтому смещающийся блок как бы врезается в склон в виде цирка с крутыми «стенками.
Верхняя плоская поверхность оползающего массива образует -оползневую террасу и обычно запрокидывается в сторону берега. В возникшей западине скопляются атмосферные воды, образуя озерко или болотце. Деревья на оползневой террасе получают наклонное положение. Если оползание происходит несколькими блоками с разными скоростями и в разном направ-
Рис. 86. Стенка оползневого обрыва (а) й оползневая терраса
. Каневский район (фото М. М. Жукова)
лении, то деревья наклоняются в разные стороны. Такое явление получило название «пьяного леса».
А. П. Павлов выделял два типа оползней: деляпсивный и де- трузивный.
Деляпсивный оползень свободно соскальзывает, не имея впереди себя препятствия движению. Впереди детрузивного -оползня располагается упор или контрфорс в виде ранее оползшего массива.
Фактически часто оба типа объединены в одном оползне. Передние части сползающего массива всегда испытывают большое трение и могут двигаться только под напором верхней части блока. Это детрузивная часть оползня. В ней породы дробятся трещинами, наползают друг на друга, мнутся в складки. Под напором оползневых масс породы, слагающие прилежащий участок дна долины, также вспучиваются в виде складок, образуя бугор выпирания.
Для возникновения и возобновления оползней необходимым условием является подмыв основания берега русловым потоком ■или морскими волнами. Усиливают процесс движения оползне-
вых масс также некоторые особенности геологического строения берега: наклон слоев в направлении движения оползня, нагрузка берега тяжелыми сооружениями и др. Если этих условий нет, то с течением времени склон приходит в равновесие и оползневой процесс сам собой замирает.
Формы его проявления зависят от характера пород, слагающих склон. Блоковые оползни, охарактеризованные выше, развиваются в плотных глинах. Рыхлые глины, глинистые пески,
Рис. 87. Оползневой склон около Одессы (фото музея Землеведения МГУ)Рис. 87. Оползневой склон около Одессы (фото музея Землеведения МГУ)
Рис. 87. Оползневой склон около Одессы (фото музея Землеведения МГУ)
Рис. 87. Оползневой склон около Одессы (фото музея Землеведения МГУ)
сильнотрещиноватые глинистые сланцы не могут оползать цельными блоками. Будучи пропитанными водой, они при оползании превращаются в бесформенную полужидкую массу, состоящую из мелких кусочков породы, спаянных грязью. Такая масса стекает по понижениям склона наподобие глиняного теста, образуя оползень — поток.
Оползневые явления в долинах рек и на берегах морей широко развиты в СССР. В бассейне р. Волги на правом крутом ее берегу они известны в окрестностях городов Горького, Ульяновска, Саратова, Сталинграда и друшх местах На Днепре сильно оползает правый берег в районе г. Киева и ниже города, в районе Стайки-Ржищева, Канева и др.
Сильным оползневым подвижкам подвержены берега Черного моря у Одессы (рис. 87), на южном берегу Крыма (рис. 88), в районе Сочи—Мацеста и т. д.
28928919 Основы геологии
289
289
Оползание не является медленным равномерно идущим процессом, а протекает в форме периодически повторяющихся внезапных подвижек, при которых за считанные минуты происходят смещения с амплитудой, достигающей многих метров. Оползни являются большим бедствием для народного хозяйства. В городах, селениях, на промышленных предприятиях, шоссейных и железных дорогах, которые расположены в пределах оползающих склонов, оползни приводят к серьезным разрушениям. С ними ведется борьба, требующая больших денежных затрат. Организуются противооползневые станции, изучающие причины возникновения оползней и условия, способствующие их
Рис. 88. Оползень на шоссе западнее г. Алушты (фото
В. И. Славина)
развитию. Станции намечают план борьбы с оползневыми движениями и осуществляют намечаемые мероприятия. Такие станции существуют в Киеве, Одессе, на Южном берегу Крыма, на Кавказском побережье Черного моря и др.
Успех борьбы с оползанием берегов зависит в первую очередь от правильно установленного диагноза причин возникновения движения земляных масс. На ликвидацию действия этих причин и должны быть направлены мероприятия.
Рассмотрим это на примере окрестностей г. Киева. Город расположен на правом крутом берегу р. Днепра. В обрыве берега выходят два горизонта подземных вод. Образованию- оползйей здесь способствуют: прижатое к берегу русло реки, подмывающее основание берега и нарушающее равновесие береговых масс, вынос родниками песчинок из водоносных горизонтов (суффозия) и смачивание поверхностей водоупорных глинистых горизонтов.
Первая причина была устранена путем облицовки набережной гранитом. Вторая и третья причины были ликвидированы заложением вдоль берега реки штолен, назначением которых явился перехват подземного потока вод и отвод их по лоткам в Днепр. Тем самым был осушен обрыв берега. В настоящее время оползневые подвижки на берегу Днепра в Киеве почти полностью ликвидированы.
Грязевые вулканы. К геологическим явлениям, происходящим при участии подземных вод, относится так называемый грязевой вулканизм. Это сравнительно редкое геологическое явление извержения из недр земли жидкой грязи особенно ярко выражено в СССР в районе Азербайджана, на обширной площади полупустынного Кабристана, на Таманском и Керченских полуостровах (рис. 89).
Рис. 89. Грязевая сопка «Ьулганон» около Керчи (фото М. В. Муратова)
Грязевые вулканы известны также в Румынии, в Бирме и в зоне Антильских островов (о-в Тринидад), в Соединенных Штатах Америки. Во всех этих местах грязевой вулканизм обнаруживает теснейшую связь с крупными залежами нефти, которым он и обязан своим происхождением.
Грязевые вулканы внешне сходны с вулканами магматическими. По форме это конусовидные сооружения с усеченной вершиной. На вершине имеется кратер — кальдера с плоским дном. Наружные склоны конуса бывают изрезаны радиально расходящимися оврагами.
Сходство с магматическими вулканами подчеркивается и тем, что форма конуса меняется в зависимости от консистенции извергаемой грязи. Последняя может быть очень густой и тогда в результате ее излияния надстраивается высокий конус
с крутыми склонами. Если масса грязи разжижена, то конус образуется низкий с пологими склонами. По размерам конусы грязевых вулканов весьма различны. Их высота колеблется от нескольких сантиметров до сотни метров и несколько больше (вулканы Таурогай, Отман-Бозыдаг и другие в Азербайджане).
Сходство грязевого вулканизма с магматическим выражается еще и в том, что извержение грязевых вулканов часто сопровождается огнем, возникающим от самовозгорания газов, выделяемых из их жерл.
Для возникновения грязевых вулканов необходимы следующие условия: наличие напорных подземных вод, подземных скоплений нефтяных газов и способных разжижаться сильнотрещиноватых глинистых пород, дислоцированных в складки, разорванных сбросами и перетертых до состояния тектонической брекчии.
Сочетание этих трех условий не так часто встречается на Земле, чем и объясняется ограниченность проявления грязевого вулканизма. Не всюду, где имеется в земле нефть и нефтяной газ, возникают грязевые вулканы; их нет на Северном Кавказе, в Грозненском и Майкопском районах, на обширных площадях Урало-Эмбенской нефтеносной области, в районах Второго Баку, и т. д. Однако существует обратная зависимость: наличие грязевых вулканов всегда свидетельствует о залежах в недрах Земли нефтяных и газовых месторождений.
Сущность грязевого вулканизма заключается в следующем. Горючие газы, выделяющиеся из нефтяных залежей (метан и некоторые другие), поднимаются вдоль тектонических разрывов к поверхности и, встречая разжиженные напорными водами глинистые брекчии, выносят их на поверхность. Таким образом, давление нефтяных газов является главной причиной грязевого вулканизма, но без подземных вод, создающих извергающуюся грязь, он также был бы немыслим.
Режим извержения грязевых вулканов разнообразен. Иногда извержение происходит очень спокойно с переливом через край кратера жидкой грязи. Над кратером вулкана вздувается газово-грязевой пузырь, который лопается при достижении возможных пределов натяжения грязевой пленки. Если в этот момент поднести зажженную спичку, то газ загорится.
В других случаях из кратера весьма медленно выдавливается густая грязь, как из тюбика вазелин или еще более густая масса. Третьим типом извержения грязевого вулкана является взрыв с самовозгоранием нефтяного газа (вулканы Отман-Бо- зыдаг, Кьянизадаг и др.).
Своеобразное проявление извержения наблюдается на вулкане Локбатан, расположенном на юго-запад от г. Баку, близ станции Кута. В кратер этого вулкана можно опуститься. Одна из его стенок всегда разогрета. При вскрытии стенки примерно на 1 м обнаруживается очень высокая температура. Здесь про- 292
исходит непрерывное подземное горение газа. Характер проявления вулкана меняется. Обычно для него свойствен третий тип извержения — перелив грязевой «лавы», надстраивающей его конус. Но иногда он начинает бурно выделять самовозгорающийся газ, о чем периодически появляются сообщения в центральной и местной прессе, как о явлении, наиболее доступном для наблюдения.
В Азербайджане известны многие десятки грязевых вулканов. Они располагаются вдоль разрывов в толще слоев, по которым? произошли крупные тектонические перемещения с образованием тектонической брекчии из перетертых глин в смеси с обломками песчаников, известняков и т. д.
Линии тектонических нарушений простираются на площади Кабристана в юго-восточном направлении, упираются в побережье Каспийского моря и продолжаются по дну моря. Об этом свидетельствует проявление грязевого вулканизма на дне моря. Иногда со дна моря поднимаются газовые фонтаны, и газ самовозгорается над поверхностью морской воды. В других случаях выбрасываемая вулканом грязь воздвигает конус, возвышающийся над поверхнопью моря. Эти острова оказываются обычно недолговечными и быстро разрушаются волнами.
Интересно отметить, что в извержении грязевых вулканов наблюдается определенная сезонность. Максимум случаев извержения вулканов падает на осень. Вероятно, это связано с изменением атмосферного давления, с перемещением в осеннее время барометрического максимума из области Кабристана к югу. В это время над поверхностью кратеров грязевых вулканов уменьшается атмосферное давление, и газовое давление, существующее внутри тела вулкана, разряжается извержением.
ГЛАВА 15
геологическая РАБОТА ТЕКУЧИХ вод
ОСНОВНЫЕ ФОРМЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ РАБОТЫ ТЕКУЧИХ ВОД
Под текучими водами понимают всю воду, стекающую по поверхности суши, начиная от мелких струек, возникающих во время дождей и таяния снега, до самых крупных рек, подобных Волге, Амуру или Амазонке. Текучие воды являются самым мощным из всех экзогенных факторов, преобразующих поверхность материков. Разрушая горные породы и перенося продукты их разрушения в виде гальки, песка, глины и растворенных веществ, текучие воды способны в течение миллионов лет сравнять с землей самые высокие горные хребты. В то же время вынесенные ими в моря и океаны продукты разрушения горных пород служат главным материалом, из которого
возникают мощные толщи новых осадочных пород. О масштабах работы текучих вод можно судить по следующим данным.
Объем воды, стекающей ежегодно в моря с поверхности суши, может быть определен как разность годовой суммы осадков и количества испарившихся осадков (табл. 11).
Таблица 11
Соотношение испарения и осадков
(по данным М. И. Львовича)
Поверхность земного шара
Испарение в кма
Атмосферные осадки в кма
Разность в км3
Море
Суша
447 900
70 700
411 600
107 000
-36300 +36 300
Таким образом, ежегодно 36 300 кл3 влаги переносится в виде паров с моря на сушу и те же 36 300 км5 стекают в виде рек в море. Сток воды происходит к уровню океана с суши, средняя высота которой равна 750 м над уровнем моря.
При этом производится колоссальная работа, значительная часть которой тратится на разрушение горных пород и перенос продуктов их разрушения в растворенном и механически раздробленном состоянии, т. е. в виде гальки, песка и глины.
По подсчетам Г. В. Лопатина, все реки земного шара (без учета Антарктиды, Гренландии и Канадского полярного архипелага, по которым данных нет) выносят за год в море в растворенном и механически взвешенном состоянии около 17,5 млн. т вещества, полученного за счет разрушения суши. Это равносильно общему понижению ее поверхности со средней скоростью около 0,09 мм в год, или 9 см в тысячелетие.
Таким образом, если скорость разрушения суши текучими водами принять за строго постоянную, то за 8,3 млн. лет средняя высота суши уменьшилась бы как раз на те 750 м, которым она равна в настоящее время, т. е. она практически сравнялась бы с уровнем моря. Но фактически суша существует сотни и тысячи миллионов лет, так как существуют другие процессы, восстанавливающие ее высоту или даже создающие новые участки. Это поднятия земной коры. Без них вообще не могло бы сушествовать крупных возвышенностей, так как горы разрушаются текучей водой особенно интенсивно. Ведь с них стекают бурные реки, способные переносить даже крупные глыбы по 1—2 м и более в поперечнике.
Расчет показал, что в водосборе р. Вахш, притоки которой стекают с Алайского и Заалайского хребтов в Средней Азии, ежегодно смывается водой в среднем 2612 т только одних мелких частиц горных пород, переносимых во взвешенном состоя- 244
нии в виде мути. Это дает среднее понижение всей поверхности водосбора на 1,6 мм в год, или в 18 раз больше, чем в среднем для всей суши.
Нередко всю разрушительную работу текучих вод в целом называют одним термином эрозия (по-латыни это значит разъедание). Однако это не вполне правильно, так как можно выделить две формы ее проявления, принципиально отличающиеся друг от друга по своим результатам.
Первая из них — это эрозия, или иначе размыв (линейный размыв). Под этим названием понимается разрушительная работа русловых водных потоков, т. е. временных или постоянных ручьев и рек. Все они стремятся врезать свое русло в поверхность земли на всем протяжении в виде более или менее глубокой рытвины, промоины, оврага. Крупные водные потоки постепенно разрабатывают этим путем обширные и глуоокие долины и ущелья. Линеиныи размыв, или эрозия, стремится, таким образом, расчленить рельеф суши, сделать его более неровным, иногда даже очень неровным, так как речные долины иногда имеют глубину до 1,5—2 тыс. ль
Совсем иной формой проявления разрушительной работы воды является площадной смыв, или просто смыв. Под смывом понимают работу воды, стекающей по склонам во время дождей или таяния снегов. Этот временный склоновый сток выражается либо в виде сплошной тонкой пелены воды, движущейся по пологому скату, либо в виде густой сети мелких струек, каждая из которых является как бы миниатюрным ручейком. Каждая струйка стремится вырыть себе маленькую рытвинку, но ее кинетической энергии хватает лишь на то, чтобы врезаться в тонкий разрыхленный выветриванием поверхностный покров на глубину нескольких сантиметров. В связи с этим образующиеся миниатюрные рытвинки расположены очень близко друг к другу, их склоны сходятся в виде узкого гребешка, а постепенное врезание приводит к общему равномерному понижению всей поверхности склона. Благодаря этому смыву подвергаются одновременно обширные площади, и под его влиянием происходит выполаживание и сглаживание склонов, общее выравнивание поверхности суши, уменьшение ее вертикального расчленения. Иными словами, площадной смыв приводит к прямо противоположным результатам по сравнению с эрозией. Именно поэтому их и следует отличать друг от друга.
Развитие рельефа суши происходит при совместном воздействии эрозии и площадного смыва, относительная роль которых изменяется в зависимости от высоты поверхности континента
над уровнем океана. Чем выше суша, тем круче, как правило, уклоны ее поверхности, тем быстрее течение ручьев и рек, тем интенсивнее протекает линейный размыв, или эрозия, создающая глубокие долины и узкие высокие водоразделы между ними. Рельеф становится гористым, расчлененным.
Чем ниже суша, т. е. чем медленнее и меньше по размаху поднятия земной коры, тем менее интенсивна эрозия, но зато тем больше относительная роль площадного смыва, тем более сглаженным, равнинным становится рельеф. Ручьи и реки, производящие линейную эрозию, и мелкие струйки склонового стока, осуществляющие площадной смыв, как мы увидим далее, создают и совершенно различные по составу и строению отложения, играющие неодинаковую роль в общем комплексе осадков, возникающих на суше. Поэтому в дальнейшем рассмотрим оба процесса отдельно.
ДИНАМИКА И РЕЖИМ РУСЛОВЫХ ВОДНЫХ ПОТОКОВ
Простейшим случаем движения воды в русле является случай так называемого ламинарного течения, при котором вода движется строго параллельными струями, следующими вдоль длинной оси русла.
Вода, как и всякая жидкость, обладает вязкостью, поэтому любая из струй, на которые можно разложить ламинарный по-
ном сечениях русланом сечениях руслаток, испытывает трение о соседние части водной толщи. Однако это внутреннее трение сравнительно невелико. Гораздо больше внешнее трение, испытываемое движущейся водой о дно и стенки русла. Это внешнее трение сильно тормозит течение, уменьшая иногда
ном сечениях русла
ном сечениях русла
его скорость почти вдвое. Замедляется течение и в поверхностных слоях потока в связи с трением о воздух. Поэтому движение ламинарного руслового потока происходит как бы послойно Слой, прилежащий ко дну и стенкам, движется медленнее всего; слой, расположенный над ним — быстрее; слой, находящийся в центре потока, — еще быстрее и т. д.
Эти слои, концентричные контурам поперечного сечения потока, конечно, не отграничены четко друг от друга. В вертикальном и продольном сечении скорости течения будут нарастать от дна к средней части потока и затем уменьшаться к поверхности (рис. 90). В плане наибольшие скорости также будут расположены посредине потока, а к берегам будут убывать.
Однако ламинарным может быть движение потока лишь при ничтожно малых скоростях — порядка 0,1—0,7 см/сек. Практически даже медленно текущие ручьи и реки равнинных стран обладают гораздо большими скоростями течения (0,5— 2,5 м1сек^.
При таких скоростях движение воды не может быть ламинарным, а преобразуется в так называемое турбулентное, т. е. вихревое. Хотя в среднем распределение продольных скоростей в потоке и остается тем же, что и при ламинарном движении, но в толще воды возникают завихрения, перемешивающие воду как в вертикальном, так и в горизонтальном направлениях. Именно эти завихрения и являются основными причинами размыва дна и стенок русла, взмучивания частиц, оторванных от них, и переноса этих частиц вниз по течению.
Чем больше скорости течения, тем больше и степень турбулентности потока, тем прихотливее система образующихся в нем вихрей. Именно поэтому относительно медленно текущие реки равнинных стран несут свои воды плавно, спокойно, а быстротекущие горные реки бурлят и пенятся. От средней скорости течения и степени турбулентности потока прямо зависит его разрушительная сила.
Работа рек и ручьев зависит еще и от степени их многоводности, т. е. от массы воды, протекающей через сечение русла в единицу времени, или иначе от расхода потока. В большинстве случаев расход реки или ручья не бывает строго постоянным, а меняется по сезонам года, то возрастая, то уменьшаясь.
Соответственно различают паводки, когда расходы реки или ручья возрастают против средней величины, и межень, когда расходы минимальны. В межень русло не целиком заполнено водой. Во время паводка уровень воды поднимается, и русло заполняется водой в большей его части или же целиком. Если паводок очень велик, то река или ручей могут выйти из берегов и разлиться, затопив обширные площади. Такие паводки, сопровождающиеся разливами, носят название половодий.
Характер изменения расходов воды в течение года, количество и высота паводков, наличие или отсутствие половодий, степень падения уровня и обмеления реки во время меженя — все это вместе носит название ее гидрологического режима. Он очень различен для разных рек и определяется климатом страны, в первую очередь количеством выпадающих за год осадков и их распределением по сезонам, а соответственно относительной ролью в питании реки трех основных источников воды: дождей, таяния снегов и льдов и грунтовых вод.
А. И. Воейков (1884) предложил следующую климатическую классификацию рек по их режиму (в сокращенном виде):
Реки преимущественно снегового питания. Высокие весенние паводки и очень низкие летние и зимние межени. Резкое изменение режима в течение года. Примером могут служить реки холодного и холодно-умеренного пояса, например севера Азиатской части СССР (рр. Колыма, Хатанга и др.).
Реки с преимущественным питанием за счет таяния горных снегов и ледников. Режим отличается длительными паводками в промежутках от конца весны до конца лета (рр. Аму- Дарья, Сыр-Дарья и др.).
Реки с дождевым летним питанием в условиях муссонного или экваториального климата. Длительные летние паводки, совпадающие с сезонами тропических или муссонных дождей (рр. Амазонка, Ганг, Брамапутра, Амур, реки Китая) .
Реки со смешанным питанием за счет талых вод и летнеосенних дождей. Высокие весенние, паводки сочетаются с более низкими летними или осенними и чередуются с летним и зимним меженями (рр. Волга, Дон, Днепр и др.).
Реки с эпизодическим дождевым пи ганием. Это непостоянно и редко действующие потоки пустынь и полупустынь, обычно совершенно пересыхающие в засушливое время года.
Активную разрушительную и созидательную работу реки и ручьи производят главным образом во время паводков. Это касается не только временных потоков, совершенно иссякающих во время сухих сезонов, но и постоянно текущих рек. В межень, когда русло заполнено водой лишь частично, такие реки также малоактивны. Поэтому именно паводковое состояние наиболее показательно с точки зрения оценки геологической роли реки или ручья.
Особенно велико различие мощности потока в паводок и в межень у рек областей с засушливым климатом, получающих воду либо почти исключительно весной за счет таяния снега, либо в сезоны летних дождей. Весьма неравномерен и расход рек холодно-умеренного пояса с длительной снежной зимой; для них характерно громадное количество воды в мощные весенние половодья. Для большинства крупных рек Советского Союза максимальный расход воды в весеннее половодье превышает среднее его значение за год в 10—20 раз, подъем уровня достигает 5—10 лг, в горных реках в местах сужения долин подъем уровня воды при половодье может достигать 30 м,.
Ширина разлива у таких крупных рек, как Волга, Енисей и другие, местами доходит до 30—40 км. Продолжительность половодья крупных рек определяется двумя-тремя месяцами, на мелких реках половодье может продолжаться всего несколько дней. На некоторых реках на время половодья приходится до 50% годового объема стока, в засушливых районах — до 100%.
Эпизодические паводки в отличие от регулярно повторяющегося половодья могут приводить к крайне быстрому, но
кратковременному поднятию уровня воды в реке. Такой паводок естественным путем может возникнуть от внезапного или быстрого таяния снега или льда, от сильных дождей, охвативших какую-либо часть водосбора реки, и т. п. Нередко при этом он прокатывается сверху вниз по реке в виде мощной волны, имеющей крутую лобовую и пологую тыловую части.
В зависимости от уклона русла реки паводковая волна движется с различной скоростью — в горных областях скорость движения паводковой волны может достигать 13—45 км/час, на равнинах — 3—5 км/час. Скорость движения паводковой волны
и расход воды меняются в зависимости от формы поперечного сечения долины — в суженных ее частях высота подъема уровня воды увеличивается, а скорость уменьшается. В результате таких павозков нередко возникают внезапные наводнения, иногда катастрофические, во время которых затопляются населенные местности, гибнет большое количество людей и животных, разрушаются пути сообщения, мосты и т. д., а выносимым с гор обломочным материалом заносятся большие пространства низменностей.
Для наблюдателя, изучающего реку во время межени, свидетельством бывшего половодья могут служить следы, оставляемые на берегах высоким уровнем воды — ободранная льдинами кора деревьев, обломанные сучья, плавник, повисший на стволах деревьев высоко над поверхностью воды и др. (рис. 91).
Рис. 91. Плавник на стволе лиственницы на высоте около 8 м над руслом р. Сейм (притока р. Тимптона) после летнего паводка 1957 г. Южная Якутия (фото Д. М. Жукова)Рис. 91. Плавник на стволе лиственницы на высоте около 8 м над руслом р. Сейм (притока р. Тимптона) после летнего паводка 1957 г. Южная Якутия (фото Д. М. Жукова)ВИДЫ ЭРОЗИИ
Рис. 91. Плавник на стволе лиственницы на высоте около 8 м над руслом р. Сейм (притока р. Тимптона) после летнего паводка 1957 г. Южная Якутия (фото Д. М. Жукова)
Рис. 91. Плавник на стволе лиственницы на высоте около 8 м над руслом р. Сейм (притока р. Тимптона) после летнего паводка 1957 г. Южная Якутия (фото Д. М. Жукова)
ЭРОЗИОННЫЕ долины
Все водные потоки размывают свое ложе и врезаются в поверхность земли, создавая эрозионные борозды. В зависимости от размера водного потока эти борозды могут иметь самую различную величину. Крупные реки разрабатывают большие речные долины, глубина которых достигает сотен и даже
тысяч метров, а ширина иногда даже десятков километров. Небольшие ручьи и временные потоки создают различного размера овраги. Совсем маленькие струи воды образуют на поверхности земли лишь незначительные промоины глубиной в доли метра или немногие метры. Все эти формы рельефа, хотя и сильно отличающиеся друг от друга, близки по происхождению, а поэтому могут быть объединены общим термином — эрозионные долины.
Величина водного потока и размер его эрозионной долины зависит от той площади, с которой он собирает воду, или иначе от размера его водосбора. Последний неуклонно увеличивается от истоков к устью любого водного потока. Соответственно возрастает мощность потока и размеры его эрозионной долины. При длине, измеряемой тысячами километров, поток может начаться ничтожным ручейком и постепенно превратиться в громадную реку.
Крупные реки имеют водосборы, или речные б а с с е й- н ы, площадью в миллионы квадратных километров и образуются из последовательного слияния ручьев, речек и значительных по величине рек, образующих в плане сложно ветвящуюся речную систему, напоминающую на карте своим рисунком раскидистое дерево (рис. 92). Этой гидрографической сети соответствует эрозионная сеть, или система долин внутри того же речного бассейна. Все эрозионные долины любого речного бассейна, независимо от их размеров, подчиняются в своем развитии одним и тем же общим законам. Создающие их водные потоки размывают свое дно, стремясь врезаться вглубь и увеличить тем самым глубину эрозионной рытвины. Эта сторона их разрушительной работы получила название донной, или глубинной, эрозии.
Глубинная эрозия приводит к постепенному изменению продольных уклонов русла водного потока, приобретающих на разных отрезках его течения разные, но взаимно зависящие друг от друга значения. Так постепенно перестраивается весь продольный профиль дна эрозионной долины, приобретая вполне определенные черты.
Наряду с этим поток подмывает основание стенок эрозионной рытвины, постепенно разгружая их и расширяя рытвину в целом. Эта форма его разрушительной работы получила название боковой э р о з и и. В результате боковой эрозии меняется форма поперечного сечения, или поперечного профиля, эрозионной долины; у нее возникает более или менее плоское дно, четко отделенное от склонов.
Одновременно с разрушительной работой водный поток осуществляет и созидательную работу, отлагая на дне долины наносы. Эти отложения рек и ручьев получили название аллювия,
или аллювиальных отложений. По мере их отложения русло потока, первоначально занимавшее все дно долины, начинает все более четко противополагаться последнему, занимая лишь незначительную его часть.
Рис. 92. Бассейн р. Волги
Проявление глубинной и боковой эрозии и накопление аллювия различно в долинах крупных рек и маленьких ручьев. Однако развитие небольших оврагов, начиная от их заложения до «зрелого» возраста, нагляднее всего иллюстрирует самые общие законы эрозии и обнаруживает много общих черт с историей крупных речных систем. Это было подмечено А. Сюреллем еще в начале XIX в. Он писал, что закономерность в деятельности рек
«менее очевидна, так как проявляется на более обширном пространстве, в деятельности же потоков, проявляясь на сравнительно незначительном пространстве, она (закономерность) обнаруживается очень ясно». Поэтому рациональнее всего начать обзор именно с оврагов, создаваемых небольшими временными потоками.
ОВРАГИ
Развитие оврагов протекает по-разному в горах и на равнинах. В горах весь водосбор образующегося оврага располагается в пределах склона большой речной долины, ограниченного сверху острым гребнем водораздельного хребта, который отделяет эту
Рис. 93. Схема строения оврага в горной области
1 — водосборный бассейн оврага; 2 - канал истечения; 3 — струи, стекающие непосредственно в долину
долину от соседней. Этот водосбор с самого начала отличается достаточно крутым продольным уклоном и обычно занимает лишь верхнюю часть склона, так как с нижней его части вода стекает непосредственно на дно долины, минуя овраг (рис. 93).
В связи с этим верховья оврага образуются из более или менее радиально сходящихся промоин и овражков, образующих вместе водосборный бассейн, который по мере врезания промоин в глубину преобразуется в воронкообразное понижение склона, изборожденное радиально сходящимися рытвинами. Это так называемая водосборная воронка. Ниже начинается собственно овраг, который по отношению к водосборной воронке является каналом истечения собранной воронкой воды.
На равнинах большие долины с относительно крутыми склонами отделены друг от друга не острыми гребнями, а обширными 302
более или менее плоскими поверхностями водораздельных, плато. Водосборы всех значительных временных потоков целиком или главной своей частью располагаются на этих плато, а не на склонах долин. Однако благодаря ничтожным уклонам поверхности и медленному течению воды на самих плато эрозии не происходит, а промоины и овраги начинают расти только на склонах долин за счет струй воды, переливающихся сверху через бровку склона.
Если эти струи невелики, то они могут вначале разрезать только самую бровку склона. Образуются промоины, устье которых не достигает подошвы склона, а, как принято говорить, висят на нем на некоторой высоте. В дальнейшем, по мере углубления промоины, устье ее будет опускаться все ниже, пока не достигнет основания склона — промоина превратится в настоящий овраг. Если поток достаточно мощен, то овраг образуется сразу.
Вершина возникшего оврага, выдвинувшаяся за бровку склона в пределы водораздельного плато, всегда представляет собой резкий перепад в продольном профиле стекающего с платоводного потока. Последний обрушивается в вершину оврага водопадом или образует здесь стремнины с быстрым и бурным течением. Поэтому в верховье реки всегда особенно интенсивна эрозия, постепенно продвигающая вершину все дальше в глубь плато.
Овраг удлиняется, растет своей вершиной вверх по течению потока, навстречу ему. Этот способ роста эрозионных долин носит название попятной, или регрессивной, эрозии. Он прямо противоположен росту мелких промоин вниз по склону, т. е. в сторону течения воды '.
Для оврагов горных склонов оба описанных типа не характерны. Эти овраги закладываются и развиваются приблизительно одновременно на всем своем протяжении.
По мере продвижения вершины растущего оврага в глубь водораздельного плато, она начинает ветвиться. Ответвления, или отвершки, оврага также растут попятно, следуя вверх по течению сливающихся струй воды. Образуется перисто-ветвящаяся система оврагов, но водосборная воронка, как в горных странах, на равнинах почти никогда не образуется.
В связи с неоднородностью ложа потока и первоначальными неровностями поверхности земли продольный профиль оврага на начальных стадиях развития может быть различным по форме, часто ступенчатым, на одних участках вогнутым, на других выпуклым. Но по мере врезания оврага он постепенно сглаживается и приобретает форму довольно правильной плавной вогнутой кривой, полого наклонной к горизонту в устье оврага и все более круто поднимающейся ближе к верховьям (рис. 94). Объяснить, это можно следующим образом:
Иногда его называют поступательной или трансгрессивной эрозией.
Как известно, кинетическая энергия движущегося тела равна:
Г, ГИУ2
Л — 2 , где т — масса воды;
^— скорость течения.
В применении к водному потоку массу следует заменить расходом, т. е. количеством воды, протекающим через данное поперечное сечение потока в единицу времени. Формула кинетической энергии изменится, станет сложнее, но и в эту измененную формулу расход также войдет в первой степени, а скорость — в квадрате.
На донную эрозию поток будет тратить не всю кинетическую энергию, а только какую-то ее часть. Интенсивность разрушительной работы потока прямо пропорциональна кинетической энергии, следовательно, мы вправе использовать приведенные зависимости для ее оценки.
В устье оврага поток выходит на плоское, очень пологопокатое дно долины или непосредственно впадает в текущую по дну долины реку. При этом скорость течения резко падает или даже приближается к нулю, так как она всегда пропорциональна продольному уклону. Эрозия делается невозможной до тех пор, пока уровень подошвы склона или уреза реки остается неизменным. При этом, независимо от хода глубинной эрозии, выше по течению точка устья на кривой продольного профиля будет постоянной. Наоборот, положение этой точки будет определять собой развитие кривой продольного профиля, которая будет всегда как бы опираться на нее, как на свое основание. Поэтому уровень реки или дна долины, к которому спускается овраг, называют его базисом эрозии.
Выше по течению донная эрозия будет идти до тех пор, пока разрушительная сила потока превышает сопротивление, оказываемое размыву породами ложа. В низовьях оврага расход потока всегда самый большой, поэтому размыв здесь становится невозможным лишь при очень малых скоростях течения или при очень малых продольных уклонах русла. Наоборот, в верховьях оврага, где расход потока еще невелик, размыв может практически отсутствовать даже при значительных скоростях течения
или при больших продольных уклонах. Этим и объясняется форма кривого продольного профиля (рис. 95), постепенно вырабатывающаяся в ходе глубинной эрозии.
Рис. 95. Схема продольного профиля реки в стадии равновесия/, //, Ш — отделы течения и свойственная им форма поперечного сечения долины; а, б, в — схемы поперечного профиля реки на данном отрезке продольного профиляРис. 95. Схема продольного профиля реки в стадии равновесия/, //, Ш — отделы течения и свойственная им форма поперечного сечения долины; а, б, в — схемы поперечного профиля реки на данном отрезке продольного профиля
Рис. 95. Схема продольного профиля реки в стадии равновесия
/, //, Ш — отделы течения и свойственная им форма поперечного сечения долины; а, б, в — схемы поперечного профиля реки на данном отрезке продольного профиля
Рис. 95. Схема продольного профиля реки в стадии равновесия
/, //, Ш — отделы течения и свойственная им форма поперечного сечения долины; а, б, в — схемы поперечного профиля реки на данном отрезке продольного профиля
Рис. 96. ОврагиРис. 96. Овраги
Рис. 96. Овраги
Рис. 96. Овраги
Когда продольные уклоны нз всем протяжении оврзгз до- стигнут значений, при которых скорости течения будут недо
статочны для преодоления сопротивления пород ложа, глубинная эрозия прекратится, закончится и рост оврага, наступит состояние его равновесия. Эта предельная форма продольного профиля, к которой он стремится в ходе глубинной эрозии, получила название профиля равновесия (или кривой равновесия).
Раньше всего продольные уклоны приблизятся к равновесным значениям в нижнем течении, так как здесь мощность потока наибольшая, эрозия протекает скорее всего, а потому и равновесное состояние достигается раньше. Наоборот, в верховьях оврага эрозия идет медленнее, и равновесное состояние достигается позже. Когда овраг уже начал зарастать в устьях, в вершине он еще интенсивно растет — это обычное явление, часто наблю-
даемое в природе.
Образование и рост оврагов протекают очень интенсивно во многих районах Русской равнины (рис. 96), сложенных рыхлыми, легко размываемыми породами, такими, как лёссовидные суглинки, пески, глины и др. Овраги растут здесь очень быстро и образуют часто густую сеть, расчленяющую водораздельное
305-305-20 Основы геологии
305-
305-
плато на отдельные массивы (рис. 97). Образование и рост оврагов характерны, например, для степной и лесостепной зоны Европейской части СССР. По подсчетам С. С. Соболева, суммарная протяженность овражной сети в некоторых районах УССР достигает 100—150 км на каждые 100 км2.
О скорости роста оврагов могут свидетельствовать следующие наблюдения, произведенные в окрестностях г. Харькова. При прокладке железнодорожного полотна была сделана выемка на
Рис. 97. Овраг, растущий в склоне, сложенном неоднородными слоями.
Правый берег р. Волги, близ Чебоксар (фото К- Д. Ворониевич)
склоне заросшей балки. Это стимулировало возобновление эрозии и рост двух оврагов. За 18 лет один из них удлинился на 120 м при глубине 15 м, другой — на 221 м. Ежегодно из первого оврага выносилось -около 340 лг3 разрушенного материала, из второго за тот же период — около 900 л3.
Приведенный пример показывает, что в образовании и росте оврагов Русской равнины чаще всего виноват человёк. Вырубая лес, распахивая склоны, он уничтожает растительный покров, предохраняющий поверхность земли от размыва. Борозды, проведенные вдоль склона трактором, колеи грунтовых дорог, канавы и т. п. служат начальными рытвинами, преобразуемыми потоками дождевых и талых вод в промоины и овраги. Там, где оврагов очень много, они приносят большой вред народному хозяйству.
Очень быстро разрастаясь, они уничтожают большие площади сельскохозяйственных угодий, полей, огородов, садов, дорог и разрушают даже здания в населенных пунктах. Для борьбы с оврагами выработан ряд мероприятий, подразделяющихся на профилактические и на мероприятия, направленные на борьбу с ростом уже существующих оврагов.
К профилактическим мероприятиям относятся защита подверженных размыву склонов от всяких нарушений целостности их поверхностного покрова, для чего запрещается вырубка леса и кустарника по крутым склонам, излишний выпас скота во избежание вытаптывания дерна, распашка склонов, заложение борозд и канав в направлении вниз по склону.
Мероприятия по борьбе с оврагами направлены на предотвращение попятной эрозии путем укрепления головной части оврага, укрепления склонов оврагов и ослабления силы руслового потока. Рост существующих оврагов могут остановить насаждения в верховьях оврага и на его склонах деревьев и кустов, особенно имеющих длинные корневища, инженерные сооружения в голове оврага в виде цементных лотков, инженерные сооружения на дне оврага в виде перепруд, цель которых заключается в уменьшении размывающей силы воды. Перепруды устраиваются в виде плетней, расположенных поперек тальвега *, а также в виде деревянных, каменных и бетонных запруд. Дно оврага под запрудами укрепляется водобойными сооружениями из камня или деревьев и прутьев.
РЕЧНЫЕ ДОЛИНЫ
Овраги являются небольшими эрозионными долинами и поэтому могут служить до некоторой степени прообразом более крупных долин, разрабатываемых реками. Многие небольшие речные долины в равнинных странах возникли первоначально в виде оврагов, прорезавших склон долины главной реки и затем разросшихся путем регрессивной эрозии. Углубившийся и удлинившийся овраг вскрыл расположенные на глубине водоносные горизонты, на его дне появились источники, а вместе с ними и постоянный водосток — ручей или речка.
Но только небольшие долины маленьких речек имеют подобное овражное происхождение. Крупные долины больших рек (длиной в тысячи километров), через которые выносятся в море воды, собираемые часто с поверхности целого континента, конечно никогда не были маленькими овражками, разросшимися путем регрессивной эрозии. Последняя вообще, как правило, в их образовании никакой роли не играет. Эти долины закладывались вдоль путей поверхностного,стока сразу на всем их протяжений. Выносимые из них огромные массы обломочного материала в течение тысяч и миллионов лет заносили целые морские заливы,
Тальвег — линия, соединяющая самые глубокие части речного русла.
превращая их в сушу. По этой вновь созданной суше река продолжала теперь свой путь в море, надстраивая свое течение снизу, а не сверху, с помощью аккумуляции, а не эрозии.
Но и для больших рек действительны изложенные выше основные положения, касающиеся развития продольного про- ■филя. Сравнительно молодые реки, долины которых еще плохо разработаны, имеют неправильный продольный профиль. Затем они переживают этап усиленной глубинной эрозии и выравнивания продольного профиля, для которого базисом эрозии служит уровень моря. Постепенно вырабатывается кривая, близкая к профилю равновесия, и донная эрозия ослабевает. Но если для небольшого оврага все этапы этой эволюции проходят за сравнительно небольшое время, то для крупной реки они растягиваются на миллионы лет.
О масштабах и длительности врезания речных долин можно судить по долинам, пересекающим горные страны и высокие плоскогорья. Донная эрозия здесь протекает наиболее интенсивно, так как реки имеют крутые продольные уклоны и быстрое течение. Долины их глубиной в сотни метров или даже 1—2 км имеют узкое дно, почти целиком занятое руслом, и обычно очень крутые склоны (40—60°). Форма поперечного сечения таких долин напоминает латинскую букву V, почему они и получили название V-образных долин. Это как бы овраги, увеличенные во много раз. Наряду с ними встречаются и еще более узкие ущелья — каньоны, с почти вертикальными или ступенчатыми склонами.
Классическим примером глубокого эрозионного расчленения плоскогорий являются североамериканские возвышенные равнины рр. Колорадо и Аризоны. Мировой известностью пользуется здесь Большой каньон на р. Колорадо, достигающий особенно грандиозных размеров в районе Каибабского плоскогорья. Каньон врезан в толщу третичных, мезозойских и палеозойских отложений на глубину 2000 м, на дне его местами вскоыты граниты докембрия. Верхняя толща слоев залегает спокойно, почти горизонтально. Отвесные стены каньона спадают вниз уступами с узкими террасовидными площадками между ними. Верхний отвесный обрыв расположен на высоте 600—900 м.
Начало образования Большого каньона относится к концу неогенового периода — к плиоценовой эпохе. Суммарная длительность неогенового и антропогенового периодов измеряется в 28 млн. лет; следовательно, Большой каньон формировался не менее 10—15 млн. лет. Геологически это сравнительно не очень большой срок, за который река успела образовать рытвину в 2 км глубиной. Следует учесть при этом, что породы, прорезаемые каньоном, оцениваются исследователями как самые твердые. Этот пример дает некоторое представление о скорости, с которой осуществляется эрозионная работа текучей воды.
В складчатых горных странах особенно глубокими и узкими бывают обычно долины, пересекающие вкрест простирания гор
Рис. 98. Каньон р. Ингур. Западный Кавказ (фото В. И. Славина)Рис. 98. Каньон р. Ингур. Западный Кавказ (фото В. И. Славина)
Рис. 98. Каньон р. Ингур. Западный Кавказ (фото В. И. Славина)
Рис. 98. Каньон р. Ингур. Западный Кавказ (фото В. И. Славина)
ные хребты и слагающие их системы складок. Такие долины
называются поперечными в отличие от продольных долин, ориентированных по простиранию складок, параллельно хребтам.
Происхождение поперечных долин может быть двояким. Одни из них являются более древними, чем пересекаемый ими хребет, начавший подниматься уже после образования долины. По мере поднятия хребта река углубляла долину, как бы перепиливая растущую возвышенность. Такие попе
речные долины получили название антецедентных.
В других случаях поперечные долины моложе горных хребтов и являются результатом проявления попятной эрозии водных потоков, стекавших с одного из их склонов. Постепенно отступая, вершина врезающейся долины перепиливала хребет, пока не достигала его противоположного склона и не открывала путь реке, ранее протекавшей в высоко расположенной продольной долине, параллельной хребту. Такие поперечные долины часто называют доли-
нами прорыва,
Поперечные долины, как уже было сказано, иногда представляют собой настоящие каньоны с крутым ступенчатым продольным профилем дна. В их пределах в русле реки имеются многочисленные быстрины и перепады, связанные с выходами пластов твердых пород (песчаников, известняков, гранитов и др.), простирающихся поперек русла.
Подобное строение поперечных долин характерно для многих рек Карпат: Латорипы, Ужа, Рики, Теребли и других притоков р. Тиссы. Удивительный по высоте степ и красоте каньон образует р. Биказ в Румынских Карпатах. Много каньонов имеют реки Кавказа. Примером такого каньона может служить Худум- ское ущелье, промытое р. Сулак при прорыве ею наиболее северного хребта — Черных гор. Глубина ущелья достигает 1000 м при ширине его дна менее 10 м. Подобный же каньон имеется на р. Ингур (южный склон Западного Кавказа) и на многих других реках Кавказа (рис. 98).
ВОДОПАДЫ И ПОРОГИ
Речная долина врезается в неоднородную по составу толщу горных пород, поэтому кривая ее продольного профиля не может быть вполне плавной — она оказывается ступенчатой (рис. 99). В местах выхода плотных, трудно размываемых пород, глубинная эрозия замедляется, а продольные уклоны возрастают, течение становится быстрым и бурным. Подобные участки крутых укло-
Рис. 99. Продольный профиль долины, осложненный уступом поперечной террасы
нов и бурного течения получили название порогов. В продольном профиле реки они образуют как бы ступени, или перепады (рис. 100). Если пласты особенно тверды, то перепад может приобрести форму почти вертикальной стенки, с которой поток будет низвергаться прямо вниз в виде водопада.
Рис. 100. Перекат на р. Бухтарме. Алтай (фото
Л. С. Берга)
Промежуточную форму перепада, когда вода не падает вертикально, а стремительно низвергается по очень крутому скалистому ложу, называют иногда водоскатом.
В СССР в горных областях и на равнинах известно много подобных образований. Это знаменитые Днепровские пороги, располагавшиеся в том месте, где Днепр прорезал так называемую Украинскую кристаллическую полосу гранитов и гнейсов (теперь они перекрыты водами Днепровского водохранилища), 310
водопад Кивач в Карельской АССР на р. Суне, воспетый в одах, Державина. Много водопадов есть в горах Крыма (рис. 101),. Кавказа, Средней Азии.
По форме низвергающегося потока различают узкие, высокие и широкие водопады, у которых ширина значительно превышает
Рис. 101. Водопад Учан-Су. Окрестности Ялты (фото В. Н. Третьякова)
высоту. Примером последнего может служить один из крупнейших в мире водопадов — Ниагарский водопад в Северной Америке (рис. 102). Ширина части этого водопада, расположенной в Канаде, достигает 900 с лишним метров при высоте около 50 м. Нарвский водопад на р. Нарве имеет уступ высотой всего 7 м при ширине потока 150 л.
Наибольшую ширину (2700 л) имеет громадный водопад Игуасу на р. Паране в Южной Америке.
Высота уступа, с которого низвергаются водопады, достигает иногда значительной величины. Так, в Северной Америке в Йосемитском национальном парке располагаются наивысшие на земле 311
водопады, высота которых достигает 792 м; водопад Коломбо на р. Замбези в Африке имеет высоту 427 м.
В некоторых случаях одиночные водопады и пороги перегораживают речные долины, иногда же они образуют серию каскадов. Так, р. Ангара в средней части течения на протяжении
Рис. 102. Ниагарский водопад. Северная Америка
289 км не судоходна из-за порогов; на р. Вуоксе в Финляндии на протяжении 25 км имеется 12 порогов, водопадов и водоскатов, в их числе водоскат Большая Иматра. Реки Финляндии вообще характеризуются порожистостью: здесь насчитывают до Двух тысяч порогов и водопадов.
В основании водопадов, водоскатов и на порогах и быстринах в русле реки обычно образуются водовороты, вырывающие в дне реки иногда очень глубокие ямы. Особенно своеобразны ямы, высверливаемые крупными валунами и гальками, приводимыми во вращение падающей водой.
Такие ямы имеют форму узких колодцев правильной цилиндрической или конической формы со спиралеобразными бороздами на стенках. Они получили название исполинских, или э в е р з и о и н ы х, котлов (рис. 103). На дне котлов часто находят один или несколько больших округленных камней, которым приписывают сверлящую роль.
Образование котлов наблюдается, как правило, в относительно твердых породах, таких, как известняки, песчаники, но
Рис. 103. Эверзионные котлы в БольшомВ. И. Славина)Рис. 103. Эверзионные котлы в БольшомВ. И. Славина)каньоне в Крыму (фотоканьоне в Крыму (фото
Рис. 103. Эверзионные котлы в Большом
В. И. Славина)
Рис. 103. Эверзионные котлы в Большом
В. И. Славина)
каньоне в Крыму (фото
каньоне в Крыму (фото
иногда происходит также и в более мягких — глинах. Размеры котлов различны. Диаметр их значительно меньше глубины. Так, на р. Вуоксе описаны котлы диаметром 0,7—1,0 м при глубине 2 jw. У основания Ниагарского водопада котлы достигают 1,5 м в диаметре. Максимальную известную глубину имеют котлы на р. Рейне и особенно на р. Дунае. Здесь в районе Железных Ворот возникают водовороты, которыми на дне реки при средней ее глубине 2,5—3 м высверлены котлы глубиной 30 и даже 50 я (М. Неймайр).
Пороги и водопады препятствуют судоходству. Для их преодоления строятся различные гидротехнические сооружения, одновременно позволяющие использовать огромную энергию падаю-
Шей воды. Строительство ряда плотин на порожистой р. Ангаре сделает ее судоходной на всем протяжении (1854 кл) и обеспечит работу гидроэлектростанций общей мощностью 9—9,5 млн. кет.
Высота искусственно сооруженных плотин достигает десятков и сотен метров. На р. Куре в Закавказье воздвигнута в 1954 г. плотина Мингечаурского гидроузла высотой 87 м\ плотина Тоул- дер-Дам на р. Колорадо в Северной Америке имеет высоту 222 м.
Пороги и водопады — образования не вечные. Постепенно они пропиливаются и сглаживаются рекой, и образующие их ступени продольного профиля становятся все более и более пологими и малозаметными. Но на окончательное нивелирование их требуются огромные промежутки времени. Поэтому такие перепады играют роль базиса эрозии для вышележащей части течения реки, определяя высотное положение кривой ее продольного профиля. Такие местные базисы эрозии ведут к возникновению двух участков течения в продольном профиле реки, которые развиваются каждый применительно к своему базису эрозии. -
БОКОВАЯ ЭРОЗИЯ И РАЗВИТИЕ ПОПЕРЕЧНОГО ПРОФИЛЯ ДОЛИН
Глубинная эрозия отчетливее всего проявляется на ранних стадиях развития эрозионных долин и особенно в долинах с относительно крутыми продольными уклонами дна и большими скоростями течения водных потоков. Для таких долин типичен упоминавшийся выше узкий и остродонный V-образный поперечный профиль. Эти долины принято называть морфологически молодыми.
По мере выработки кривой продольного профиля и приближения ее к равновесной форме донная эрозия все более и более ослабевает; начинает существенно сказываться другая форма разрушительной работы потока — боковая эрозия, заключающаяся в подмыве основания склонов долины. Боковая эрозия приводит к расширению долины и возникновению у нее плоского дна (боковая планация).- Ее поперечный профиль из V-образного постепенно преобразуется в плоскодонный или ящикообразный. Эту стадию развития долины называют стадией морфологической зрелости.
Основной причиной боковой эрозии и преобразования поперечного профиля долины в плоскодонный является образование и развитие речных излучин, или меандров.
Извилистость (меандрирование) русла является свойством, неизбежным почти для всякой сравнительно медленно текущей реки и почти никогда не наблюдающимся у рек с относительно крутым падением и большой скоростью течения. Бурно текущий
поток как бы стремится снести со своего пути все препятствия и выпрямить свое течение, проложив русло в направлении наибольшего уклона ложа. Иное дело поток, текущий медленно. Благодаря иной внутренней гидродинамической структуре он, выражаясь образно, как бы «чувствует» любое препятствие, любую существенную неровность своего ложа и, еще не дойдя до них, стремится их обойти. Его течение начинает отклоняться в сторону.
Линия максимальных скоростей, т. е. динамическая ось, или стрежень потока, в прямолинейном русле располагаю-
Рис. 104. Преобразование прямолинейного русла с возникновением меандр и отшнуровываниемРис. 104. Преобразование прямолинейного русла с возникновением меандр и отшнуровываниемстарицI — II — стадии формированиястарицI — II — стадии формирования
Рис. 104. Преобразование прямолинейного русла с возникновением меандр и отшнуровыванием
Рис. 104. Преобразование прямолинейного русла с возникновением меандр и отшнуровыванием
стариц
I — II — стадии формирования
стариц
I — II — стадии формирования
щаяся по его середине, приближается теперь к одному из берегов. Течение подмывает и обрушивает этот берег и, отразившись от него, отклоняется в противоположную сторону (рис. 104).
На возникшем изгибе стрежня образуется система поперечных токов, как бы перемешивающих воду в русле. На стрежне, т. е. у подмываемого берега, вода опускается ко дну, затем придонное течение направляется к противоположному берегу, где вода поднимается и вновь возвращается к стрежню по поверхности. Накладываясь на общее продольное движение потока, эта система поперечной циркуляции превращается в штопорообразную. Придонные токи поперечной циркуляции удаляют продукты обрушения подмываемого берега и вместе с частью материала, принесенного рекой сверху, выносят их на противоположную сторону русла, где они частично откладываются в виде галечной или песчаной отмели.
Таким образом, один берег русла подмывается, а другой, наоборот, наращивается. Особенно интенсивно этот процесс идет во время половодья, когда русло наполнено водой до краев и образующаяся отмель затоплена. В низкую воду она обсыхает, п тогда оказывается, что вслед за искривлением линии стрежня изогнулось и все русло в целом.
Образование изгиба русла в одном месте неизбежно влечет за собой возникновение целой серии сопряженных с ним изгибов ниже по течению, так как стрежень будет последовательно отражаться то от одного, то от другого берега.
Возникший изгиб русла в дальнейшем растет, увеличиваясь в высоту, его вогнутый берег подмывается во время каждого половодья, а выпуклый берег наращивается путем отложения гальки и песка. Рост излучины продолжается до тех пор, пока ее шейка не станет столь узкой, что во время паводка полые воды смогут ее прорвать и вновь спрямить русло.
В таком случае основная масса воды будет устремляться вдоль этого вновь проложенного русла, а в старой излучине даже в половодье течение будет слабым. Вода, заходя в старое русло, будет терять скорость и отлагать во входах в него часть принесенного обломочного материала. Постепенно входы в брошенную излучину закроются, и она превратится в замкнутое озеро — старицу. На новом русле одновременно начнется образование и рост новых излучин.
Наряду с ростом излучин в высоту и превращением их в старицы происходит процесс постепенного смещения излучин вниз по течению реки. Это связано с тем, что под воздействием продольного уклона дна долины подмывается наиболее интенсивно не самая вершина меандра, а часть его вогнутого берега, лежащая немного ниже по течению. Точно так же и отложение галечной или песчаной отмели происходит наиболее интенсивно не на самой вершине выпуклого берега, а несколько ниже нее по течению. Это приводит к тому, что год от года не только возрастает высота меандра, но он в целом смещается вниз по долине.
Процесс смещения меандров вниз по течению играет основную роль в формировании плоского дна долины на всем ее протяжении. Первоначально участки плоского дна появляются только у вершин противоположно направленных излучин, а между ними поперечное сечение долины сохраняет еще V-образную форму.
Лишь в ходе смещения меандров вниз по течению они как бы «прочищают» дно долины, подрезая ее склоны и выравнивая ширину дна все на большем и большем расстоянии.
Кроме образования меандров, есть и другие причины, вызывающие боковую эрозию. Среди них наиболее существенной является так называемый «закон Бэра» — крупные реки в северном полушарии всегда стремятся подмыть свой правый, а в южном полушарии левый берег.
Первоначально русский академик К. М. Бэр сформулировал этот закон только по отношению к рекам меридионального направления. При этом он исходил из наблюдений над берегами Волги, Днепра и других больших меридионально текущих рек Русской равнины, у которых действительно правый берег подмывается на большом протяжении, а потому выше и круче левого. К. М. Бэр объяснял это явление следующим образом.
При вращении Земли вокруг своей оси точки, расположенные на ее поверхности ближе к экватору, проходят в единицу времени большее расстояние, чем точки, расположенные ближе к полюсам, в более высоких широтах. По этой причине в реках, текущих в северном полушарии с севера на юг, вода, перемещаясь из более высоких широт, где линейная скорость вращения Земли меньше в силу инерции, начинает отставать от вращения Земли в более низких широтах и вследствие этого отклоняется к западу, т. е. вправо от направления течения реки. Это и вызывает подмыв правого берега. Примером могут служить долины рр. Днепра, Волги, Дона и др.
В реках, текущих в северном полушарии с юга на север, происходит иное. Верховья реки располагаются на юге в более низких широтах, где линейная скорость вращения Земли больше. Перемещаясь отсюда на север, вода попадает в районы с. меньшей линейной скоростью вращения, по инерции начинает обгонять вращение Земли и отклоняется к востоку, т. е. опять-таки вправо по течению реки, и река опять подмывает свой правый берег, делающийся более крутым, чем левый. Именно такова асимметрия долин рр. Оби, Енисея, Лены и др. Аналогичным образом можно объяснить подмыв левых берегов у рек южного полушария, текущих в меридиональном направлении (Параны, Уругвая и др.).
В настоящее время приведенные рассуждения К. М. Бэра не могут быть признаны правильными. Весьма слабым местом в них является допущение того, что вода по инерции перегоняет пли отстает от вращения Земли, как бы перенося полученную ею ранее скорость на многие сотни и тысячи километров. Как известно, вода по инерции может двигаться лишь очень недолго. Это ясно хотя бы из того, что скорость течения реки всегда строго, соответствует уклону русла в данном месте. Никогда не бывает так, чтобы" выйдя из гор, где она бурно мчалась по крутому уклону, река по инерции продолжала бы свой быстрый бег и на равнине. Наоборот, как только уклоны уменьшатся, вода в реке начнет течь медленно и спокойно.
Выявленная К. М. Бэром закономерность в действительности является выражением более общего закона движения тел на поверхности вращающейся сферы, в данном случае Земли. При этом возникает поворотное, или кориолисово, ускорение, горизонтальная составляющая которого всегда направлена в северном полушарии вправо по отношению к направлению движения, в южном — влево, независимо от того, в какую сторону движется тело — вдоль ли меридиана, вдоль параллели или по диагонали к ним.
Это ускорение вызывает для северного полушария тем большее отклонение течения вправо, чем шире река, и поэтому заметно отражается на ходе боковой эрозии только на больших реках. Преимущественное смещение их русел вправо в течение
многих тысячелетий приводит к суммарному перемещению русла на десятки километров.
На реках средних и малых влияние кориолисова ускорения на ход боковой эрозии никогда не бывает столь отчетливым и часто подавляется другими факторами. В связи с этим оба их берега или подмываются равномерно, или преимущественно подмываемым оказывается левый берег. Это обнаруживается и на некоторых отрезках течения больших рек, например р. Оки между устьем р. Мокши и г. Муромом, р. Оби мёжду городами Бийском и Барнаулом и т. д. Причины подобных отклонений от правила далеко не всегда удается выяснить с полной достоверностью, в связи с чем и вопрос о роли кориолисова ускорения в развитии боковой эрозии требует еще дополнительного исследования.
«БОРЬБА* РЕК ЗА ВОДОСБОРЫ И ПЕРЕХВАТЫ РЕЧНЫХ ДОЛИН
Процесс преобразования рельефа континента текучими водами осуществляется сложно разветвленными системами многочисленных речных бассейнов, воды которых текут в разные моря й озера. Главные реки этих бассейнов имеют разную длину, уклон .и не всегда один и тот же уровень базиса эрозии. Примером этого являются реки Каспийского бассейна, которые с 1939 г. понизили свой первоначальный базис эрозии (—26 л0 на 2 .и. Реки бассейнов морей Черного, Балтийского, Белого и других базируются на более высокий — нулевой уровень или уровень Мирового океана. Реки, опирающиеся на более низкий базис, естественно, могут глубже врезать свои долины.
Иными словами, в их бассейне донная эрозия будет идти энергичнее, и верховья эрозионной сети будут быстрее отступать в ходе регрессивной эрозии. То же касается, и рек с одинаковым по высоте базисом эрозии, но разной длиной течения. Более короткие реки, как правило, обладают в таком случае более крутым продольным профилем и большей, скоростью течения. Следовательно, они будут энергичнее врезать свои русла, и регрессивная эрозия в их истоках также будет идти гораздо активнее. Удлиняя свои истоки путем регрессивной эрозии быстрее, чем реки смежных бассейнов, короткие реки постепенно расширяют свой водосбор за счет последних, оттесняя линию водораздела. Это перераспределение площадей бассейнов; принято образно обозначать как «борьба» рек за водосборы. Наиболее активными, или «агрессивными», оказываются при этом реки с низким базисом эрозии или с более коротким течением.
В ходе этой борьбы реки могут перепилить своими-истоками водораздел и перехватить сток из долин, принадлежавших ранее- 'другому речному бассейну. Возникает проходная долина, рассекающая линию водораздела и обезглавливающая одну Из долин соседнего водосбора, перехватывая сток из верховий послед- 318
ней. Случаи перехвата речных долин нередки в природе и некоторые из них ярко бросаются в глаза уже из рассмотрения гипсометрической карты.
Ярким примером подобного рода может служить р. Пинега в бассейне р. Сев. Двины. В верхнем и среднем течении эта река течет параллельно Сев. Двине (рис. 105), но затем очень резко, под прямым углом, поворачивает на юго-запад и впадает в р. Сев. Двину близ г. Холмогоры. На продолжении верховий р. Пинеги располагается долина р. Кулой, связанная с долиной Пинеги глубокой ложбиной, рассекающей водораздел. Дно этой ложбины
Рис. 105, Преобразование гидрографической сети в бассейне р. Пинеги в результате похищения Сев. Двиной ее верховий
Л — предшествующая фаза развития; Б — современная гидрографическая сеть
лежит так низко, что в половодье часть вод р. Пинеги протекает- через него в истоки р. Кулой. Это связано с тем, что еще сравнительно недавно р. Кулой являлась нижним течением Пинеги, самостоятельно впадавшей в Мезенскую губу. Однако небольшой правый приток Сев. Двины перепилил водораздел и спустил воды Пинеги по более краткому пути в низовья Сев. Двины, уровень которой здесь близок к уровню моря.
А. П. Павловым был описан другой случай, когда перехват одной реки другою только еще намечается, но пока не осуществился. Речь идет о р. Волге и ее правом притоке р. Свияге- у г. Ульяновска. Волга здесь отделена от р. Свияги очень узким водоразделом (рис. 106). При этом р. Свияга течет на север, в направлении, прямо обратном течению Волги, и впадает в последнюю несколько выше г. Казани и на целых 200 км выше г. Ульяновска.
Профиль, сделанный поперек течения обеих рек, показывает, что разница отметок уровней рр. Свияги и Волги на широте г. Ульяновска составляет .64 л. У окраины г. Ульяновска
со стороны Волги растет овраг, известный иод названием Киньяковского. А. П. Павлов предсказал возможность перехвата Киньяковским оврагом верховьев долины р. Свияги, в результате которого сток вод р. Свияги по узкому и короткому Кинья- ковскому оврагу неминуемо вызвал бы разрушительную глубинную эрозию. Эта катастрофа была предотвращена своевременными мерами противоэрозионной защиты.
Сложная борьба за водостоки произошла в четвертичном периоде на Северном Кавказе в бассейне рр. Терека, Кумы и Калауса. Первоначально р. Малка относилась к бассейну р.
Рис. 106. Возможный перехват р. Волгой верховий р. Свияги
Л — современная гидрографическая обстановка в районе г. Ульяновска в месте сближения рр. Волги и Свияги; Б — вероятное преобразование той же обстановки в случае перехвата Киньяковским оврагом верховий р. Свияги и спуска ее вод в Волгу; В — профиль вдоль Киньяковского оврага (без масштаба)
Кумы. В дальнейшем Терек своим левым притоком, разросшимся на запад, подрезал русло р. Малки и увел воды ее бассейна по кратчайшему расстоянию к общему базису эрозии — Каспийскому морю. Затем р. Кума своим левым притоком, р Курсавкой, подрезала верховье р. Калауса. В настоящее время р. Калаус обезглавлена и лишена водостока, собиравшего в прошлом обильные воды на северном склоне Кавказа. Сейчас эта река настолько маловодна, что приносит мало пользы плодородному, но засушливому Ставропольскому краю, весьма нуждающемуся в воде для орошения сельскохозяйственных угодий.
. ПЕРЕНОС ОСАДКОВ ТЕКУЧЕЙ ВОДОЙ
Продукты разрушения горных пород, созданные выветриванием или непосредственным воздействием текучих вод, переносятся последними в трех состояниях: в растворе, во взвешенном состоянии в виде мути и путем влечения, перекатывания по дну в виде песка и гальки.
Количественно преобладают две последние формы переноса, получившие наименование «твердого расхода» реки. Осо-320
бенно много материала крупные реки переносят во взвешенном состоянии. За год количество его измеряется миллионами тонн, что видно из следующих цифр (в млн. /и): Дон — 4; Рейн — 4; Терек —28; Волга — 43; Дунай — 82; Инд — 446; Аму-Дарья — 570.
Количество материала, влекомого реками по дну, в десятки раз меньше количества взвешенных частиц, но именно этот влекомый материал прежде всего бросается в глаза.
В зависимости от скорости потока влекутся или перекатываются по дну частицы песка, мелкие и даже крупные гальки. Ниже приведены данные, полученные опытным путем при определении скоростей течения, при которых начинают переноситься частицы разных размеров:
Мелкий песок переносится при средних скоростях потока . . .
Л 1й
М(С€К
Крупный песок„,,„.. . .
0,21
Мелкая галька,,,„.. . .
0,31
Галька объемом 2,7 см3 при поверхностной скорости
0,97
Галька5,4 .,„
1,62
Валуны „50„„,,
2,27
Валуны „68 дм3 ,„„
4,87
Валуны .510 ,„„„
11,69
*
В более общей форме эти зависимости выражаются законом Эри: веса влекомых по дну частиц пропорциональны скорости в 6-й степени. Таким образом, при увеличении скорости потока в 2 раза его переносная способность возрастает в 64 раза, при увеличении в 3 раза — возрастает в 729 раз.
Каковы реальные скорости потоков? Равнинные реки текут со скоростями от долей метра в секунду до 2,5 м/сек-, горные реки обладают скоростью до 12 м/сек.
Горные потоки переносят во взвешенном состоянии частицы до 0,05 мм в диаметре. Ниже, у дна, перекатываются с. места на место песчинки. По самому дну реки движутся не только отдельные гальки, но целые слои галек и валуны. Такой горный поток очень опасно переходить вброд, так как в движении находится все дно.
В процессе переноса обломочного материала по дну последний служит средством, с помощью которого река истирает и углубляет дно; при этом истирается и окатывается и сам влекомый материал. Остроугольные обломки пород сглаживаются и превращаются в гальки, которые в дальнейшем нацело истираются и превращаются в песчаные и илистые частицы. Некоторые эмпирические данные, характеризующие скорость этого процесса, приведены ниже в табл. 12, где указан вес гальки и максимальная длина пути, которую она может пройти до полного истирания.
Чем крупнее галька, тем быстрее она истирается. Что касается песчинок, то чем они мельче, тем большую часть пути
проходят во взвешенном состоянии, перебрасываясь с одного участка дна на другой. На этих отрезках они не трутся друг
Таблица 12
Перенос обломочного материала
Состав гальки
Вес гальки в кг
Предельная длина пути в км
Песчаник средней плотности . . . .
0,04
15
Сланец глинистый
0.024
42
Известняк
0,06
64
Кремнистый известняк
0,04
85
Гранит
0,036
278
о друга и о ложе. Поэтому понятно, что в песке обычно встречаются зерна разной величины и степени окатанности, причем крупные зерна песка обычно бывают хорошо округлены, а мелкие — угловаты.
Таким образом, галька или другой крупнообломочный материал, образовавшийся в верховье крупной реки протяженностью в тысячу с лишним километров не может достичь устья реки, так как будет или истерт, или задержан во впадинах русла в верхней части течения.
ОБРАЗОВАНИЕ АЛЛЮВИЯ И ПРОЛЮВИЯ
Переносимый ручьями и реками разрушенный материал горных пород подвергается довольно сложной переработке. Часть его выносится реками в морские и озерные водоемы, часть же задерживается в пределах самой долины, откладываясь на ее дне в виде аллювия.
Аллювий — это отложения, образуемые водами, текущими вдоль ложбины стока постоянно или временно и откладываемые на дне этой ложбины.
Дно долины на зрелой стадии ее развития не целиком занято руслом потока (рис. 107). Наоборот, в достаточно широких и хорошо разработанных долинах русло составляет лишь ничтожную часть ширины дна долины. Остальная его часть представляет собой пойму, называемую иначе еще пойменной, луговой или заливной террасой. Это более или менее плоская поверхность, целиком или частично заливаемая речными водами во время половодий и возвышающаяся над руслом на различную высоту.
Аллювиальные отложения не только образуются в действующем русле реки, но и почти нацело слагают пойму. Это понятно, если вспомнить, что все дно долины выработано руслом реки, излучины которого, меняя свою форму и положение, постепенно подмыли и раздвинули склоны долины. В пределах
поймы следы миграции русла ярко выражены в виде расположенных по ее поверхности озер — стариц, отдельных меандр.
Аллювий, откладывающийся в русле реки, получил название руслового аллювия. В медленно текущих реках (равнинных) он состоит из чистых песков («речники»), хорошо промытых от глинистых и пылеватых частиц. Более грубый гравелистый или галечниковый материал играет в строении такого аллювия подчиненную роль. Там, где берега долины сложены породами, содержащими этот материал (валунные ледниковые суглинки и др.), последний может попасть в русло потока в результате подмыва берега при боковой эрозии и будет окатан и
Рис. 107. Схема расположения различных типов аллювия в долине реки 1 — коренные слои; 2 — аллювиально-делювиальные образования надпойменной террасы; 3 — ■огребенный русливой аллювий; 4 - пойменная фаиия аллювия; 5 — песчаная фа. ия прируслового вада; 6 — старичный аллювий; 7 - суглинистая фаиия внутренней части поймы; 8 — современный русловой аллювий; 9 — вода в руслеРис. 107. Схема расположения различных типов аллювия в долине реки 1 — коренные слои; 2 — аллювиально-делювиальные образования надпойменной террасы; 3 — ■огребенный русливой аллювий; 4 - пойменная фаиия аллювия; 5 — песчаная фа. ия прируслового вада; 6 — старичный аллювий; 7 - суглинистая фаиия внутренней части поймы; 8 — современный русловой аллювий; 9 — вода в русле
Рис. 107. Схема расположения различных типов аллювия в долине реки 1 — коренные слои; 2 — аллювиально-делювиальные образования надпойменной террасы; 3 — ■огребенный русливой аллювий; 4 - пойменная фаиия аллювия; 5 — песчаная фа. ия прируслового вада; 6 — старичный аллювий; 7 - суглинистая фаиия внутренней части поймы; 8 — современный русловой аллювий; 9 — вода в русле
Рис. 107. Схема расположения различных типов аллювия в долине реки 1 — коренные слои; 2 — аллювиально-делювиальные образования надпойменной террасы; 3 — ■огребенный русливой аллювий; 4 - пойменная фаиия аллювия; 5 — песчаная фа. ия прируслового вада; 6 — старичный аллювий; 7 - суглинистая фаиия внутренней части поймы; 8 — современный русловой аллювий; 9 — вода в русле
Условия отложения аллювия неодинаковы в разных частях русла реки. В каждой реке закономерно чередуются друг с другом более глубокие участки, или плесы, и более мелкие, или перекаты. Плёсы приурочены к выпуклым частям меандров, перекаты — к промежуточным между ними участкам, где русло в плане имеет сравнительно малую кривизну.
323323Плёсы — это участки русла, в которых во время половодья происходит размыв дна вогнутого берега излучины, а на противоположном берегу придонные струи поперечной циркуляции (см. выше) накапливают отлогую песчаную русловую отмель (косу или пляж). Накопление аллювия здесь идет в основном на отмели, на стрежне же потока если он и отлагается, то состоит лишь из маломощного слоя грубого песка, гравия или даже гальки.
323
323
Перекаты — это участки, где аллювий отлагается по всему поперечнику русла. Для них, так же как и для русловых отмелей, характерны песчаные отложения. В реках среднего и малого размеров на мелком дне отмелей, во время спада паводка и в межень, когда течение крайне замедленно, оседают не только песчаные, но и иловатые частицы. Такое заиление русловых отмелей интенсивно осуществляется, например, на р. Свияге (правый приток р. Волги) и других ее притоках, особенно в среднем течении.
Таким образом, облик руслового осадка, называемый фацией руслового аллювия, зависит от гидродинамической обстановки, в которой происходит его накопление («фация» — латинское слово, обозначающее внешний облик). В разных частях русла одновременно образуется аллювий различного петрографического состава на относительно глубоком дне плёса, у подмываемого берега долины, он может состоять из галечника и даже из валунов, ближе к прирусловой отмели — из песков, кое- где содержащих прослои и тонкие линзочки ила.
Отложения аллювия в русле, так же как и размыв его дна и берегов, является процессом периодическим, наиболее интенсивно протекающим в период половодий. Во время каждого паводка в русле откладывается новый слой с одними и теми же фациальными особенностями. Однако распространение различных фаций никогда точно не совпадает с предшествующим и последующим паводками. Причиной этого является меняющийся из года в год уровень воды в русле и непрерывно идущее смещение русла под влиянием роста и развития меандров, и подмыва коренных склонов долины. Именно это смещение русла и является основной причиной образования поймы и слагающего ее аллювия.
Представим себе, что в силу роста меандра русло в его вершине смещается вбок. Тогда через точку, располагавшуюся ранее на урезе воды у вогнутого берега, пройдет сначала самая глубокая часть плёса, затем основание русловой отмели и, наконец, ее верхняя часть. Соответственно вначале произойдет размыв до уровня дна плёса, затем поверх дна*отложатся грубые гравелистые осадки стрежневой зоны потока, на них наложатся пески основания русловой отмели и, наконец, пески с линзами илов верхней части тсй же отмели.
Возникнет толща руслового аллювия, в которой снизу вверх грубый материал будет сменяться все более тонким. Так будет по всему дну долины, так как во всех его пунктах когда-то побывало смещающееся вбок русло. Дно долины окажется покрытым равномерной толщей русловых аллювиальных отложений, в которой выделится: самый нижний, базальный горизонт наиболее грубого механического состава, и последовательно налегающие на него горизонты все более и более тонкозернистых осадков.
Однако в вертикальном разрезе эта смена состава не будет отображать истинные возрастные соотношения. Фактически более древним будет русловой аллювий, отложившийся в начальные фазы смещения русла, а наиболее молодым — русловой аллювий, образовавшийся в самые поздние фазы смещения русла, т. е. расположенный в стороне от первого, хотя и залегающий на том же самом уровне. Русловой аллювий будет последовательно выстилать дно долины, надстраиваясь не сверху, а сбоку по мере смещения русла.
Русловые пески перемещаются по дну равнинных рек не ровным слоем, а в виде так называемых песчаных волн, напоминающих по форме дюны. Волны эти имеют асимметричные склоны: пологий обращен вверх по течению, более крутой — вниз по течению. Песчаные волны расположены косо к берегу и перпендикулярны направлению донного течения. Величина их может быть различна, и (по наблюдениям Великанова) пропорциональна глубине и скорости потока. Для примера укажем, что на р. Волге высота песчаных волн колеблется от нескольких сантиметров до 1,5 м при длине 30—50 м. На р. Миссисипи максимальная наблюдавшаяся высота этих образований до стигает 3,9 м при длине 143 ль
Песчаные волны находятся в состоянии постоянного движения, их гребни перемещаются вниз по течению, как дюны на суше. Вследствие влечения песка по пологому склону волны происходит срезание этого склона и наращивание более крутого.
По наблюдениям скорость движения песчаных волн на р. Волге колеблется от 40 до 1500 м/год. Волнообразная форма поверхности слоев песка, которая приводит к образованию косой слоистости, наблюдается не только на прирусловых отмелях, но и на перекатах.
Смещение песчаных волн происходит почти исключительно вс время половодья; в межень они перестают двигаться если не на всей площади дна, то, во всяком случае, на большей части русловой отмели. Из остановившихся песчаных волн и образуются те слои песка, которые откладываются здесь в ходе смещения русла. Для них характерна тонкая внутренняя слоистость, косо наклоненная к горизонту, а следовательно, и к верхней и нижней границам слоя. Такая тонкая слоистость носит название диагональной. Это одна из разновидностей косой слоистости, наиболее типичная для песчаного руслового аллювия больших равнинных рек.
Во время разливов на отложенный на дне долины русловой аллювий, образующий основание поймы, оседает тонкопесчаный или глинистый осадок, возникающий за счет оседания материала, взвешенного в виде мути в полых водах. Этот наилок накапливается на поверхности поймы и образует слой супесчано-суглинистого состава, носящий название пойменного
аллювия. Он развит неодинаково на реках с разным режимом: более мощен там, где больше мутность речных вод и выше и длительнее половодья.
Последним членом аллювиальных отложений, слагающих поймы больших равнинных рек, является старичный аллювий, отлагающийся на дне озер — стариц. Он состоит обычно из темных, богатых органическим веществом илов суглинистого и супесчаного состава и залегает в виде линз среди русловых и отчасти пойменных отложений. В илах встречается часто много остатков как растительных, так и животных, (скелеты рыб, крылья жуков и стрекоз и т. п.).
Принципиально иначе происходит накопление аллювия в быстрых потоках горных рек. Огромные скорости руслового потока (10—12 м/сек) создают на дне горной реки условия, часто препятствующие отложению даже галечникового и валунного материала; песок и илистые частицы при этом выносятся за пределы горной части течения реки в предгорную равнину, в море или озеро, куда впадает река, и могут быть задержаны в горах лишь в местах возникновения завальных плотин или в горных озерах, через которые протекает река.
Поэтому аллювий горных рек состоит обычно только из русловых отложений, сложенных галечниками и валунами.
В качестве разновидности аллювия можно рассматривать выделенный А. П. Павловым в самостоятельный генетический тип континентальных отложений пролювий. При выходе оврага на пойму реки или горной долины или временного потока на предгорную низменность у их устья наблюдается образование конуса выноса, слагаемого материалом, вынесенным потоком. Отложения таких конусов выноса и называются пролювием.
Возникновение конуса выноса происходит вследствие того, что ливневые воды, спускающиеся по оврагу или горной долине с большой скоростью, быстро теряют свою живую переносную силу при выходе на ровную поверхность и сбрасывают принесенный ими обломочный материал вблизи устья. Особенно больших размеров конусы выноса достигают в предгорных низменностях, куда из гор выносятся огромные массы обломочного материала. В строении их главную роль играют галечники, иногда очень крупные; к периферии состав пролювия становится все более мелкозернистым. Наиболее полно пролювий развит в областях полупустынного и пустынного климатов, где потоки по выходе из гор иссякают полностью. При этом на периферии конуса выноса выпадает и самый мелкий материал, образующий толщи суглинков и супесей, часто имеющих лёссовидный облик.
Конусы выносов смежных долин могут при последовательном их расширении сливаться и образовывать предгорный пролювиальный шлейф, простирающийся вдоль склона гор попе- 326
рек речных русел. Таковы огромные пролювиальные шлейфы подножий гор Тянь-Шаня и Копет-Дага в Средней Азии, в значительной части сложенные пролювиальными лёссами.
В местах выхода речек из горных теснин на предгорные равнины можно наблюдать развитие трех главных фаций пролювия. У вершины конуса обычно залегают значительные тол- ши галечника и даже небольших валунов, в средней части конуса откладываются пески, которые, постепенно мельчая, переходят в фацию суглинков и алевритов.
Аналогичное строение имеют делювиальные отложения, накапливающиеся у основания склона в итоге работы небольших струй, стекающих с него. В крупных своих проявлениях оба эти типа отложений — делювий и пролювий — существенно отличаются друг от друга даже морфологически. Огромные, правильно оформленные пролювиальные конусы выноса совершенно не схожи со скатертевидными шлейфами делювия, одевающими нижние части склонов.
Различны также географические и климатические условия накопления этих отложений. Образование делювия характерно для равнинных областей с влажным климатом, пролювий типичен для горных областей и прилегающих к ним низменностям с полупустынным или пустынным климатом (пустыни Средней Азии). Но в малотипичных зачаточных формах (выносы мелких промоин) пролювий сходен с делювием, и разграничить их трудно.
В процессе переноса текучими водами обломочного материала происходит сортировка его по крупности обломков, распределение их по соответствующим фациям аллювия и пролювия, а также отбор материала по признаку устойчивости. Чем устойчивее минерал по отношению к механическому и химическому разрушению, тем более длительную транспортировку способен он выдержать
Показателен в этом отношении кварц. В пресной воде он почти не растворим, поэтому выдерживает очень длинный путь (сотни и тысячи километров) волочения по дну в руслах рек в неизмененном состоянии.
На этом пути прозрачные и бесцветные песчинки кварца одеваются лишь тонкой пленкой гелей полуторных окислов железа, чем объясняется характерный желто-бурый цвет речных песков. Иногда и этого не происходит, и река откладывает толщи снежно-белых кварцевых песков — хорошего сырья для стекольной промышленности. Таковы, например, пески ергенин- ской и полтавской свит-третичных отложений Сальских степей и Украины.
Отбор вещества и его сортировка в потоках происходит не только по крупности зерен, но и по их удельному весу. Зерна тяжелых минералов задерживаются довольно скоро среди гравелистой фации руслового аллювия, тогда как более легкие
(кварц и др.) вымываются из разноминерального песка и сносятся вниз по течению. Зерна тяжелых минералов скапливаются обычно в галечниковом слое аллювия у коренного ложа долины, получившего от практиков-золотоискателей наименование плотика. Так образуются россыпные месторождения платины, золота, титанистого железняка, касситерита и других полезных ископаемых.
Нормальная мощность аллювиальной толщи при условии неизменности климата и неподвижности земной коры определяется следующими пределами: в каждом данном поперечном сечении долины нижней границей возможной аккумуляции аллювия является его коренное ложе, верхним пределом служит уровень половодья. Таким образом, «нормальная мощность аллювия должна быть пропорциональна разности высотных отметок этих двух уровней, а в пределе равна ей» (Шанцер, 1951). Практически эту величину нормальной мощности аллювия можно определить как сумму максимальной глубины плёсов русла и высоты паводков.
К сожалению, таких определений сделано еще не так много. Приведем некоторые из них. На р. Волге между городами Те- тюшами и Камышином эта сумма достигает 32,5—34,4 м; в низовьях Нижней Тунгуски в 5 км выше Туруханска она равна 60 и даже ПО м.
Подмечена интересная зависимость мощности надмеженного аллювия, или высоты поймы, от высоты паводкового уровня (табл. 13)
Таблица 13
Зависимость высоты поймы от паводкового уровня
Название реки
Высота в ж
ПОЛОВОДЬЯ
ПОЙМЫ
Река Днепр, среднее течение . . .
3,5—4
3
Река Волга, между Тетюшами и Ка-
МЫШИНОМ
11
8-10
Река Нижняя Тунгуска, низовье . .
22—30
20
Следовательно, чем выше уровень половодья, тем больше мощность аллювия в пойме, или высота поймы.
Для равнинных рек Европейской части СССР мощность современного аллювия определяется следующими величинами: для Средней и Нижней Волги — 20 м, для Клязьмы и Москвы- реки 12—14 м, для Керженца 8—10 м, для Большого Иргиза 8—10 м. У горных рек мощность аллювия меньше, но и здесь у крупных рек на участках с дифференцированной поймой она не снижается меньше 5—10 м.
ДЕЛЬТЫ
Впадая в моря или озера, реки вносят в них массу обломочного материала. Наиболее тонкий — пылеватые и глинистые частицы —• разносится во взвешенном состоянии морскими течениями далеко от берега и далее служит источником образования морских осадков. Более грубый — галька и песок ■— сгружается у самого устья реки в связи с резким падением скорости течения. Если этого материала очень Много, то за его* счет растет подводный конус выноса, постепенно увеличивающийся в высоту и по площади. Выступая из воды, он образует плоскопокатую низменную равнину, выдающуюся в море в виде выступа, более или менее треугольной формы, или дельты,, в пределах которой река дробится на многочисленные радиально расходящиеся рукава и притоки. Общий объем материала, оседающего в дельтах, часто значительно больше объема аллювия, отложенного на всем протяжении речной долины.
Из 145 крупнейших рек земного шара около 70 имеют дельтовые устьевые окончания. Дельты занимают в ряде случае» значительные площади.
Волга18000км4
Аму-Дарья10000„
Нил22000.
Миссисипи32000„
Лена■ •45000 .
Ганг и Брамапутра 82500„
Хуанхэ 500000„
Для сопоставления укажем, что площадь Украинской ССР* (1955 г.) равна 601 тыс км2.
На образование дельт и объем накапливающегося в них аллювия, кроме гидрологического режима реки, влияет также и гидрологический режим моря вблизи ее устья, и тектонический режим земной коры. Накоплению дельтовых отложений способствуют отсутствие сильных морских течений, уносящих аллювий, отсутствие в районе устья реки приливно-отливных течений, которые при отливе могут промывать дельту и уносить в море аллювий.
Мощное накопление дельтовых отложений связано также с медленным и устойчивым опусканием земной коры в области устья реки и близким расположением горных возвышенностей,, дающих много обломочного материала.
Так, например, дельта р. Волги формируется в благоприятных климатических и гидрологических условиях, способствующих ее разрастанию. Однако отсутствие отрицательных тектонических движений в приустьевой области и удаленность больших возвышенностей исключает возможность образования
здесь мощных дельтовых отложений. По определениям К. А. Рачковской (1851), максимальная мощность аллювия в дельте Волги не превышает 20 м, т. е. она соответствует мощности в среднем течении реки. Возникновение дельты стало возможным лишь в силу крайней мелководности прилегающей к устью Волги части Каспия.
Очень интересен режим течений и образования аллювия в дельте р. Амазонки. В муссонном климате бассейна р. Амазонки выпадает до 5—6 м атмосферных осадков в год; их принимает бассейн площадью 7 млн. км. Годовой сток реки достигает 3160 км3. На большом протяжении падение реки незначительно— на расстоянии около 1200 км от устья (у Манауса) ее уровень не превышает 26 м абс. высоты. Однако многоводность создает значительную скорость течения, превышающую 2,5 км/час. Поэтому работа, производимая стекающей в пределах бассейна водой, огромна. Ширина бассейна реки достигает 1000 км в пределах горизонтали 200 м над уровнем океана. Тем не менее Амазонка не имеет дельтовых накоплений, что, по- видимому, связано с высокой приливно-отливной деятельностью Атлантического океана. Приливная волна в устье Амазонки входит отвесной стеной в 5—6 м, так называемой поророкой, и уходит в океан, вынося большое количество осадков, главным образом в виде красного ила, получающегося от размыва латеритных почв.
Этим и объясняется накопление на дне Атлантического океана этого терригенного* красного ила, который не следует смешивать с описываемой ниже красной глубоководной глиной морских пучин, имеющей иное происхождение.
Совершенно иная обстановка существует в устье Нила, впадающего в глубокое, но почти лишенное приливов Средиземное море. Огромная нильская дельта, с древнейших времен являющаяся житницей Египта, в историческое время выдвигалась в море со средней скоростью 4 м/год, что дало значительный прирост площади суши.
Примером мощного накопления дельтовых образований, имевшего место в геологическом прошлом, может служить ископаемая древняя аллювиально-пролювиальная толща р Азербайджане, получившая название «продуктивной». Эта толща входит в состав плиоценовых отложений и заслуживает особого внимания, так как содержит основные запасы нефти и газа Бакинского района. Суммарная ее мощность 1400 м. Сложена толща глинами, песками и галечниками, переслаивающимися друг с другом. Большая мощность отложений продуктивной толщи и своеобразный состав аллювия, содержа-
щего крупнообломочный материал (галечник), могут быть объяснены своеобразием обстановки формирования этого осадка.
Описываемая ископаемая дельта располагалась в предгорье Закавказья, испытывавшем медленное погружение, которое как бы компенсировало продолжавшийся в это время подъем Кавказа. Расположение бассейна древней реки на склоне гор и вблизи моря обеспечивало периодическое усиление силы потока, доносившего к устью галечниковый материал.
ПРЕОБРАЗОВАНИЕ СКЛОНОВ ЭРОЗИОННЫХ ДОЛИНПРОЦЕССАМИ ДЕНУДАЦИИ
Кориолисово ускорение заметно сказывается только на очень широких реках, поэтому боковая эрозия не может идти бесконечно долго. Высота излучин, образуемых рекой, обычно не превышает двенадцатикратной ширины русла, так как у очень больших излучин легко происходит прорыв узкой шейки. Поэтому, когда ширина дна долины достигает указанной величины, все речные излучины укладываются в его границы и подмыв рекой склонов долины прекращается, за исключением очень редких случаев. Если до этого склоны долины формировались боковой эрозией реки, то теперь они преобразуются лишь процессами денудации, развивающимися в пределах самих склонов. Такие процессы выражаются обвалами, осыпями, оползнями, солифлюкцией и площадным смывом. Оползание и солифлюкция происходят только при особых условиях.
Обвалы развиваются преимущественно в горах на крутых и высоких склонах, сложенных твердыми скальными породами, и представляют собой внезапное обрушение огромных блоков пород, иногда имеющих объем >в десятки и сотни тысяч кубических метров или даже в несколько кубических километров. Горные обвалы нередко сопровождаются человеческими жертвами, уничтожают крупные селения и причиняют колоссальные убытки. Однако они сравнительно редки и происходят только в высоких горах, тогда как осыпание и площадной смыв имеют универсальное значение в развитии склонов эрозионных долин.
В результате донной эрозии первоначально образуются крутые, иногда отвесные и даже нависающие склоны долины. У склонов такого типа хорошо выражены бровка и подошва. Если породы, слагающие берег, однородны и в одинаковой степени поддаются размыву, то склон имеет в профиле прямолинейную форму. Отвесные склоны образуются однородными песчаниками, известняками, лёссами и др. В лёссах наблюдается иногда даже образование нависающих стенок. Наклонные прямо-
линейные склоны характерны для несвязанных, сыпучих пород (пески) и для пород, легко распадающихся на щебень при выветривании. Углы склона в этом случае соответствуют углу естественного откоса, т. е. предельно большому углу откоса (склона), при котором сыпучее тело еще находится в равновесии. Величина этого угла зависит от крупности частиц сыпучих пород и от степени их влажности. Для сухого песка он близок к 30°.
Если склон круче угла естественного откоса, он находится в состоянии неустойчивого равновесия и подвержен процессу осыпания. Последний состоит в скатывании или скольжении вниз по склону обломков пород, отделяющихся в ходе их фи
зического выветривания. Скапливаясь в нижней части склона, они образуют осыпь, или осыпной шлейф, прислоненный к коренному массиву склона и состоящий из рыхло нагроможденных глыб и несортированного щебня самого различного размера (рис. 108, Д). Крупные глыбы, скатываясь по склону, прокладывают себе путь среди растительных зарослей на склоне и выпахивают на нем канавы, называемые кулуарами.
Осыпание идет активно только на крутых склонах и практически прекращается, когда уклон склона приблизится к углу естественного откоса. С этого момента в развитии склона главную роль приобретает площадной смыв.
Сносимый смывом с верхней части склона материал частично откладывается у его основания, постепенно прикрывая и нижнюю часть самого склона в виде делювиального шлейфа (рис. 108, Б, 109), сложенного своеобразным типом отложений — делювием. Смыв сглаживает и округляет бровку склона, придавая его верхней части плавный выпуклый профиль. Наоборот, пологонаклонная поверхность делювиального шлейфа слабо вогнута в профиле. Склон, испытавший переработку площадным смывом, теряет ранее свойственные ему угловатые контуры и приобретает сглаженные очертания и очень характерный выпукло-вогнутый профиль. При этом выпуклость расположена в верхней части склона и образуется коренными
породами, а вогнутость располагается в нижней его части и совпадает с прислоненным к склону делювиальным шлейфом.
Осыпные и делювиальные шлейфы характерны для областей с различными географическими и климатическими условиями. Осыпи, в которых перемещение материала происходит исключительно под влиянием силы тяжести, свойственны областям с сильно пересеченным рельефом, горным странам или равнинам с сухим климатом. В образовании делювия, кроме силы тяжести, участвует и текучая вода, образующая плоско-
Рис. 109. Делювиальный шлейф
стной смыв, поэтому развитие делювия характерно для областей с более влажным климатом. Обстановка сильно пересеченного рельефа не обязательна; наоборот, делювиальные шлейфы наиболее типичны для равнинных областей.
Разные условия образования осыпных и делювиальных шлейфов определяют и различие в их строении, заключающееся в неодинаковом распределении обломочного материала. В обоих видах в составе шлейфов могут присутствовать обломки разнообразных размеров (от пылеватых частиц до крупных), но в осыпи крупные обломки преобладают; в делювии основная масса образована глинисто-песчаным материалом, а более крупные обломки являются лишь включениями.
При образовании осыпей движущей силой является сила тяжести, поэтому крупные обломки, имеющие большую инер-
цию, скатываются дальше. В делювиальном шлейфе сортировка материала имеет обратный характер, так как здесь решающую роль в переносе материала имеет текучая вода, обладающая наибольшей живой силой в верху склона и на его середине. У подножия склона и места выхода на горизонтальную поверх* ность дна долины живая сила воды уменьшается, поэтому делювиальный поток в состоянии значительно удалить от места разрушения склона лишь мелкозем.
В долины больших равнинных рек на поверхность поймы иногда спускается делювиальный шлейф, образующийся одновременно с пойменным аллювием; происходит как бы встреча обоих генетических типов осадков, их взаимное переслаивание, с выклиниванием слоев навстречу друг другу. Такое переслаивание получило название аллювиально-делювиального замка, характерного для окраин речных долин.
Сглаживание склонов процессами площадного смыва приводит к дальнейшему изменению поперечного профиля эрозионных долин, теряющего свои угловатые, «ящикообразные» черты. Поперечный профиль становится плавным, широкое плоское дно долины незаметно переходит в пологие вогнуто-выпуклые склоны, столь же плавно сменяющиеся поверхностью междуречного пространства.
Стадию развития речной долины, характеризующуюся подобным профилем, часто называют стадией морфологической дряхлости. Очень хорошо она выражена у небольших эрозионных долин овражного типа. Площадной смыв преобразует их поперечный профиль из узкого V-образного в плавный, вогнутый, в котором днище и склоны не отделяются четко друг от друга. Такие формы получили название балок.
АСИММЕТРИЯ ЭРОЗИОННЫХ ДОЛИН И ЕЕ ПРИЧИНЫ
Закон Бэра не всегда проявляется ясно и четко на больших реках, а на малых реках и ручьях его влияние вообще незаметно. Однако асимметрия поперечного профиля широко распространена у многих небольших эрозионных долин, иногда
Рис. 110. Моноклинальная долина с асимметричными склонамиРис. 110. Моноклинальная долина с асимметричными склонаминаблюдается даже у совсем незначительных оврагов и балок. Нередко в пределах целой обширной области все или большинство малых эрозионных долин асиммет
Рис. 110. Моноклинальная долина с асимметричными склонами
Рис. 110. Моноклинальная долина с асимметричными склонами
ричны, что можно объяснить наклоном слоев горных по* род или экспозицией скло*
нов по странам света.
Если эрозионная долина ориентирована по простиранию наклонно лежашей пачки слоев, то условия развития обоих ее склонов будут неодинаковыми (рис. ПО). Склон, обращенный
по падению, будет положе, так как плоскости напластования, легко препарируемые денудацией, в значительной степени будут определять его возможный уклон. Склон, обращенный против падения, наоборот, будет круче, так как он сечет пласты поперек слоистости и его уклон определяется в основном ориентировкой трещин отдельности, пересекающих пласты в направлении от кровли к подошве. Следовательно, у долин, направленных по простиранию слоев, но навстречу друг другу, соответственно будут крутыми либо правый, либо левый склоны, а в долинах, идущих по падению, условия залегания пород на асимметрии склонов вообще не будут сказываться.
На форму склонов влияет и их экспозиция. Склоны, обращенные в северном полушарии на юг или восток, лучше прогреваются солнцем. Весной они раньше оттаивают, на них возникают наиболее бурные потоки талых вод, работа которых проявляется главным образом в виде образования оврагов и промоин и в сносе всего разрыхленного выветриванием материала к подножию склона. Летом эти склоны быстрее просыхают после дождей, а во время дождя вода стекает по оврагам и промоинам или просачивается в сухой грунт, не производя заметного площадного смыва.
На склонах, обращенных к северу и западу, снег тает медленно и почва долго не оттаивает. Талые воды текут небольшими струйками и производят площадной смыв, а не овражный размыв. Летом эти склоны более увлажнены, что тоже благоприятствует поверхностному стоку и смыву. В итоге именно они наиболее сглаживаются и прикрываются внизу мощными делювиальными шлейфами, а склоны южной и восточной экспозиций остаются более крутыми и сильнее расчленены оврагами и промоинами. Особенно характерно подобное явление для балок Поволжья, где оно было подмечено и объяснено А. П. Павловым.
ОБЩИЙ ХОД ДЕНУДАЦИИ КОНТИНЕНТОВПЕНЕПЛЕН И ЦИКЛЫ ЭРОЗИИ
По мере развития донной эрозии продольный профиль эрозионной долины стремится к равновесной форме. Точно так же на стадии «дряхлости» поперечный профиль приближается к состоянию равновесия, при котором на склонах боковая эрозия реки и площадной смыв практически уже почти не происходят. Если бы развитие рельефа континента протекало только под воздействием водной денудации, то рано или поздно наступил бы такой момент, когда продольные и поперечные профили всех больших и малых эрозионных долин достигли бы равновесия. Прекратилась бы всякая водная денудация в любой форме— донная и боковая эрозия и площадной смыв.
При этом уклоны дна долин были бы так малы, что скорости течения водных потоков оказались бы недостаточными для
33&
дальнейшего разрушения пород ложа. Склоны стали бы сглаженными пологими, струи дождевых и талых вод не производили бы ни малейшего смыва. Поверхность суши представляла бы собой волнистую сглаженную «почти равнину», или «пенепл ев», как ее назвал американский ученый В. М. ДэвиС.
Описанное выше развитие рельефа суши, выражающееся в снижении поверхности континентов, нивелировке их применительно к уровню базиса эрозии, т. е. к уровню ^Мирового океана, носит название нисходящего развития рельефа. Образование пенеплена и является конечным этапом этого развития.
Сильно выровненные денудацией пологоволнистые пространства — пенеплены встречаются на многих континентах. К ним относится, например, значительная часть современного Казахского нагорья или Казахской складчатой страны в Азиатской части СССР. Однако достижение стадии абсолютного пенеплена (полная пенепленизация рельефа) практически почти невозможно. Для этого требуются громадные промежутки времени, в течение которых неизбежно происходят движения земной коры, выражающиеся в поднятиях и опусканиях отдельных участков и нарушающие условия равновесия; денудация начинается снова или продолжается, не прекратившись полностью. Следовательно, возможна лишь частичная, относительная пенепленизация рельефа, в разной степени приближающегося к состоянию идеального пенеплена.
Степень выравнивания рельефа обусловливается соотношением скорости денудации и скорости движений земной коры. Области суши, испытывавшие наиболее интенсивные поднятия, сохраняют в течение многих миллионов лет резко расчлененный гористый рельеф, так как денудация не успевает его сгладить. Там, где движения земной коры незначительны по масштабам, расстилаются выровненные холмистые или даже почти плоские равнины.
Движения земной коры никогда не протекают с неизменной скоростью: за эпохой слабого их проявления обычно следует время относительно быстрых поднятий и наоборот. Таким образом после длительного выравнивания рельефа может наступить время нового оживления эрозии, глубокого врезания долин, расчленения поверхности. «Дряхлые», сглаженные, пене- пленизированные формы вновь уступят место резким, четким «молодым» эрозионным врезам в виде узких V-образных долин; наступит стадия «омоложения» рельефа.
Чередованием фаз омоложения и выравнивания объясняется и существование в современном рельефе пенепленизи- рованных поверхностей, поднятых на значительную высоту. Некоторые горы Средней Азии имеют ясные следы пенеплениза-
ции в виде высокогорных равнин на высоте 5000—6000 м (область Восточного Памира). Это не идеальные равнины, а области мелких гор, с небольшими высотами, с мягкими, округлыми очертаниями, разделенные широкими плоскодонными долинами и бессточными котловинами.
Очевидно, в сравнительно недавнем геологическом прошлом в этой области произошло поднятие, вызвавшее врезание эрозионных долин и расчленение страны. В отличие от Восточного Памира с его высокогорными равнинами Западный Памир характеризуется крайней степенью расчлененности рельефа и почти полным отсутствием следов древней пенепленизации, так как поднятия здесь были еще более интенсивными и новейшая эрозия полностью уничтожила остатки древних сглаженных форм рельефа.
Чередование фаз выравнивания и расчленения рельефа, Связанное с неравномерным ходом движений земной коры, очень типично для всех континентов. Это послужило поводом для введения в науку понятия о циклах эрозии (или циклах денудации), под которыми понимаются стадии развития рельефа, начинающиеся поднятием, расчленением страны и завершающиеся выравниванием ее рельефа.
РЕЧНЫЕ ТЕРРАСЫ
Периодическое выравнивание и расчленение рельефа, связанное с чередованием циклов эрозии, отражается на развитии эрозионных долин. В морфологии последних очень хорошо видны признаки периодического усиления и ослабления донной эрозии и соответственной перестройки продольного и поперечного профиля.
Усиление донной эрозии водного потока вызывается разными причинами: увеличением мощности потока, зависящей от изменения климата, понижением уровня базиса эрозии, поднятиями земной коры в пределах водосбора.
В первом случае продольный профиль долины остается неизмененным; условия равновесия нарушаются в связи с увеличением массы (расхода) протекающей по руслу воды, а тем самым — с возрастанием ее кинетической энергии. Однако климатические причины не являются основными, а вызывают лишь сравнительно небольшое усиление эрозии, так как на кинетическую энергию потока резче всего влияет скорость течения, остающаяся в данном случае неизменной.
Изменение уровня базиса эрозии зависит от двух основных причин: эвстатической и тектонической. Под первой причиной понимают влияние климатических факторов, выражающееся в изменении абсолютного количества воды в Мировом океане, а следовательно, и его уровня.
22 Основы геологии 33?
Известно, что в четвертичном периоде северное полушарие подвергалось крупному оледенению. Массы льда мощностью 1 км и более покрывали большие площади в Европе, Азии и Америке. В связи с образованием большого объема льдов абсолютное количество воды в Мировом океане уменьшилось,
Рис. 111. Схема образования надпойменных террас Л — при понижении базиса эрозии; Б — при подъеме плата
а следовательно понизился и его уровень, что вызвало оживление деятельности текучих вод на континентах.
Понижение базиса эрозии может быть и следствием тектонических опусканий обширных областей дна океана, в результате которых заметно увеличится объем океанических впадин.
На рис. 111, А показано, как будут стремиться текучие воды к новому понизившемуся базису эрозии. В устье реки образуется перепад продольного профиля. Начнется эрозионная деятельность реки, распространяющаяся затем вверх пэ
течению (попятная эрозия) до тех пор, пока не будет выработана вновь кривая эрозии, соответствующая новому положению базиса эрозии.
В результате последнего вреза пойма окажется прорезанной углубившимся руслом и окажется расположенной по отношению к нему на уровне, находящемся выше уровня половодья, перестанет заливаться в паводки водой, накопление аллювия на ней прекратится. Врезавшееся на глубину русло постепенно выработает «новую» пойму, а прежний пойменный
Рис. 112. Террасы р. Зеравшана
уровень сохранится в виде площадки, расположенной в основании склонов па некоторой высоте над дном долины и нося- щей название надпойменной террасы.
Относительная высота надпойменной террасы закономерно уменьшается вверх по течению реки.
Оживление эрозионной деятельности потока может произойти и при неменяющемся базисе эрозии — в результате тектонического подъема в верховьях бассейна. При этом верхняя часть кривой продольного профиля будет поднята, увеличится ее наклон и возрастет скорость течения потока. В итоге произойдет врезание реки в дно долины (см. рис. 111, 5) и образуется надпойменная терраса.
В отличие от предыдущего случая относительные высоты этой террасы будут возрастать вверх по течению реки. Особенно хорошо можно наблюдать подобные надпойменные террасы в предгорьях молодых горных сооружений, подъем которых не прекратился до сих пор, например на Карпатах, где такие террасы характерны для рр. Рики, Боршавы и других правых притоков р. Тиссы, в Тянь-Шане на р. Зеравшан (рис. 112), на Кавказе и т. д.
22* 339
Таким образом, разница в высотах надпойменных террас в продольном профиле долины свидетельствует не только об изменениях, происшедших в режиме течения, но и о причинах этих изменений. В частности, позволяет судить о тектонических движениях страны.
В зависимости от длительности и сложности развития речной долины количество надпойменных террас может быть различным. В долинах равнинных рек обычно наблюдается две- пять террас; в горных областях, испытывающих сложные тектонические движения, количество "надпойменных террас в долинах; доходит до десяти и более.
Рис. 113. Поперечный профиль сложно развитой долиныРис. 113. Поперечный профиль сложно развитой долины33
Рис. 113. Поперечный профиль сложно развитой долины
Рис. 113. Поперечный профиль сложно развитой долины
3
3
об — плато; б — бровка плато; 5в — склон плато к долине реки; в — бровка коренного берега плато; вг, ее* — коренной берег; ге' — основание коренного берега; гд — поверхность второй надпойменной террасы; д — бровка той же террасы: е — основание берега той же террасы; е’ ж — поверхность первой надпойменной террасы: ж — бровка берега той же террасы; жз — берег той же террасы; з — основание берега тол же террасы; за — поверхность поймы; и — бровка берега поймы; ик — пойменный берег; к — бичев- ник; л — русло реки
/ — коренные слои; 2 — аллювий; 3 — делювий
Развитая долина реки имеет сложный поперечный профиль, элементы которого изображены на рис. 113. Развитие речных долин в различных участках горной области протекает по-разному в зависимости от особенностей хода движений земной коры, поэтому количество и относительная высота террас меняется даже на протяжении долины одной горной реки, если она достаточно длинна.
Речные террасы в зависимости от глубины врезания реки и мощности аллювия построены неодинаково. Различают следующие типы террас (рис. 114):
Аккумулятивные (террасы накопления), когда мощность слагающего ее аллювия больше относительной высоты террасы над уровнем реки (см. рис. 114, Л), т. е. когда весь ее обрыв сложен накопленным рекой аллювием.
Цокольные (смешанные), когда мощность аллювия значительна, но меньше высоты террасы (см. рис. 111, А). В уступе такой террасы ниже постели аллювия обнажаются ко- 340
ренине породы ложа долины, образующие как бы основание, или цоколь, террасы.
Эрозионные (террасы размыва), практически нацело сложенные коренными породами, на которых располагается лишь очень тонкий слой аллювия (см. рис. 114, В). Такие террасы представляют собой как бы ступени, целиком вырезанные в коренных породах речной эрозией.
Рис. 114. Типы речных террас
А — аккумулятивная, Б — «окольная, В — эрсзионая, Г — структурная / — коренные слои; 2 — прослои твердых пород; 3 — ал/ювий
Структурные террасы представляют собой террасовидные уступы, образование которых связано с различной прочностью пород (см. рис. 114, Г).
Развитие речной долины отражается на ее строении. На рис. 115, представляющем долину в поперечном разрезе, пунктиром выделены отдельные этапы (стадии) формирования долины, обозначенные большими буквами А, Б, В, Г, Д, и более дробные фазы в пределах этих этапов, обозначенные арабскими цифрами.
В начальную стадию (Л) произошел эрозионный врез в ровную поверхность древнего пенеплена с образованием узкой щелевидной остродонной долины (фаза 1а). За первоначальной фазой донной эрозии последовала фаза боковой эрозии, вызвавшая образование плоскодонной долины (фаза 16). Для первой стадии характерно преобладание процессов разрушения и выноса разрушенного материала за пределы участка долины, изображенного на данном сечении. Аккумуляция
в эту стадию происходила где-то ниже по течению, возможно даже за пределами речной долины на дне озера или моря.
Во вторую стадию боковой эрозии (5) в рассматриваемом сечении долины наряду с разрушением коренных пород происходило отложение аллювия, и по мере смещения русла формировалась пойма. Одновременно с расширением дна долины под воздействием площадного смыва происходило сглаживание ее склонов, накопление делювия в основании склонов и частично на поверхности поймы.
Рис 115. Стадии и фазы развития речной долины
1 _ коренные слои; 2 — аллювий; 3 — делювий
Стадия В ознаменовалась новым оживлением донной (фаза За), а затем и боковой эрозии (фаза 36). В результате этого бывшая пойма стадии Б оказалась высоко приподнятой над дном долины, перестала в паводок заливаться водой и превратилась в надпойменную террасу, а новая пойма сформировалась на более низком уровне (стадия Г). В конце стадии Г река вновь находится в состоянии ослабления живой силы потока.
Стадия Д характеризуется новым оживлением течения, врезанием и формированием современной поймы (показанной на том же рисунке точечным -пунктиром).
Таким образом, в развитии речных долин можно выделить часто несколько циклов эрозии так же как и в развитии рель- 342
ефа суши в целом. Каждому циклу соответствует фаза врезания долины и образования поверхности террасы, уступ от которой к ниже расположенным террасам соответствует уже врезанию в начале следующего цикла.
Циклы эрозии можно выявить в развитии не только крупных речных долин, но и многих старых оврагов. Развитие оврагов иногда замирает, прекращается донная эрозия; острые днища оврагов заносятся тогда овражным аллювием, склоны их сглаживаются. Овраг превращается в балку с выглажен
Рис. 116. Овраг, врезанный в дно древней балки. Окресгио- сти Канева (фото М. М. Жукова)
ными мягкими очертаниями поперечного профиля. При оживлении эрозионной деятельности происходит врезание нового оврага в дно балки, очертания которой сохраняются в рельефе в виде вогнутой части поверхности склонов или надтальвеговых террасок (рис. 116).
Однако далеко не всегда оживление размыва в оврагах бывает следствием начала нового цикла эрозии во всей речной системе, к которой овраг относится. Очень часто причиной являются чисто местные изменения режима стока, вызванные деятельностью человека. Особенно это касается оврагов Русской равнины, расположенных в относительно рыхлых податливых породах. Вырубка леса и распашка территории, связанная с сельскохозяйственным освоением страны в историческом прошлом, привели к ускорению таяния снегов весною, ранее затененных кронами леса, а теперь не защищенных от солнечных лучей. Потоки талых вод стали поэтому более бурными, а борозды, канавы, колеи дорог, проложенные по склонам и дну балок, еще более способствовали возобновлению ранее
совсем было прекратившейся овражной эрозии. Поэтому все, что было сказано выше об анализе истории развития речных долин, можно относить к оврагам лишь с большой осторожностью.
ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ ТЕКУЧИХ ВОД
Текучая вода несет в себе огромную потенциальную энергию. А. Е. Ферсман писал: «Грандиозные запасы белого угля в падающих струях воды, свыше 200 млн. лошадиных сил, еще бесцельно растрачиваются нашими реками и водопадами — в два раза больше всех действующих в мире электростанций» («Воспоминание о камне». 1945, стр. 73). Ресурсы «белого угля» в СССР достигают примерно 300 млн. кет, что может дать в год 2500 млрд, кет]час.
После 1945 г. в нашей стране сделано очень много для освоения этой потенциальной энергии: воздвигнуты плотины и созданы водохранилища на ряде крупных рек (Днепр, Дон, Волга, Кура, Иртыш и др.), а также на многих малых реках. Помимо преобразования водной энергии в электрическую, создание плотин на реках имеет в виду и другие цели — спо* собствует регулированию течения рек, обычно неравномерного по сезонам (что важно для судоходства), дает возможность использовать для целей орошения и мелиорации большие запасы воды, сосредоточенные в искусственных водоемах и т. д.
Регулирование течения вод важно и в целях предотвращения наводнений, возникающих во время больших половодий и паводков (см. выше). Большие наводнения, приносившие серьезные убытки, часто имели место в дореволюционной России. Известны наводнения во время сильных половодий на Москве-реке, когда заливались низменные части Москвы, например бывшая Болотная площадь и другие части Замоскворечья. Широкой известностью пользуются наводнения от нагона ветрами воды из Финского залива в низовья р. Невы, достигавшие иногда весьма значительных размеров. Большие наводнения наблюдались на р. Волге в 1908 и 1926 гг., на Днепре в 1931 г. и т. д.
Подъем воды в реках вызывается часто заторами льда во время ледохода, что особенно характерно для рек Сибири, текущих на север. Здесь половодье и ледоход начинаются в верховьях рек в то время, когда в низовой части реки еще скованы льдом.
Катастрофические наводнения часты в Китае (р. Хуанхэ), в Индии (р. Хугли). В 1775 г. в г. Калькутте подъем воды в р. Хугли достиг И м, погибло около 200 тыс. человек. Часты наводнения в Италии, в низовьях р. По, и в других местах.
Наиболее эффективными мерами борьбы с наводнениями является регулирование речного стока путем задержания 344
части паводковой воды в системе водохранилищ и «срезания пика паводка» с последующим сбрасыванием воды в реки в течение маловодного периода. Частными мероприятиями являются спрямление русел, углубление участков, на которых возможно образование заторов, разрушение льда взрывами или разрезание его ледокольными судами.
Своеобразное явление, носящее характер катастрофического паводка, известно под названием селей. Это бурные потоки, низвергающиеся с гор и несущие столь большие количество твердого материала в виде частиц глины и песка, что они состоят собственно не из воды, а из грязи, в которую включены гальки и каменные глыбы, часто более 1 м в диаметре. Образованию селей способствует наличие в горах разрушенного выветриванием и незакрепленного растительностью каменного материала в виде мощных осыпей на склонах. Во время мощных ливнеи и бурного таяния снега и льдов эти осыпи настолько пересыщаются водой, что сплывают со склонов полужидкой грязево-каменной массой.
Особенно больших размеров это явление достигает в областях с засушливым климатом, где происходит интенсивное механическое выветривание и накапливаются особенно мощные осыпи, питающие сели каменным материалом.
В отличие от обычных паводков селевой поток движется порывами, валами, возникающими вследствие образования каменных заторов в местах сужения русла или на его поворотах. Прорвав затор, поток устремляется до следующего со скоростью, достигающей 15 км] час. Вынося из гор огромные массы каменного материала, сели производят большие разрушения.
Значительных размеров достигают сели на северном склоне Кавказа, в бассейне р. Баксана, куда в летнее время из Закавказья приходят теплые ветры — фёны, вызывающие быстрое таяние льда и снега. Особенно катастрофический сель, образовавший в предгорье большой конус выноса, наблюдался здесь в августе 1940 г. Количество вынесенного твердого материала достигло 3 млн. м3, отдельные глыбы были более метра в диаметре.
В 1921 г. селевой поток обрушился на г. Алма-Ата, причинив большие разрушения и навалив миллионы тонн камня. При этой катастрофе погибло несколько десятков жителей.
В 1946 г. селевой поток ворвался в г. Ереван, произвел разрушения и завалил камнями многие улицы. Часты сели в Ферганской долине в Узбекистане, где они причиняют большие разрушения системе оросительных каналов. Значительные селевые паводки известны в горных районах Австралии, Ита-
лии, Франции, США, Южной Америки, Японии и других стран.
Важнейшими мерами борьбы с селями являются: а) закрепление растительностью зон мощного накопления щебенчатых продуктов выветривания, располагающихся выше зоны альпийских лугов; б) ослабление силы потока селей сооружением поперечных к направлению потока дамб, расширением русел, созданием озеровидных приемников для потоков; в) изучение метеорологических условий возникновения селей с целью прогноза паводков на горных реках за несколько суток до их наступления.
ГЛАВА 16
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ работа льда
Большую роль как геологический фактор играет лед. В природе лед выступает в трех формах: в виде грунтового льда, плавучего — морского, озерного и речного льда и, наконец, в виде горных и материковых льдов. Особенно большую работу по разрушению горных пород, переносу обломочного материала и образованию новых отложений осуществляют ледники.
Грунтовый (подземный) лед и многолетняя (вечная) мерзлота. Во всех странах с холодной зимой почва периодически промерзает с поверхности, и в ней образуется почвенный лед, заполняющий поры грунта. Глубина промерзания тем больше, чем ниже зимние температуры и чем тоньше зимний снежный покров, защищающий почву от крайнего переохлаждения. В большей части умеренного пояса, где средние годовые температуры положительны, промерзание имеет сезонный характер, и почва вновь оттаивает летом. Это явление носит название сезонной мерзлоты.
В областях, где среднегодовая температура отрицательна, ниже зоны сезонной мерзлоты, в зоне постоянных температур, как известно, соответствующих средним годовым, горные породы остаются мерзлыми круглый год. Вода, заключенная в их порах, все время остается в твердом состоянии в виде грунтового, или подземного, льда. В таком случае говорят о многолетней, постоянной или вечной мерзлоте.
Моголетняя мерзлота широко распространена в субполярном и холодно-умеренном климате, особенно в Канаде, на Аляске и в Восточной Сибири. В этих областях вертикальный разрез почвы и подпочвы в схеме имеет следующие особенности.
Верхняя часть его (мощностью от нескольких сантиметров до 1,5—2 щ) носит название деятельного слоя. Это 346
слой сезонной мерзлоты, который за лето оттаивает, а зимой замерзает. Летом деятельный слой обычно целиком насыщен водой или содержит воду в своей нижней части над водоупорными постоянно мерзлыми слоями. Это так называемые н а д- мерзлотные воды. Ниже располагается постоянно промерзший слой различной толщины, не оттаивающий летом, т. е. собственно слой многолетней мерзлоты. Под толщей многолетней мерзлоты залегают слои, находящиеся вне сферы влияния климатических условий, где сказывается уже влияние внутреннего тепла Земли. Здесь циркулируют подземные воды в жидкой фазе, находящиеся обычно под гидростатическим напором, так как сверху они прикрыты водоупорным мерзлотным елеем. Это так называемые подмерзлотпые воды.
Воды в жидком состоянии могут залегать в виде линз внутри зоны многолетней мерзлоты, что связано с неравномерным распределением в ней температур. Эти воды называются межмерзлотными водами. Участки талого грунта, к ко
торым они приурочены, нося г название г а л и к о в.
Межмерзло! ные, а иногда и надмерзлотные воды могу г временами приобретать напор. Обычно он возникает осенью и зимой, когда идет промерзание деятельного слоя и таликов. Развивающаяся сезонная мерзлота постепенно смыкается с многолетней мерзлотой, но не сразу повсеместно. Во многих местах между ними сохраняются более или менее долго незамерзающие участки, насыщенные водой, которая постепенно сжимается замерзающими и увеличивающимися в объеме окружающими слоями грунта. Напор, возникающий при этом, может быть очень значительным.
Иногда из-за образования трещин в мерзлоте напорные воды внедряются под почву и замерзают там в виде крупных линз, поднимающих поверхностный слой и носящих название г и д р о л а к к о л и т о в. Образующиеся над такими гидролакколитами бугры с ледяным ядром, или б ул г у н н я х и, имеют высоту до 10 л/ и более. Они представляют собой целые небольшие холмы с довольно крутыми склонами. Покрывающий их лес иногда оказывается наклоненным в разные стороны.
Прорыв межмерзлотных и подмерзлотных вод может быть вызван деятельностью человека, например возведением строений, отапливаемых зимой. Под такими строениями мерзлота подтаивает, и это может открыть доступ к поверхности ниже
лежащих напорных вод.
В других случаях напорные воды изливаются на поверхность Земли и образуют наледи часто значительных размеров. Толщина последних достигает 5 лк Площадь их может занимать несколько квадратных километров.
Ярким примером подобного явления может служить случай, происшедший в 1939 г. в Бурятской АССР в сел. Бала-
ганском, где под зданием школы неожиданно забил подземный ключ. Сильным извержением воды в школе был снесен пол, разрушены внутренние перегородки, сорваны окна и двери. Вода выливалась через окна, двери и постепенно замерзала. В центре селения образовалась ледяная гора, под. которой оказалось погребенным здание школы.
Летом вследствие таяния наледей и гидролакколитов, напорные воды могут внезапно прорваться со взрывом. Такой случай произошел в 1938 г. в Центральном Забайкалье. В бассейне р. Онона на окраине дер. Бырца в жаркий летний день на ровной надпойменной террасе произошел взрыв, который был слышен за 7 км. В результате взрыва образовалась воронка округлого очертания диаметром 4,5 м и глубиной 4 м. Обломки пород и льда размерами до 20 см были выброшены на высоту 12 м. Сразу после выброса образовался фонтан высотой 2 м, действовавший в течение двух часов. На поверхности террассы, где располагался гидролакколит, возникло озеро, по морфологическим признакам похожее на озеро карстового происхождения.
Особенно крупные наледи известны в бассейнах рр. Яны, Индигирки и Колымы на Северо-Востоке СССР.
Гигантская наледь находится за Полярным кругом, в 500 км к северо-востоку от г. Верхоянска. Площадь, занимаемая наледью, составляет 20 км2, толщина льда 5,5 м. Дебит источника, питающего наледь, очень велик —до 3 м31сек, или 259 200 м3/сутки.
Многолетняя мерзлота в СССР занимает площадь 10 млн. км2, что составляет 47% всей площади страны. Занятая мерзлотой территория оконтуривается с юга линией, начинающейся на западе у г. Архангельска, далее линия следует на восток вдоль 659 с. ш. до долины р. Енисея. Отсюда она резко спускается на юг до городов Канска и Нижнеудинска, затем, сильно извиваясь, направляется к г. Иркутску через южную часть оз. Байкал и уходит за пределы государственной границы.
В Советский Союз эта граница возвращается в районе устья р. Амура и направляется к берегу Охотского моря.
На обширной площади к северу от этой границы мощность многолетней мерзлоты неодинакова. У южной ее границы она не превышает 0,4 м, а к северу сильно увеличивается и, по данным М. И. Сумгина, в Восточной Сибири, на берегу Северного Ледовитого океана, достигает 400 м.
Вследствие местных особенностей климата и географической обстановки в пределах очерченного выше контура имеются участки, где мерзлота отсутствует, так же как к югу от указанного контура имеются отдельные «острова» мерз-
лоты. Примером может служить участок многолетней мерзлоты к западу от г. Минусинска.
В областях с суровым климатом сезонно оттаивающий поверхностный слой может быть очень маломощным (0,5—1,0 м). Подстилающая его мерзлая толща служит водоупором, не пропускающим воду, и поэтому оттаивающий слой большую часть времени находится в переувлажненном, пластичном или даже почти текущем состоянии. В этих условиях периодическое изменение объема отдельных участков грунта при неравномерном оттаивании и замерзании, неоднократно происходящем весной и летом, вызывает пластические деформации различного рода.
который поэтому Под влиянием склонах разви- в направлениикоторый поэтому Под влиянием склонах разви- в направленииЭти так называемые мерзлотные деформации, или криотурбации, приводят к образованию мелких складочек и других нарушений первичной текстуры породы, раз-
который поэтому Под влиянием склонах разви- в направлении
который поэтому Под влиянием склонах разви- в направлении
вивающихся в слое сезонного оттаивания, получает название деятельного слоя, силы тяжести мерзлотные деформации на ваются асимметрично, более интенсивно
уклона, и способствуют постепенному медленному оплыванию или течению всего деятельного слоя. Этот процесс, получивший название солифлюкции, играет очень важную роль в денудации склонов субполярных стран. В последних он протекает настолько интенсивно, что результаты его оказываются намного заметнее, чем площадной смыв. В этих районах с солифлюкцией связано образование плохо или совсем несортированных отложений, как бы замещающих собой делювий и получивших название солифлюкционных накоплений.
Почвенный лед сам по себе не является таким активным геологическим деятелем, как другие экзогенные геологические факторы, преобразующие поверхность Земли. Однако многолетнюю мерзлоту необходимо учитывать, так как она создает особую обстановку, в которой геологические процессы происходят своеобразно и требуют специального изучения для правильного разрешения ряда практических вопросов строительства, сельского хозяйства и т. п.
Своеобразие геологических процессов в областях развития почвенного льда заключается в том, что «любое сооружение и сельскохозяйственное мероприятие нарушают установившийся режим вечной мерзлоты в данном месте: небольшая канава, врытый в землю столб, здание большого завода с горячими цехами и пр. — все это в той или иной степени влияет на устойчивость режима вечной мерзлоты» (Сумгин и др., 1940).
Подобные мероприятия могут привести к оттаиванию почвенного льда и возникновению разжиженных масс грунта, вызывающих деформацию сооружений, вплоть до полного разрушения. Так, например, было разрушено здание в
г. Якутске, железнодорожные мастерские в г. Чите и ряд других сооружений.
Изучением подобных явлений и разработкой мер борьбы с ними занимается целая наука — инженерное мерзлотоведение. В Москве при Академии наук СССР создан специальный институт мерзлотоведения имени академика В. А. Об ручева.
Речной лед. Большого геологического значения работа этого вида льда не имеет. Существенную роль играет речной лед лишь в формировании русел и берегов рек Сибири, текущих с юга на север. Здесь реки весной вскрываются в верховьях раньше, и паводковые воды, несущие массы льда, оказываются подпруженными низовым еще неподвижным льдом. В результате лед выжимается на берега рек, нагромождается в виде торосов, «царапает» и шлифует берега, сгребает речную гальку и валуны в валы, тянущиеся вдоль берегов или выдающиеся наискось в русло. В Сибири такие валы называются к е г у р ы, или корги.
Озерный и морской лед. Большее значение в качестве фактора, определяющего состав и облик отложений, образующихся на обширных площадях, имеют озерный и особенно морской лед.
В морях, замерзающих на зиму, лед, который образуется близ берега («береговой припай»), нередко включает в свою толщу вмерзающие гальки и валуны, покрывающие дно на мелководье. Весной льды взламываются штормами и разносятся течениями вместе с вмерзшей галькой.
Особенно много валунов, щебня и песка разносят ледяные горы, или айсберги, отрывающиеся от концов горных и материковых ледников, спускающихся в воду в субполярных широтах. Айсберги заносятся иногда морскими течениями далеко в средние и низкие широты. Так, например, в Атлантическом океане они спускаются на юг до 38° с. ш., т. е. до широты Испании и Сицилии в Европе. При таянии льдин заключенные в них глыбы пород опускаются на дно океана и таким образом входят в состав осадков, формирующихся в совсем иных физико-географических условиях, чем те, при которых возникли сами льды.
Горный и материковый (глетчерный) лед. Одним из главных факторов денудации является глетчерный лед. Он накапливается или в высокогорных областях выше так называемой снеговой линии, или на континентальных пространствах, расположенных даже сравнительно низко гипсометрически, но лежащих в приполярных областях, а также в странах с очень холодным климатом. Глетчерный лед возникает из выпадающего зимой и не успевающего стаять летом снега, постепенно уплотняющегося под влиянием собственного веса и перекристаллизовывающегося.
Снеговой линией, или, как иногда говорят, границей «постоянных снегов», называют линию, выше которой выпадающий в горах зимой снег не стаивает полностью в течение лета. Высота снеговой линии неодинакова в различных горных областях и непостоянна даже в пределах одной и той же области. Она зависит от многих факторов: от количества атмосферных осадков, выпадающих в виде снега, и распределения их по временам года, от влияния ветров и от экспозиции горных склонов, на которых происходит накопление снега, наконец, от крутизны склонов. На южных склонах снег стаивает летом до более высокого уровня, чем на северных, и снеговая линия соответственно располагается выше, иногда на несколько сотен, а то и на тысячу с лишним метров. На Кавказе высота снеговой линии на северных и южных склонах меняется от 2700 до 3900 м, на Тянь-Шане от 3000 до 4200 лг.
В очень крутых скалистых горах снег, выпадая даже выше снеговой линии, не задерживается на крутых склонах, а в виде снежных обвалов, или лавин, скатывается на более низкие уровни, где и стаивает летом, не превращаясь в глетчерный лед. Особенно благоприятные условия для накопления снега и превращения его в дальнейшем в глетчерный лед создаются в верховьях речных долин, тектонически поднятых и располагающихся выше снеговой линии, в которых снег собирается, скатываясь с окружающих склонов.
В горных странах ледники всегда заполняют понижения рельефа, созданные ранее эрозией текучих вод. Для поднятия горного хребта выше уровня снеговой линии необходимо время, в течение которого этот участок мог бы оказаться на необходимой высоте. Это время всегда очень длительно и измеряется многими миллионами лет. Поэтому еще задолго до того, как вершины горной цепи войдут в зону вечных снегов, склоны уже успеют испытать на себе разрушительное воздействие текучих вод и расчленятся глубокими долинами и ущельями. Именно эти долины и водосборные цирки их боковых ответвлений служат основными резервуарами, в которых накапливается снег и идет его преобразование в фирн.
Заполняясь снегом и фирном, мощность которого достигает нередко сотен метров, верховья горных долин превращаются в обширные пологовогнутые заснеженные котловины, получившие название фирновых полей. Фирновые поля являются областью питания ледника.
Как правило, из областей питания начинается спускающийся вниз по долине узкий ледниковый язык, или собственно ледник (глетчер). В этом языке лед медленно движется вниз по уклону ложа долины, спускаясь значительно ниже уровня снеговой линии, и нередко оканчивается уже там, где на склонах долины произрастает древесная растительность.
На о-ве Южном (Новая Зеландия) некоторые ледники спускаются даже так низко, что над концами их языков на склонах растут уже древовидные папоротники — растения, свойственные субтропикам и тропикам. Расстояние, на которое спускается ледниковый язык, зависит от соотношения между скоростью накопления снега в области его питания, скоростью движения ледникового языка и скоростью таяния льда ниже снеговой линии.
В областях накопления снег постепенно слеживается в плотную массу пузырчатого льда, или фирна. Этому преобразованию способствует не только давление верхних слоев накапливающегося снега на нижние, но также и то, что днем под влиянием солнечных лучей снег подтаивает с поверхности, а ночью смерзается в крупитчатую рассыпчатую массу или даже в сплошной лед. В фирне заключено много пузырьков воздуха, поэтому он непрозрачен и имеет белый цвет, как снег. Под давлением новых порций оседающего снега фирн уплотняется, воздух из него выдавливается, и он приобретает сплошную Массивнокристаллическую структуру. Образуется настоящий глетчерный лед, прозрачный, голубоватого цвета.
Глетчерный лед по своему строению существенно отличается от речного и морского льда. Последний состоит из шестоватых кристаллов, располагающихся перпендикулярно поверхности ледяного слоя. Зернистое же строение глетчерного льда напоминает скорее структуру гранита: составляющие его кристаллы обладают примерно одинаковыми поперечниками во всех направлениях и имеют неправильную форму.
Глетчерному льду свойственна слоистая текстура, обусловленная периодичностью выпадания снега. Эта слоистость, или полосчатость, подчеркивается темными тонкими прослойками пылевидных частиц, навеянных ветром на поверхность снега в промежутках между снегопадами. Кроме того, в массе льда чередуются прослои, неодинаково уплотненные: беловатые от пузырьков воздуха с голубыми, прозрачными.
По определению Валло, на леднике «Мер де Гляс» на склоне Монблана в Альпах на высоте 3020 м плотность льда достигала 0,88, на высоте 1850 м она уже превысила 0,91.
Плотным глетчерным льдом бывают сложены уже нижние части снежно-ледяной толщи фирнового поля. Ледниковый язык, спускающийся далее вниз по долине, уже целиком состоит из глетчерного льда, который, однако, продолжает уплотняться и дальше по мере своего движения. Наибольшей плотности лед достигает в конце языка.
ДВИЖЕНИЕ ЛЕДНИКОВ
Существенной особенностью льда является его пластичность и способность течь под давлением. Поэтому движение ледника во многом аналогично движению водного потока, но характеризуется несравненно меньшими скоростями.
352
Первые наблюдения за движением ледников были сделаны в начале XIX в., а в дальнейшем они стали производиться систематически.
Наиболее простым и распространенным является следующий способ наблюдения за движением ледника. Поперек ледникового языка устанавливается прямолинейный ряд окрашенных камней или кольев. В створе с ним на берегах ледниковой долины закладываются неподвижные репера. Через некоторый промежуток времени всегда удается заметить деформацию прямей линии камней или кольев. Вниз по течению значительно быстрее выдвигается вперед середина линии, тогда как краевые, прибрежные ее части, отстают, хотя и продвигаются вперед по отношению к неподвижным реперам на берегах.
Подобные наблюдения позволяют установить, что лед движется быстрее всего по середине ледника, на стрежне ледяного потока, а у берегов его движение тормозится из-за трения о склоны долины. Подобное же замедление движения происходит и на глубине у дна ледника, так что наибольшие скорости приурочены к поверхностным частям ледникового языка. Это установлено специальными наблюдениями по буровым скважинам, заложенным на ледниках.
Таким образом, движение ледника ни в коем случае нельзя рассматривать как простое скольжение льда под уклон. Оно действительно является подобием течению воды, обусловленным пластичностью льда под давлением верхних слоев на нижние и напором верхних частей ледника на расположенные ниже по долине.
Лед под давлением испытывает пластические деформации, что показывает простой опыт. Внутрь полого шара, состоящего из двух полушарий, соединяемых болтами, кладут неправильный кусок льда и затем завинчивают болты. Излишек льда выдавливается через шов между полушариями, а остальная часть куска приобретает форму шара, причем не образуется никаких трещин.
В ледниках давление бывает огромным, так как мощности льда даже в горных глетчерах доходят до нескольких сотен метров, а толщина ледниковых покровов Гренландии и Антарктиды в центральных частях достигает местами 3—3,5 км. В нижних частях ледников лед становится текучим и движется от участков с более высоким давлением к участкам с меньшим давлением. Поэтому в полярных странах с очень холодным климатом движущиеся льды возникают даже на ровной поверхности, так как у края ледника давление всегда нулевое, а в середине ледника оно постепенно повышается.
При большой мощности льда ледник может даже иногда двигаться вверх по уклону ложа, преодолевая значительные неровности. Но наклон ложа, конечно, всегда благоприятствует течению льда. Скорость его движения оказывается примерно
в 10 000 раз меньше скорости воды при тех же углах наклона русла. Абсолютная величина скорости течения льда колеблется от 0,25 мм[час до 1,25 м^час.
Несмотря на текучесть, глетчерный лед все же остается твердым, реагирующим на мгновенные резкие напряжения, как хрупкое тело. Поэтому в толще глетчерного льда в ходе движения образуются трещины, особенно в верхних частях, где давление относительно невелико, и лед почти не приобрел пластических свойств. Эти трещины могут рассекать и всю толщу льда, если она не очень велика.
Особенно многочисленны трещины на языках горных ледников, но наиболее велики по размерам трещины мощных ледниковых покровов полярных стран. Они нередко представляют собой целые пропасти. Иногда их ширина достигает вверху 10— 15 м, а глубина — десятков, а то и сотен метров. На языках горных ледников, двигающихся вдоль дна долин, системы трещин закономерно ориентированы по отношению к длине ледника. Среди них различают поперечные и продольные.
Поперечные трещины местами образуются у краев ледника, где они направлены косо к берегу, несколько вниз по течению. Их образование связано с трением льда о склоны. Наиболее часто поперечные трещины образуются при резком перегибе продольного профиля ледникового русла. В случае очень крутых перегибов кривой ледникового русла лед распадается на отдельные глыбы, причудливо громоздящиеся друг над другом, образуя так называемые ледопады. Оттаивая, глыбы льда нередко приобретают форму заостренных сверху вертикально стоящих пластин, пирамид, обелисков и т. п. Подобные образования получили название серраков.
Продольные трещины возникают в местах расширения ледниковой долины и растекания льда в стороны. Особенно густую систему они образуют у конца ледникового языка, где расходятся в стороны в виде веера.
Расход льда в леднике осуществляется, как правило, путем его таяния и в гораздо меньшей степени путем прямого испарения в атмосферу. Таяние ледника (абляция) происходит в основном с его поверхности при соприкосновении с теплым воздухом, а также при непосредственном нагревании солнечными лучами. Кроме того, лед может подтаивать и у дна ледника, так как давление, под которым лед здесь находится, сильно понижает точку его плавления. Так, при давлении 2200 кг/см2 лед может таять даже при температуре минус 22°. Однако при максимальной мощности льда, известной в Гренландии или Антарктиде (3—3,5 юн), давление на его ложе не превышает 300 кг/см2, поэтому описанное явление никогда не играет существенной роли в таянии ледника.
Образующиеся талые воды стекают по поверхности ледника, проникают в его трещины и движутся на глубине вдоль них и 354
по каналам, протаянным ими в толще льда. Нередко такие подледниковые или внутриледниковые потоки талых вод находятся под значительным гидростатическим давлением; известны случаи их выброса из трещин льда в виде фонтанов.
Иногда талые воды образуют в толще льда как бы изолированные резервуары, или карманы, содержащие значительные объемы воды. Так, например, подобный карман, содержащий 100 тыс. .и3 воды, возник в 1892 г. в Альпах. Карман внезапно прорвался, и вода ринулась с высоты 3000 Л1. В результате было снесено два селения.
В случае, когда ледники спускаются прямо в море, что характерно для высоких широт обоих полушарий, главной формой расхода льда становится обламывание его глыб и унос их течением. Такие плавучие глыбы льда называются аисбер- г а м и. Высота айсбергов в некоторых случаях бывает 100 м и более, причем над поверхностью воды возвышается только 1/8 ледяной глыбы.
Общий объем льда в крупных айсбергах нередко измеряется многими кубическими километрами и даже десятками кубических километров. Особенно грандиозные айсберги обламываются от окраин ледникового покрова Антарктиды. Здесь известны случаи, когда встречались ледяные горы, длина и ширина которых достигала сотен километров.
ТИПЫ ЛЕДНИКОВ И ОЛЕДЕНЕНИЙ
Ледники очень разнообразны по размерам и морфологии, что зависит от особенностей рельефа, условий питания и от стадии их развития. В связи с этим различают несколько морфологических типов ледников. В зависимости от степени относительного развития разных морфологических типов ледников различают в свою очередь тип оледенения, понимая под оледенением совокупность ледников данной области их развития.
Оледенения можно разделить на две большие группы — горные и материковые.
Горные оледенения. Оледенения этого типа развиваются в горах, вершины которых подняты выше снеговой линии, и встречаются на всех широтах. Они могут слагаться из ледников различных типов, что зависит от высоты гор, площади питания ледников и характера рельефа. Неполно развитые ледники, почти лишенные ледникового языка и практически состоящие из одного фирнового бассейна, так и называются фирновыми или каровыми (рис. 117).
Близкими к ним по типу являются висячие ледники, имеющие небольшой язык, выходящий из фирнового бассейна, нависающий над нижележащим склоном и неспускающийся на
дно долины. С таких висячих ледников нередко срываются обвалы ледяных глыб (ледяные лавины), вновь смерзающихся у основания склона в неподвижную массу льда. Описанные типы ледников характерны для горных стран со слабым развитием оледенения, например для горной цепи Пиренеев в Западной Европе. Такой тип ледника получил название пиренейского.
Рис. 117. Каровые ледники
Более крупные горные ледники, достигающие в длину десятков километров, обладают уже хорошо выраженными ледниковыми языками, занимающими дно долин, и носят название долинных ледников. Наиболее широко распространенным их типом являются альпийские ледники, особенно характерные для Европейских Альп, Кавказа и др. (рис. 118). Они четко делятся на область питания, или фирновый бассейн, и область стока льда, или ледниковый язык. Наиболее крупные (сложные) альпийские ледники питаются несколькими обособленными фирновыми бассейнами, языки которых затем сливаются вместе в один главный (рис. 119). Горные оледенения, для которых характерны альпийские долинные ледники, выделяются в особый альпийский тип оледенения.
В высоких горах с очень глубокими узкими долинами и острыми крутыми гребнями и пиками горных вершин практически 356
отсутствуют условия для образования больших фирновых полей. Снег здесь не задерживается на крутых склонах и в виде лавин осыпается прямо на дно долин, превращаясь здесь в лед.
Рис. 118. Ледник альпийского типа. Кавказ (фото В. И. Славина)Рис. 118. Ледник альпийского типа. Кавказ (фото В. И. Славина)
Рис. 118. Ледник альпийского типа. Кавказ (фото В. И. Славина)
Рис. 118. Ледник альпийского типа. Кавказ (фото В. И. Славина)
Поэтому становится невозможным противопоставить ледниковый язык области питания. Подобные безфирновые долинные
ледники особенно распространены на Памире. Поэтому ледники, как и горные оледенения, для которых они типичны, получили название памирских.
Для альпийского и памирского типов оледенения характерны в основном изолированные друг от друга долинные ледники, каждый из которых имеет особую область питания. При еще более мощном развитии оледенения, характерном для ряда горных стран высоких широт, площади, занятые фирновыми полями, и мощности фирна и льда становятся столь большими, что фирновые поля как бы заполняют
горные долины вровень с сед- рис цд Язык ледника альпийско- ловинами перевалов и гребня-го типа
ми сравнительно более низких
хребтов и Отрогов. Из одного громадного фирнового поля нередко берут начало уже несколько ледниковых языков, стекаю-
357
Щих в разные стороны, а ледниковые языки, заполняющие соседние долины, иной раз сливаются вместе перемычками через седловины водоразделов. Возникает горное оледенение типа ледниковой сети, типичное для некоторых гор Аляски и Антарктиды.
При мощном развитии горного оледенения и очень низком положении снеговой линии языки долинных ледников могут выходить из устьев горных долин на поверхность прилежащей равнины. В таком случае языки двух или нескольких соседних лед
ников могут слиться вместе и образовать у подножия гор более или менее обширный сплошной ледниковый покров. Ярким примером может служить ледник Маляспина на Аляске. Ледники подобного рода носят название ледников маляспинского типа, или ледников подножий (рис. 120).
Для относительно высоких широт характерен также скандинавский тип оледенения, развивающийся на высоких горных плато или плоскогорьях. На их вершинной поверхности образуются обширные поля фирна и льда, занимающие площади в сотни и даже тысячи квадратных километров, от которых отходят в разные стороны многочисленные короткие ледниковые языки долинных ледников. Этот тип оледенения является уже как бы переходным от собственно горных к материковым, или континентальным, ледниковым покровам.
Материковые оледенения. В субполярных и полярных странах, где снеговая линия проходит на уровне моря или немного выше него, вследствие чего лед и фирн формируются даже на поверхности низменных равнин, возникают материковые оледенения.
Льды одевают мощной толщей целые страны и континенты, погребая под собой все неровности рельефа. В настоящее время в чистом виде материковые льды существуют только в Гренландии и Антарктиде, так как более мелкие участки покровных оледенений на Баффиновой земле, в Исландии и некоторых других местах имеют-уже черты, переходные к горным. Гренландский материковый лед покрывает площадь 1,65 млн. км2, и в центральной части его мощность достигает 3400 м. Антарктический материковый лед занимает площадь около 13,5 млн. км2 при средней мощности около 2000 м и максимальной —до 4 000 м.
/^Avtittii ГХ^-П ГХХ« ГТ 1 rrz\rs tin Г> ГЧТЧ ГЧ Л » « £4 U ТТ ГЧ t* Г»Ч71»ТЛ П <ЧГ»'Т'Т1 Г* О ОТ ПТЧи^ТТТХ- \juuj,nH wdcm лоДмо па wopciviCriiivri Сj диишаи u|/nwiu
зительно 20,9 млн. км3. Таяние такого количества льда привело бы к поднятию уровня Мирового океана на 50 м. Еще более значительные ледниковые покровы существовали на земле в геологическом прошлом.
РАЗРУШИТЕЛЬНАЯ РАБОТА ЛЬДА
Геологическая работа глетчерного льда, как и работа любого из экзогенных геологических факторов, выражается в разрушении, переносе разрушенного материала и отложении последнего в виде специфических осадочных горных пород.
Ледниковое разрушение получило название экзарации (выпахивания). В горных областях льды, движущиеся по долинам рек, выпахивают, сглаживают и изменяют форму уже ранее созданной эрозией ложбины стока.
Ледниковая экзарация начинается уже в пределах фирновых бассейнов. Вытекающие из них массы фирна и льда обрабатывают дно заполненной ими котловины, сглаживают и углубляют его, постепенно преобразуя в так называемый ледниковый цирк, или кар. В районах, где в недавнем геологическом прошлом существовало ныне исчезнувшее оледенение, пустые, свободные от фирна и льда кары являются характернейшими формами рельефа. Они представляют собой глубокие циркообразные выемки в горном склоне с крутыми, иногда почти отвесными стенками высотой до первых соген метров и вогнутым гладким дном, нередко занятым небольшим озером (каровое озеро).
Ледниковые языки долинных ледников перерабатывают занятые ими эрозионные долины в троги. Троги имеют вогнутое дно, плавно переходящее в более или менее крутые, иногда
почти отвесные склоны (рис. 121). Такую форму поперечного профиля принято называть корытообразной, или 11- образной. Она столь же типична для ледниковых трогов, как V-образная форма для речных долин горных стран. Выпахивающая работа льда осуществляется путем отделения от пород ложа отдельных обломков, сдвигаемых с места под влиянием огромного давления движущейся толщи льда. Обломки пород в виде глыб, щебня, песка и др. включаются в лед и, двигаясь вместе с ним, шлифуют и полируют поверхность даже самых твердых скал, покрывают ее штрихами и шрамами, ориен-
Рис. 121. Троговая долина на северо-западном Кавказе (фото С. Г. Рудакова)
тированными в направлении движения льда. Такую полировку и штриховку можно наблюдать на дне и стенках ледниковых, трогов.
Механизм экзарации таков, что она неизбежно проявляется избирательно: легче и быстрее выпахиваются участки ложа, сложенные более податливыми, легко разрушающимися породами, труднее — участки, сложенные более устойчивыми породами. Эта избирательность экзарации сказывается в неровностях дна и стенок трогов горных стран, но особенно резко проявляется в областях материкового оледенения. В этом случае лед сплошь покрывает поверхность страны, выпахивая на участках, сложенных податливыми породами, глубокие борозды, рытвины и целые котловины, вытянутые по движению ледника, глубина которых достигает десятков метров, а длина — многих десятков километров. Такие котловины выпахивания, вырытые в твердых кристаллических породах, широко распространены 360
в Финляндии и Карелии, территория которых в четвертичном периоде была покрыта материковыми льдами. Сейчас из котловин выпахивания образовались многочисленные озера, придающие финляндским и карельским пейзажам неповторимую прелесть.
Выступы ложа, сложенные твердыми породами, ледник срезает и шлифует почти исключительно со стороны, противоположной направлению его движения. Сторона, обращенная по направлению движения льда (как говорят иначе, расположенная
Рис. 122. Бараний лоб с ледниковыми шрамами
в «ледниковой тени»), остается крутой и не обработанной льдом. Так возникают своеобразные по форме скалы, называемые «ба- раньимилбами» за сходство их профиля с профилем головы барана (рис, 122).
Если мощная толща движущегося континентального льда встречает на пути возвышенность — холм, образованный податливыми породами, то под напором льда такой холм может быть сорван с места, впаян в лед и перенесен иногда на значительное расстояние в виде так называемого отторженца. Мощность отторженцев достигает иногда 20—30 м, а занимаемая ими площадь бывает довольно велика. В сходных условиях напор льда может вызвать также нарушение формы залегания слоев с образованием складок, срывов, надвигов, носящих название ледниковых дислокаций, или гляциодисло каций.
РАБОТА ЛЬДА ПО ПЕРЕНОСУ ОБЛОМОЧНОГО МАТЕРИАЛА
Движущийся лед переносит обломочный материал, образующийся в результате ледникового выпахивания ложа ледника, осыпания продуктов выветривания со склонов горных долин и
навевания ветром мелких частиц (песчинок, пыли) на поверхность льда. Рыхлый обломочный материал • разрушенных горных пород, переносимый или отложенный льдом, называется мореной. В состав морены входят обломки самых различных размеров — от крупных глыб, или ледниковых валунов, несущих обычно на своей поверхности шрамы и шлифовку, до щебня, дресвы, песка и до глинистых частиц включительно (рис. 123).
В зависимости от положения в толще льда среди переносимых ледником морен выделяют несколько типов.
Рис. 123. Ледниковые валуны около Чудского озера
До иные морены, образующиеся вследствие ледниковой экзарации ложа ледника. Они переносятся у дна и в нижней части ледяной толщи и представляют собой механическую смесь неотсортированных разнообразных обломков: глины, песка, галек, валунов, глыб весом в несколько тонн.
Поверхностные морены, состоящие из обломков, ■скатившихся со склонов горных ущелий и переносимых на поверхности ледника. Среди них различают боковые морены, окаймляющие ледниковый язык по бокам в виде продольных валов, срединные м о р е н ы, протягивающиеся по середине ледникового языка. Срединные морены образуются при слиянии «боковых морен двух ледников. В зависимости от числа притоков в леднике может возникнуть несколько срединных морен (рис. 124).
Внутренние морены, образующиеся в результате включения в массу льда обломков горных пород, провалившихся в трещины льда или упавших на поверхность фирна в области питания и засыпанных там новыми снежными массами. Весь этот обломочный материал переносится внутри толщи льда, он
не подвергается обработке и поэтому сохраняет угловатую форму.
Все описанные виды подвижных морен могут существовать только в горных ледниках. Для материкового льда, над поверхностью которого почти не поднимается никаких возвышенностей, поверхностные и внутренние морены нехарактерны и обычно совершенно отсутствуют.
Рис. 124. Образование срединных морей. Ледник Барнарда, Аляска
ЛЕДНИКОВЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
При стаивании льда заключенный в нем обломочный материал проектируется на ложе ледника и дает начало отложенным моренам, или ледниковым отложениям в узком понимании.
Среди отложенных морен различают две главные разновидности — основные и конечные морены.
Основной мореной называют весь материал, выпавший из толщи льда и одевающий поверхность его прежнего ложа, независимо от того, переносился он в виде донной, внутренней или поверхностной морены.
Конечные морены (рис. 125) представляют собой валы или гряды, опоясывающие конец ледника и сложенные принесенным льдом моренным материалом. В областях древних ма-
Рис. 125. Конечная морена Зеравшанского ледника (фото л. С. Берга)
териковых оледенений конечные морены могут быть цепями крупных холмов с относительной высотой до 50—100 м, протягивающихся непрерывно на сотни и даже тысячи километров.
Все отложенные морены состоят из совершенно несортированной смеси обломков самых различных размеров: от больших глыб, или валунов, до песка и глинистых частиц. Содержание грубообломочного материала, песка и глины, а также цвет морены зависят от исходных горных пород и длительности переноса продуктов их разрушения ледником. В ходе переноса обломочный материал всегда перетирается и дробится, а крупные валуны шлифуются и покрываются шрамами. Поэтому отложенные морены в разных случаях могут быть валунни- к а м и, или щебнистыми накоплениями, грубыми несортированными песками, супесями, суглинками и даже глинами. Так, под Москвой основные морены четвертичного материкового оледенения— это красно-бурые валунные суглинки, на Украине — светлые серо-желтые (палевые) пылеватые супеси и суглинки, а в Карелии — серые грубощебнистые супеси и пески. Несорти-
рованность и присутствие шлифованных ледниковых валунов всегда служат их характерными признаками.
С таянием ледника связано также образование потоков талых ледниковых вод и приледниковых озерных водоемов. В них образуются отложения, которые в широком смысле тоже можно назвать ледниковыми, но обычно их выделяют в особые группы ледниково-речных, или флювиогляциальных, и ледниково-озерных, или л и м п о гл яци а л ь н ых, отложений.
Потоки талых ледниковых вод образуются еще внутри самого ледника. Здесь они размывают и сортируют моренный материал и переотлагают его в проложенных ими каналах внутри
абв г8е
Е53? Щг И-! сна» ^5
Рис. 126. Комплекс ледниковых образований
# —область ледникового выпахивания; б — область неравномерной ледниковой аккумуляции; в — озерные отложения с ленточными глинами; г — конечномиренкый вал; d — зандровные ноля; е — лёссовые поля
/ — морена; 2 — пески; 3 — глины; 4 — лёсс; 5 — коренные породы
ледяной толщи. Главным образом это слоистые пески и галечники.
В процессе таяния ледника и при его отступании образуются ледниковые формы рельефа. Наиболее характерны озы — извилистые валы, вытянутые по направлению движения ледника.
Выйдя из-под края льда, потоки талых вод могут направиться вдоль существующих речных долин. В таком случае они станут обычными реками, а их отложения следует отнести к разновидности аллювия (рис. 126). Если перед фронтом льда расположена плоская нерасчлененная равнина, талые воды разобьются на множество непостоянных рукавов, блуждающих по ее поверхности, и их отложения образуют сплошной песчаный покров, одевающий обширные площади. Подобные области называются зандровыми полями, или зандрами.
Когда рельеф местности имеет уклон к краю ледника, то лед или конечные морены будут подпруживать сток как плотиной, и может возникнуть приледниковое озеро. Для приледниковых озер особенно характерны отложения мелкозернистых горизонтальнослоистых песков и глин с прекрасно выраженной годичной или ленточной слоистостью.
Происхождение их объясняется следующим образом. В период интенсивного таяния льда (летом) оживленные потоки воды сносят в озеро более крупный песчанистый материал, зимой ослабленные потоки приносят в озеро только глинистые частицы. Сезонность накопления различных по величине обломков осадков обусловливает их тонкослоистую текстуру. Возникают
так называемые ленточные глины, в которых пара прослоек (песка и глины) составляет годичный слой. В ископаемых толщах ленточных глин насчитывают иногда сотни и более таких годичных слоев, что дает возможность определить возраст всей толщи.
Флювиогляциальные и озерно-ледниковые отложения широко распространены в областях, ранее подвергавшихся материковым оледенениям. В горных странах нет подходящих условий для их массового накопления.
ПЕРИОДИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ РАЗМЕРОВ ЛЕДНИКОВИ ДРЕВНИЕ ЭПОХИ ОЛЕДЕНЕНИЙ
Ледники очень быстро реагируют на климатические изменения. Во время потепления климата таяние льда преобладает над его накоплением. Размеры языка ледника начинают сокращаться, и он отступает от своего конечноморенного вала. В случае похолодания продвигающийся вперед ледник перекроет и сдвинет конечноморенный вал и продвинется дальше. Поэтому горные ледники называют «природными климатографами»— приборами, записывающими изменение климата.
Периодические наступания и отступания горных ледников неоднократно отмечались в историческом прошлом в Альпах, Норвегии, Исландии и других странах. В настоящее время материковые и горные ледники на всем земном шаре находятся в стадии отступания, что связано с общим потеплением климата, ставшим особенно заметным в северном полушарии с 1935— 1940 гг. Это потепление сказалось, в частности, в усилении таяния ледников Средней Азии. В результате потепления р. АмуДарья получила дополнительное питание, в связи с чем произошло повышение уровня Аральского моря. Интересно отметить, что в это же время из-за происходящего иссушения климата уровень Каспийского моря начал падать и снизился на 2 л, так как основное питание моря осуществляется за счет равнинных рек. За это же время только р. Волга недодавала Каспию около 90 кл3 воды в год.
Приведенный пример касается потепления и иссушения климата в северном полушарии в недавнем прошлом. Но в течение геологической истории в климатической обстановке Земли неоднократно имели место и более крупные изменения. Об этом можно судить по тому, что в областях с умеренным или даже жарким климатом среди осадков нередко встречаются и ледниковые отложения.
Особенно широко развиты ледниковые отложения четвертичного возраста в пределах современного умеренного климатического пояса северного полушария. Они занимают значительную часть континентов Северной Америки, Европы и Северо-Запад
Азии. Здесь в четвертичный период существовали грандиозные материковые ледники, намного превышавшие по площади не только современные материковые льды Гренландии, но и огромный ледяной щит Антарктиды.
В Северной Америке материковые льды продвигались далеко на юг, за область Великих озер и истоков р. Миссисипи, в Европе покрывали большую часть Русской равнины, доходя в бассейне р. Днепра почти до г. Днепропетровска, а по Дону — до устья р. Медведицы. В центре европейского материкового оле-
Рис. 127. Моренный ландшафт озерного края (по Ван- шаффе)
денения, на Скандинавском полуострове, мощность льда была не менее 3 км. Во многих местах Европейской части СССР сохранились основные и конечные морены, как, например, к югу от г. Ленинграда, на Валдайской возвышенности, близ г. Минска и в ряде других мест (рис. 127).
При изучении ледниковых четвертичных отложений сначала в предгорьях Альп, а затем на Северо-Германской и Русской равнинах и в США было установлено существование нескольких горизонтов морен, разделенных межледниковыми слоями хорошо отсортированных песков, суглинков и глин с остатками животных и растений. Встречающиеся в этих слоях остатки теплолюбивой фауны и флоры свидетельствуют об установлении здесь в промежутках между оледенениями, отложившими морены, теплого климата. В Альпах было установлено четыре таких комплекса ледниковых и межледниковых отложений, причем состав фауны и флоры указывает на возможность отнесения самых нижних из них к плиоцену. Древность морен нижних горизонтов подтверждалась и сохранностью валунного материала. Ва-
луны гранита и других пород в верхних горизонтах морены были совершенно свежими, крепкими, а тот же материал в нижних горизонтах оказывался выветрелым, превращенным в рухляк.
Таким образом, в течение плиоцена и четвертичного периода оледенения на Земле повторялись периодически (по крайней мере, четыре раза), разделяясь промежутками времени с теплым климатом (межледниковьями).
В приводимой ниже табл. 14 дано сопоставление схемы оледенений Альп и Русской равнины.
Таблица 14
Сопоставление оледенений Альп и Русской платформы
Индекс
Альпийская схема
Русская схема
Qs
Вюрмское оледенение
Валдайское оледенение
Qs
Рисское
Днепровское
Qi
Миндельское
Лихвинское,
n2
Гюнцское,
Вопрос о существовании на Русской равнине оледенения, аналогичного гюнцскому оледенению Альп, остается неразрешенным. Существование днепровского и валдайского оледенений подтверждается не только ледниковыми отложениями, но и признаками общего резкого похолодания климата, вследствие чего такие животные, как северный олень, песец, белая куропатка, теперь живущие преимущественно в тундрах, проникали далеко на юг, вплоть до Крыма и Северного Кавказа.
Резкое похолодание климата и большие материковые оледенения в областях умеренных широт — характерная особенность конца плиоцена и четвертичного периода, что дает основание называть этот отрезок истории Земли ледниковым периодом. В предшествующем ему третичном периоде и в течение всей мезозойской эры неизвестно таких больших оледенений. Тогда в северной полярной области и Антарктиде был умеренно теплый климат, произрастали леса и существовала разнообразная фауна. В палеогене, например, пальмы и хлебные деревья, в настоящее время известные только в тропиках, росли в Гренландии и на Шпицбергене.
Эпохи накопления больших масс льда на суше, или эпохи оледенений на Земле, не являются, однако, спецификой одного только четвертичного периода. Ископаемые уплотненные морены, получившие название тиллитов, а также другие характерные породы ледникового происхождения (ленточные глины, зандровые пески и др.) известны в отложениях самого различного возраста, начиная от докембрийских, что указывает на неодно-
кратное повторение в истории Земли ледниковых периодов, подобных оледенению четвертичного периода.
Нижнепротерозойские отложения в Северной Америке содержат тиллиты мощностью до 150 лг, распространенные на площади 1800 тыс. км2 (гуронская формация).
Верхний протерозой был, по-видимому, эпохой одного из очень крупных оледенений на Земле. С той или иной степенью достоверности филлиты в верхнепротерозойских отложениях отмечены во многих местах земного шара, в том числе и в СССР—в Енисейском кряже, на Алтае, в Кузнецком Алатау, на Южном Урале, на Кольском полуострове. Они известны также в Норвегии, Гренландии, на Шпицбергене, в Северной и Южной Америке и т. д. Но наиболее точно они установлены в Китае и Австралии.
В Австралии тиллиты известны в нескольких местах: в Но- вом и Южном Уэльсе, в западной, южной и центральной частях материка. Предполагают, что верхнепротерозойское оледенение было в Австралии многократным, так как горизонты тиллитов переслаиваются здесь с толщами осадков неледникового происхождения, причем мощность последних в отдельных случаях достигает 2700 ль В Китае тиллиты того же возраста наблюдаются во многих местах среди отложений синийской системы.
Большим распространением ледниковые отложения пользовались в верхнем палеозое, когда оледенению подвергались главным образом области южного полушария. В Африке ледники спускались тогда до приэкваториальных областей, а главная площадь их развития охватывала юго-восток материка, от низовьев р. Замбези и Лимпопо до Канской провинции Южно- Африканского Союза. Ледниковые отложения того же возраста (верхний карбон — нижняя пермь) известны в Южной Америке, Индии и Австралии, которые в то время составляли вместе С ДгЬпиклй рпиммй мятрпик nnjTvuunniHH в геологии название Гондвана. Поэтому и само верхнепалеозойское оледенение часто называют гондванским.
ПРИЧИНЫ ВОЗНИКНОВЕНИЯ ОЛЕДЕНЕНИЙ
Эпохи оледенений возникали периодически и зависели от изменения климата на Земле. Остается пока неразрешенным вопрос о причинах этого явления. Существует несколько причин изменения климата Земли: причины космического порядка и причины, связанные с изменениями, происходящими на Земле (теллурические причины).
Космические факторы могут влиять на климат Земли лишь в силу вызываемого ими изменения количества солнечного тепла, получаемого нашей планетой. К таким факторам можно отнести изменение напряженности самой солнечной радиации, которая падает в периоды максимального развития солнечных пятен.
повторяющихся в среднем через 11 лет. Но одиннадцатилетний период изменений солнечной радиации, во-первых, слишком мал, чтобы объяснить вековые изменения климата, а во-вторых, он вообще не сопровождается заметным понижением или повышением температуры Земли. О более длительных и сильных изменениях напряженности солнечного излучения можно только строить предположения, которые еще достаточно не обоснованы.
На климат Земли влияют также периодические изменения угла наклона земной оси к плоскости эклиптики и периодические изменения эксцентриситета земной орбиты.
Рис. 128. Схема изменения площадей умеренного, жаркого и холодного поясов при изменении угла наклона эклиптики
кк и KiK, — плоскость эклиптики: EQ и EXQX — плоскость экватора; NS и NtSi — земная ось; KCQ и KXCXQX — углы наклона эклиптики, первый больше второго
/ — холодный пояс; 2 — умеренный; 3 — жаркий
В настоящее время земная ось образует с перпендикуляром к плоскости эклиптики (т. е. к плоскости земной орбиты) угол 23.42°. В связи с этим полярные круги располагаются на 23,5° широты от полюсов, а тропики на 23,5° широты от экватора. Однако угол наклона земной оси периодически колеблется от 22 до 24,5°. Увеличение этого угла приводит к усилению на поверхности Земли климатических различий (рис. 128) между широтными климатическими поясами, так как при максимальном значении угла наклона сокращается зона умеренного климата и полярные круги сближаются с тропиками. Период изменения угла наклона земной оси составляет 40 100 лет.
Эксцентриситет земной орбиты, т. е. степень ее вытянутости, изменяется с периодом в 90 800 лет. При наибольшем эксцентриситете заметно возрастает расстояние Земли от Солнца в афелии *, и соответственно уменьшается количество получае-
Афелий — точка земной орбиты, наиболее удаленная от Солнца.
мого ею тепла. Зато в перигелии 1 Земля, наоборот, оказывается заметно ближе к Солнцу, чем в эпоху малого эксцентриситета, и получает больше тепла. Наибольший эффект оба указанных фактора дают тогда, когда максимальный наклон земной оси совпадает по времени с наибольшим эксцентриситетом орбиты.
Югославский ученый Миланкович (1939) вычислил ход изменений солнечной радиации за последние 600 тыс. лет существования Земли под воздействием двух этих факторов. Вычерченная им кривая обнаруживает за этот период три максимума похолодания климата на Земле. Эти максимумы похолодания на кривой Миланковича многие стремятся отождествить с тремя эпохами оледенения в течение четвертичного оледенения — мин- дельской, рисской и вюрмской. Однако имеется ряд весьма важных факторов, противоречащих такому толкованию причин оледенений.
Согласно теории Миланковича оледенения были разновременными в обоих полушариях, тогда как фактически, по крайней мере в четвертичном периоде, они были одновременными. Кроме того, причины, которые учитывает теория Миланковича, действуют непрерывно, а следовательно, и оледенения, если они действительно вызваны этими причинами, должны были бы повторяться через небольшие промежутки времени в течение всей истории Земли. На самом же деле их не было совсем в течение всего мезозойского и третичного периодов, а в четвертичном периоде они следовали друг за другом через десятки тысячелетий.
Главным и очень существенным недостатком расчетов Миланковича является то, что они основаны на учете исключительно астрономических факторов без учета влияющих на изменение климата земных факторов. Между тем в отдельных случаях значение этих факторов может быть весьма существенным, хотя и трудно оценить его количественно.
Различными учеными указывались следующие возможные причины климатических изменений, обусловленных земными явлениями:
Уменьшение прозрачности атмосферы ведет к похолоданию климата — запыление атмосферы может возникнуть в моменты бурных выбросов вулканической пылц.
С вулканическими извержениями также связано обогащение атмосферы углекислым газом. Этот газ обладает способностью не пропускать тепловые лучи, излучаемые Землей, и, следовательно, является термоизолятором. Увеличение количества углекислого газа в воздухе способствует, таким образом, потеплению климата.
На изменение климата могут влиять палеогеографические причины, в первую очередь изменения очертаний суши и моря м их распределение на Земле.
Перигелий — точка земной орбиты, наиболее близкая к Солнцу.
Первые две причины, возникающие одновременно, но действующие прямо противоположным образом, несущественны, но последняя причина несомненно очень важна.
Температура моря всегда является важнейшим регулятором климата прилежащей суши. Так, Гренландия покрыта сейчас материковыми льдами, так как ее побережья омываются холодными течениями, несущими воду из Ледовитого океана, а Скандинавский полуостров, лежащий в тех же широтах, но омываемый теплым течением Гольфстримом, обладает умеренным климатом. Если бы Гольфстрим под влиянием изменения очертаний Европейского континента перестал проникать в Норвежское море, то на Скандинавском полуострове и во всей Северной Европе обязательно началось бы материковое оледенение. А появление такого огромного естественного «холодильника» привело бы, без сомнения, к общему значительному похолоданию климата всего северного полушария, хотя космические факторы оставались бы неизмененными.
В настоящее время причины ледниковых периодов в прошлом Земли еще окончательно не выяснены. Очевидно, наиболее благоприятные условия для их проявления могут возникнуть вследствие совместного действия основных космических и теллурических факторов.
г ЛАВА 17
ОЗЕРА И БОЛОТА, ИХ ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ РОЛЬ
Озера представляют собой заполненные водой впадины на поверхности суши, имеющие самое различное происхождение.
Изучение озер, их режима, истории развития, условий накопления осадков и связанных с ними полезных ископаемых представляет важную геологическую задачу. Осадки, накапливающиеся в озерах, очень разнообразны и многие из них являются ценным минеральным сырьем для различных отраслей народного хозяйства.
В отличие от морей озера имеют относительно небольшие размеры и располагаются в большинстве случаев внутри континентов. Они не связаны, как правило, с Мировым океаном, если не считать искусственного их соединения посредством каналов. Лишь немногие из озер располагаются вблизи морских берегов и являются бассейнами, отшнурованными от морей и потерявшими связь с ними в недавнем геологическом прошлом. Это реликтовые (остаточные) озера.
Общая площадь озер составляет 2,7 млн. км\ или около 2% всей площади континентов. Гипсометрически озера располагаются на высоте от 5400 м выше уровня моря (оз. Хорпатсо в Тибете) до 392 м ниже уровня моря (Мертвое море).
Глубина озер бывает иногда довольно значительной: в отдельных случаях дно озерных впадин опущено более чем на 1000 м ниже уровня моря.
Данные о некоторых наиболее крупных озерах мира представлены в табл. 15 (цифры площадей поверхности озер округлены) .
Таблица 15
Размеры и глубина крупнейших озер мира
Название озера
Площадь в тыс. КМи
Наибольшая глубина в м
Абсолютная высота в м
Каспийское (море) . . .
394
980
—28
Верхнее
82
308
183
Аральское (море) . . .
66
68
53
Танганьика
33
1435
773
Байкал
31
1741
453
Ладожское
18
225
4
Балхаш
19
26
340
Онежское
10
ПО
33
Иссык-Куль
6
702
1609
ПРОИСХОЖДЕНИЕ И ТИПЫ ОЗЕРНЫХ ВПАДИН
Озерные впадины могут быть экзогенного и эндогенного происхождения. И те и другие в свою очередь разделяются на плотинные и котловинные.
Плотинные впадины экзогенного происхождения развиты широко. Их примером является Сарезское озеро на Памире, образовавшееся в 1911 г. в результате обвала скального массива на правом берегу р. Бартанг (рис. 129). При этом обвале в ущелье реки возникла запруда длиной 5 к.и и высотой 700 м. Река разлилась и образовала озеро, затопив расположенный выше плотины кишлак Сарез. Отсюда озеро и получило название Сарезского. Наполнение озера продолжалось несколько лет. Длина этого озера 85 км и глубина у плотины около 0,5 км.
В горах очень распространены случаи возникновения озер в результате запруды рек конечноморенными валами отступивших ледников.
В настоящее время возникает много искусственных озер — водохранилищ при сооружении плотин на реках в целях орошения, а также для получения электроэнергии и регулирования стока вод в реках, мелеющих в меженное время. Примером таких озер могут служить созданные и создаваемые в бассейне р. Волги Московское море, Куйбышевское водохранилище, Сталинградское водохранилище, Цимлянское на р. Дон, ряд водохранилищ на рр. Днепре, Ангаре и др., а также многочисленные
искусственные плотинные озера и пруды на многих более мелких реках.
Котловинные впадины экзогенного происхождения разнообразны по своему происхождению. Наиболее распространены котловины, связанные с ледниковой деятельностью и карстовыми проявлениями.
На северо-западе Европейской части СССР много озер, возникших в результате деятельности материкового льда в четвер-
Рис. 129. Плотинное Сарезское озеро на Памире
тичный период. В Карелии и граничащей с ней Финляндии многочисленны озерные впадины, выпаханные льдом в толще метаморфических пород докембрия. В значительной степени таким путем созданы и впадины Онежского и Ладожского озер.
К югу от Финского залива до широты возвышенностей, располагающихся к северу от городов Минска, Орши, Смоленска, простирается обширная область, получившая название Озерного края. Озера, сосредоточенные здесь, имеют иное происхождение, чем озера Карелии и Финляндии. Возникновение их обусловлено неравномерной аккумуляцией моренных осадков, приведшей к образованию понижений в рельефе, заполняющихся водой в условиях влажного климата.
Другим типом котловинных озер экзогенного происхождения являются озера, заполняющие карстовые воронки и провалы. Особенно типично провальные озера выражены в областях неглубокого залегания легкорастворимых галоидных, сульфатных и карбонатных пород.
Подземные воды, растворяя залежи солей, образуют полости, своды которых оказываются неустойчивыми и обрушиваются. В образующихся таким образом понижениях поверхности происходит накопление воды за счет метеорных и подземных вод.
Такое происхождение имеют озера Северного Прикаспия — Ин- дерское, Баскунчак, Эльтон, Челкар и др. Как правило, размеры карстовых озер очень невелики.
Нередки небольшие озера и в подземных карстовых пещерах. Например, в знаменитой Кунгурской пещере в Приуралье известно до 36 озер.
Котловинные озерные впадины эндогенного происхождения также очень распространены. Такими впадинами являются: Байкальская, дно которой по сбросовым трещинам опущено до глубины 1741 м; впадины Мертвого моря и ряда озер в Африке (Ньясса, Танганьика, Рудольфа и др.).
С эндогенными процессами связано образование озер в кратерах потухших вулканов и в вулканических трубках взрыва. Озера такого происхождения называются маарами.
Плотинные впадины эндогенного происхождения образуются реже. Подобным примером может служить озеро, образовавшееся на р. Бол. Узень, текущей с Общего Сырта на Прикаспийскую низменность. На большем своем протяжении река в меженное время не имеет руслового водотока. Лишь в отдельных плёсах сохраняется немного воды и растет камыш. Примерно на 9 км ниже пос. Александров-Гай в русле появляется сплошной плёс воды в виде узкого озера длиной 90 км, простирающийся до пос. Фурманова, где максимальная глубина его достигает 18 м. Буровыми работами на нефтяной газ в долине р. Бол. Узень, несколько ниже пос. Фурманова, был обнаружен соляной купол, т. е. подземное поднятие слоев горных пород. Этот купол перегородил русло р. Бол. Узень, в результате чего и возникло вышеописанное естественное водохранилище. В двух- трех километрах ниже этой тектонической плотины русло реки снова становится сухим.
Озера различаются и по своему гидрологическому режиму. Эти различия обусловливаются в основном климатическими условиями. Существуют озера гумидного (влажного) и аридного (засушливого и пустынного) климата.
Среди озер гумидного климата выделяют проточные, периодически проточные и непроточные озера, имеющие, однако, всегда подземный сток через грунтовые воды. Озера аридного типа делятся на периодически сточ н ые и бессточные.
Благодаря наличию поверхностного или подземного стока, большому количеству притекающей пресной воды и малой величине испарения, озера гумидного типа почти все без исключения пресные. В противоположность им большинство озер аридного типа в той или иной степени соленые, иногда вода в них представляет настоящий рассол. Это связано с тем, что в условиях засушливого климата вода в озере интенсивно испаряется и концентрация растворенных в ней солей постепенно увеличивается.
ОЗЕРНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ
Накопление осадков в озерах осуществляется за счет сноса с континента механически разрушенного (терригенного) и химически растворенного материала, а также в результате жизнедеятельности организмов в этих водоемах. Преобладание того или другого фактора осадконакопления зависит от климатических условий. Кроме климата, на характер осадконакопления влияет величина плошади бассейна стока, его,интенсивность и др. В озерах накапливаются также механические осадки, образующиеся за счет размыва берегов волнами.
Механические осадки. Накопление в озерах механических осадков происходит наиболее интенсивно в предгорных озерах. Примером может служить оз. Балхаш, в которое с юга впадают рр. Или, Каратал, Аксу, Лепса и др., стекающие с горных хребтов Заилийского Алатау и Джунгарского Алатау. Реки несут в озеро с гор большое количество обломочного материала. Объем его может быть показан на примере твердого расхода р. Или. По наблюдениям С. А. Никитина, в период с 1903 по 1929 гг. прирост берега в устье р. Или достиг 20 км. Следовательно, темп роста составляет около 1 км в год за счет отложения главным образом песка.
В предгорных озерах часто накапливаются галечники в виде конусов выноса рек, впадающих в эти озера. Если озеро большое, то вдали от берега галечники и пески сменяются глинистыми осадками, обычно с хорошей горизонтальной слоистостью.
Химические осадки, среди озерных отложений большое место занимают химические осадки, возникающие в различных климатических условиях.
В соленых озерах засушливых областей происходит осаждение главным образом галоидов, сульфатов и углекислой извести путем выпаривания растворов и повышения их концентрации. Осаждение осадка происходит в основном в летнее время. Однако оно может происходить и зимой в результате понижения температуры воды и ее растворяющей способности.
Осаждение химических осадков можно наблюдать на засушливом юго-востоке Европейской части СССР, в озерах Северного Прикаспия: Эльтон, Баскунчак, Индер и др. С прилежащих побережий редкие дождевые воды и родники сносят в озера растворы солей, которыми обогащены почвы, а в особенности коренные породы, содержащие залежи гипса и каменной соли. В засушливое лето происходит испарение воды из озер, и их высохшее дно покрывается белой коркой солей, среди которых преобладает хлористый натрий. Своеобразной особенностью осадков оз. Индер является примесь к поваренной соли боратов, обогащающих озерные воды за счет выщелачивания грунтовыми водами пород, слагающих берега озера (Индерские горы). Благо- 376
даря примеси боратов индерская соль обладает ценными для засола рыбы консервирующими свойствами.
Карбонат натрия—сода (Na2CO3) выпадает в некоторых соленых озерах, как правило, в холодное время года, когда понижается температура воды и ее растворяющая способность. Садка соды иногда происходит и летом в результате интенсивного выпаривания крепких рассолов, что наблюдается, например, в оз. Ку- чербак (Северный Казахстан). Содовые озера сосредоточены р Азиатской части СССР. Наиболее крупные озера — Михайловское и Петуховское — расположены в Кулундинской степи (Северный Казахстан).
Углекислая известь (СаСОз) также может выпадать в осадок непосредственно из толщи воды, давая начало слоям озерных известняков или мергелей, если в осадке имеется примесь глины. Такие карбонатные отложения, иногда состоящие не только из кальцита (СаСО3), но и из доломита — СаМ£(СОз)г, наиболее распространены в солоноватоводных озерах засушливой зоны, но образуются и в некоторых пресных озерах.
Еще чаще в озерных глинистых отложениях возникают кальцитовые конкреции различной формы, а в некоторых случаях и сплошные слои, состоящие из мелких сферических образований (от долей миллиметра до 10 лш в диаметре). Иногда эти шаровидные образования имеют концентрическое строение, что свидетельствует о постепенном обрастании заключенных внутри песчинок, обломков органических остатков и даже пузырьков газа углекислым кальцием. Такие образования получили название оолитов (икряных камней), а крупноолитовые породы называют гороховым камнем.
В пресных озерах умеренного пояса химическим и биохимическим путем нередко осаждаются окислы железа, выносимые грунтовыми и почвенными водами как продукты выветривания горных пород. Они образуют обычно округлые конкреционные образования типа оолитов или, как их иначе называют, бобо- вин. Скопления таких бобовин образуют на дне ряда наших северных озер залежи так называемой озерной бобовой железной руды. В озерах тропической зоны, где химическое выветривание более интенсивно, таким же путем могут возникать залежи алюминиевых руд, или бокситов, с бобовой текстурой.
Железо оседает не только в озерах, но и в болотах (болотная руда), а иногда под дерном заболоченных лугов (дерновая руда). Здесь его осаждению в форме лимонита способствует растительность, вокруг корешков и стеблей которой часто образуются, наряду с бобовинами, железистые корочки. В прошлом болотные руды были важнейшим источником добычи железа, так как лежат они неглубоко и их легко разрабатывать самым примитивным кустарным способом. Поэтому в богатом
болотами Полесье так много поселков, именуемых «Рудня», «Ру- дарня». Здесь в прошлом происходила добыча этой «дерновой» руды и ее плавка. Свидетельства об этом относятся еще ко временам Богдана Хмельницкого. В настоящее время эти руды не разрабатываются, так как используются залежи руд, более богатых по содержанию металла и по своим запасам.
Органогенные осадки. Эти осадки являются второй характерной группой озерных отложений. Среди них в свою очередь можно выделить два принципиально различных рода образований — минеральные и органические.
Органогенные минеральные отложения образуются в озерах в результате накопления на дне их твердых скелетных частей организмов. Сюда относятся образующиеся в некоторых озерах тепло-умеренного и тропического поясов озерные ракушечные известняки, состоящие из раковин некоторых пресноводных и солоноватоводных двустворок и брюхоногих моллюсков, например палюдин (живородок). Однако подобного рода отложения сравнительно редки, так как обычно количество моллюсков, населяющих дно озер, недостаточно для образования чистых ракушечных известняков.
Значительно шире распространены кремнистые озерные органогенные отложения — озерные трепела, или диатомиты, весьма характерные для многих пресных озер областей с влажным умеренным климатом. Они представляют собой скопления мельчайших кремневых скорлупок одноклеточных диатомовых водорослей, населяющих толщу озерных вод. Залежи озерных трепелов местами представляют собой полезные ископаемые.
Еще более широко распространены в пресных озерах чисто органические осадки — гнилостные илы (сапропел и, сапроколлы). Они образуются за счет отмирания мелких животных и растительных организмов, обитающих в озерных водах умеренного климата и после смерти падающих на дно. Здесь, в условиях почти полного отсутствия кислорода, их трупы разлагаются с образованием органического ила, богатого углеводородами. Это жирная коллоидная масса с резким запахом сероводорода. Значительная роль в преобразовании органических остатков в этих условиях принадлежит анаэробным бактериям, использующим для дыхания химически связанный кислород органического вещества. По мере накопления толщи озерных отложений полужидкий сапропель уплотняется и превращается в черно-коричневую плотную, но очень легкую породу с раковистым изломом — сапроколлу. Сапропели и сапроколлы в сухом виде легко горят, но запасы их невелики и в качестве минерального топлива они обычно не используются. Практическое применение эти отложения находят как сырье для получения путем сухой перегонки ихтиола и других органических соединений.
БОЛОТА
Большое значение как горючие полезные ископаемые имеют органические отложения, образующиеся в болотах. Болота по происхождению можно подразделить на внутриконтинен- т а л ь н ы е и приморские. В свою очередь внутриконтинен- тальные болота подразделяют на низинные болота грунтового питания и верховые болота атмосферного питания. Болота, имеющие признаки как верховых, так и низинных, выделяют в самостоятельный тип — промежуточные болота.
^7 МШ ^Жз ^^ц
Рис. 130. Схема зарастания озера донной растительностью (по В. Н. Сукачеву) ./ — осоковый торф; 2 — тростниковый и камышовый торф; 3 —- сапропелевый торф; 4 — сапропелит
Низинные болота чаще всего образуются на месте открытых озерных водоемов вследствие заполнения их осадками и зарастания донной растительностью (рис. 130). На дне обмелевшего озера поселяется богатая флора высших растений, зонально распределяющаяся в зависимости от глубины водного покрова. Непосредственно у берега произрастают осоки, глубже — рогозы. С глубины 2 м поднимаются над поверхностью воды тростники, далее вглубь следует зона камышей. В открытой части водоема селятся водоросли. В осеннюю пору растительность отмирает, ложится на дно водоема и входит в состав осадка, образуя торф, постепенно заполняющий озерный водоем и превращающий его в болото.
Впоследствии накопление торфа продолжается уже за счет осок, мхов, древесной и кустарниковой растительности, заселяющей болото и находящей для себя достаточно питательных минеральных веществ, поставляемых грунтовыми водами, высачи- Раюшимися из основания окружающих склонов. Наиболее типичен следующий разрез отложений, слагающих подобное низинное болото: в основании располагаются минеральные озерные слои
(пески, глины, диатомиты и др.), выше следуют сапропели и са- проколлы (гиттии), далее последовательно идут слои тростникового, камышевого, осокового и мохового или лесного торфа, состоящего в значительной части из древесных остатков.
Верховые болота располагаются на возвышенных местах и образуются путем заболачивания лугов и лесов на равнинных междуречьях и пологих склонах. Эти болота характерны для областей с умеренно-прохладным климатом, где количество вы-
Рис. 131. Мангровые заросли на о-ве Чанг. Сиам
падающих осадков больше, чем испарение. Они образуются в местах, где очень близко к поверхности залегают грунтовые воды, или верховодка, задерживающиеся на водоупорных прослоях. Питание таких болот происходит в основном за счет атмосферных осадков; насыщающая их вода крайне бедна минеральными веществами, что препятствует произрастанию на этих болотах большинства высших растений. Поэтому здесь селятся почти исключительно крайне нетребовательные мхи — зеленые (гипно- вые) и в особенности белые, или сфагновые.
Из года в год сфагновые мхи нарастают, образуя толщи мощностью 6 м и более. Толща мха особенно велика в центре болота, поэтому поверхность его приобретает выпуклую форму.
На поверхности верховых болот, кроме мхов, произрастают только очень немногочисленные древесные формы — карликовая болотная сосна, некоторые кустарники и полукустарники. Распространены верховые болота на севере лесной зоны и в области тундры Европы и Азии.
Приморские болота распространены на многих низменных морских побережьях с влажным климатом. Но наибольшее значение в накоплении органических отложений имеют приморские болога субтропиков и тропиков, особенно болота мангровых лесов (мангры) тропической зоны (рис. 131). Деревья мангров приспособились к укоренению прямо на дне мелководной прибрежной полосы моря, заливаемой водой во время прилива Специальные «дыхательные» корни, поднимающиеся над уровнем воды и доставляющие кислород к корневой системе, предохраняют ее от загнивания, а многочисленные придаточные корни, спускающиеся с ветвей в виде подпорок, делают эти деревья устойчивыми. Под их пологом развивается и другая растительность, отмершие остатки которой вместе со стволами, ветвями и корнями погибших деревьев дают начало органическим отложениям, часто имеющим очень большую мощность.
ОБРАЗОВАНИЕ ТОРФА И УГЛЯ
Органические остатки (главным образом остатки растений) в болотах постепенно превращаются в торф, из которого в дальнейшем образуется каменный уголь. Главным источником накопления торфа и угля служит растительная клетчатка, образующаяся за счет крахмала, синтезируемого зелеными растениями. Эти растения поглощают углекислоту из воздуха и разлагают ее на углерод и кислород при помощи хлорофилла под действием солнечных лучей. Кислород при этом выделяется растениями обратно в атмосферу, а углерод накапливается в их тканях, входя в состав крахмала. Этот процесс можно представить в виде уравнения:
6СО2 + 5Н2О = С6Н10О5 + 6О2.
Крахмал является тем соединением, из которого в дальнейшем в растительном организме создаются все более сложные органические вещества.
Реакции фотосинтеза протекают с поглощением огромного количества тепла. Таким образом, растения аккумулируют в себе солнечную энергию.
В условиях медленного окисления растительных остатков на поверхности земли при свободном доступе кислорода происходит тот же процесс разложения органического вещества с выделением тепловой энергии, что и при сжигании растительных остатков, только он растягивается на длительное время. Это замедленное горение называется тлением. Процессы тления и сгорания приводят к полному уничтожению органического вещества. В виде остатка — золы сохраняются только минеральные примеси.
Для превращения растительных остатков в торф и уголь необходимы особые условия, препятствующие их полному окисле-
нию. Такие условия и наблюдаются при быстром погребении отмерших растений под накапливающимися осадками или на дне стоячих водоемов (болот, непроточных озер). В этом случае доступ кислорода воздуха становится невозможным, в анаэробной (безвоздушной) среде разложение клетчатки происходит крайне медленно, в основном при активном участии микроорганизмов (бактерий и грибков). В верхних слоях, куда воздух еще- имеет доступ, хотя и ограниченный, происходит частичное преобразование растительного материала в перегной, или гумус.
В случае, когда перегнивающая растительная масса попадает в условия полного отсутствия кислорода, процесс ее изменения в основном сводится к обугливанию, т. е. к постепенному выделению свободного углерода, который вместе с гумусом окрашивает растительную массу в бурый цвет. Так возникает торф.
Образование торфа является первой стадией углеобразова- ния. В дальнейшем под воздействием давления отлагающихся поверх слоев торфа толщ горных пород и под влиянием повышенной температуры сначала образуется бурый уголь, а затем каменный, причем содержание свободного углерода все- увеличивается, а сложных органических веществ, в состав которых входят наряду с углеродом также кислород, водород, азот и другие элементы, становится все меньше и меньше. Крайней стадией этого процесса является образование антрацита — наиболее богатого углеродом каменного угля.
В геологическом прошлом образование торфов и каменных углей в болотах шло в крупных масштабах, начиная с того времени, когда появилась на Земле достаточно пышная и разнообразная наземная растительность. Большие залежи каменных и бурых углей встречаются среди толщ осадочных горных пород всех геологических систем, начиная с девонской. Особенно крупные их запасы известны в отложениях карбона, перми, юры и палеогена.
ГЛАВА 18
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ДЕЯТЕЛЬНОСТЬ МОРЯ
Море, занимающее около 71% земной поверхности, является могучим геологическим фактором, непрерывно работающим над изменением лика Земли. Как и остальные геологические факторы (ветер, лед, текучие воды) море производит разнообразную работу, заключающуюся в разрушении горных пород, переносе разрушенного материала, накоплении его и создании новых горных пород. Однако в противоположность суше, где главное значение имеют процессы денудации, в море процессы аккумуляции значительно преобладают над процессами разрушения и переноса. Это хорошо видно из противопоставления величины пло- 382
щади прибрежной полосы, где в основном осуществляется вся разрушительная работа моря, и колоссальным пространством океанического дна, являющегося ареной аккумуляции осадков.
Осадочные породы, слагающие самую верхнюю часть литосферы, на 90% представлены морскими отложениями. Отсюда понятно, как велика созидающая работа моря, и какое существеннейшее значение имеет она в развитии Земли.
РАЗРУШИТЕЛЬНАЯ РАБОТА МОРЯ
Разрушающая деятельность моря связана с движением воды, возникающим под воздействием ветра и приливно-отливных течений. Даже при слабом волнении у берегов плещутся волны
Рис. 132. Прибой на Черном море. Южный В. И. Славина)Рис. 132. Прибой на Черном море. Южный В. И. Славина)берег Крыма (фотоберег Крыма (фото
Рис. 132. Прибой на Черном море. Южный В. И. Славина)
Рис. 132. Прибой на Черном море. Южный В. И. Славина)
берег Крыма (фото
берег Крыма (фото
(рис. 132), непрерывно подтачивающие и разрушающие прибрежные скалы. Во время сильных штормов на берег обрушиваются колоссальные массы воды, образующие всплески высотой в несколько десятков метров. Сила удара таких масс воды способна причинить серьезные разрушения берегу и находящимся на нем сооружениям и постройкам.
Сила прибоя во время шторма выражается величинами порядка нескольких тонн на 1 м?. В Черном море зарегистрированы удары волн силой в 2,8 ml».2, на побережье Америки измерениями установлена сила прибоя во время шторма в 30 mlM1. Подобные волны разбивают самые крепкие и прочные породы
и передвигают на значительное расстояние обломки скал весом во многие десятки и сотни тонн, вызывая изменения в очертаниях берегов. Так, например, в сильную бурю на Черном море в 1931 г. волнами была разрушена излюбленная туристами и фотографами скала «Монах», возвышавшаяся около берега в Симеизе рядом с другой скалой — «Дивой». В том же году штормовыми волнами в Крыму (Симеиз и Кастрополь) были разрушены два каменных двухэтажных дома.
Рис. 133. Волноприбойная ниша
Не меньшее воздействие оказывают на берег повседневные заплесни волн, наблюдаемые у берега даже при слабом волнении. В результате почти непрерывного действия волн в основании склона берега возникает так называемая волноприбойная ниша (рис. 133), над которой образуется карниз из нависших над ней пород. При дальнейшем углублении ниши может произойти обвал пород карниза, потерявших устойчивость.
Иногда наблюдается откол от берега моря огромных массивов. Волнами подмывается высокий береговой уступ; от него откалываются пластины высотой в десятки метров и толщиной 10—15 м. Сначала эти пластины медленно сползают к морю, затем обрушиваются и распадаются на отдельные глыбы. Крупные глыбы и обломки пород остаются некоторое время у подножия склона, где набегающие волны полируют их, дробят и окатывают мелкие обломки до состояния гальки. Так у подно-
жия склона формируется площадка, сложенная галькой, а скалистый берег как бы сбривается морем и отодвигается в глубь суши. Эта работа моря получила название абразии1.
Скорость отодвигания берега в результате абразии может достигать значительной величины. На побережье Франции местами (п-ов Медок) скорость разрушения берега достигает максимальной величины — 15—35 м!год. На Черноморском побережье Кавказа в районе Сочи берег отступает под действием волн со ско-
Рис. 134. Скалы у о-ва КаприРис. 134. Скалы у о-ва Капри
Рис. 134. Скалы у о-ва Капри
Рис. 134. Скалы у о-ва Капри
ростью до 4 м/год. Волны размыли уже часть Приморского парка и угрожают некоторым зданиям на берегу. Подобное же явление наблюдается в районе Сухуми. Ярким примером сбривания суши морем является о-в Гельголанд в Северном море. Меньше чем за тысячу лет его площадь уменьшилась с 900 км2 до 1,5 км2.
Абрадирование берега может идти неравномерно — наряду с размытыми бухтами образуются мысы или отдельные скалы из более крепких пород (рис. 134, 135, 136).
В результате обработки берега прибоем волн образуется подмытый ими крутой береговой обрыв, или абразионный уступ. К его подножию примыкает выровненная, пологонаклонная площадка, или абразионная терраса, выступающая над водой, часть которой носит название пляжа (рис. 137).
Морфология подмытого прибоем берегового обрыва, или абразионного уступа, зависит от состава и структуры слагающих
3853851 От латинского слова «абрадо»—сбриваю.
385
385
25 Основы геологии
его пород. При большой неоднородности пород в абразионном уступе под воздействием волн могут выработаться дополнительные ниши и выступы, и уступ приобретает неровную ступенчатую поверхность.
Рис. 135. Абразионные останцы у берега Восточного Крыма
Большое влияние на ход абразии оказывает характер залегания пород. Наклонное залегание слоев или способствует усилению абразии, или ослабляет ее. Если слои падают в сторону моря, то волны, набегая по плоскостям напластования, теряют свою живую силу и их абрадируюший эффект оказывается незначительным. Наиболее интенсивно проявляется абразия у берегов с падением слоев в сторону суши. При сложных дислокациях и сильной трещиноватости пород, слагающих берег, создаются
Рис. 136. Останцы «кекуры» у Тихоокеанского побережья
Рис. 137. Крупногалечниковый пляж на берегу Черного моря. Восточный Крым (фото В. И. Славина)
благоприятные условия для выборочной абразии, приводящей к возникновению неровной изрезанной линии абразионного уступа с многочисленными небольшими бухточками, пещерами, подводными скалами и гротами (рис. 138).
Многие детали морфологии поверхности формирующейся абразионной террасы тоже зависят от строения слагающих ее пород. Набегая на поверхность абразионной террасы и скаты- даясь с нее, вода образует в углублениях водовороты, приводя-
Рис. 138. Голубой грот. Остров Капри, Средиземное море щие во вращательное движение гальку и высверливающие цилиндрические или конические углубления, получившие название эверзионных котлов.
Подобные образования правильно округлой формы в сечении можно наблюдать на восточном побережье Каспия, к югу от п-ова Мангышлак, у местечка Сауры (рис. 139). Их правильная форма обусловлена однородным строением слагающих абразионную террасу известняков-ракушечников, легко поддающихся сверлению. При таком же разрушении неоднородных по твердости пород возникают эверзионные образования с островерхими выступами и ячеистыми углублениями, напоминающие карровые поверхности (рис. 140).
Интенсивность абразии в значительной степени зависит от геологического строения и морфологии берегов. Наиболее интенсивно протекает абразия у крутых берегов, сложенных относительно мягкими породами. И наоборот, там, где берег очень от- 388
лог, набегающая волна постепенно гасит свою энергию, не производя почти никакой разрушительной работы даже там, где побережье сложено рыхлыми песками или глинами.
Масштабы абразии зависят и от силы прибоя: с увеличением размеров морского бассейна возрастает величина волн и сила прибоя.
Процесс абразии морских берегов совершается главным образом под воздействием волн. Движение воды при приливах и
Рис. 139. Эверзионный котел на пляже восточного берега Каспия (фото М. М. Жукова)
отливах оказывает меньшее разрушающее действие, но значительно расширяет зону действия прибоя и способствует переносу осадков. В местах, где приливно-отливные течения достигают значительной скорости, они уносят весь мелкообломочный материал, оставляя на поверхности абразионной террасы только крупную гальку, или обнажают коренные породы, подставляя их действию волн.
Однако абразия не может развиваться беспредельно, если уровень моря остается неизменным. Разрушение берега прибоем происходит только до некоторого предела, определяемого шириной выработанной прибоем абразионной террасы. При достаточной ширине террасы волны, набегая на нее, расходуют всю свою силу на преодоление трения и оказываются не в состоянии производить дальнейшую абразионную работу.
Там, где берега очень пологие и энергия набегающей волны гасится постепенно, не производя значительного размыва, абра-
389
зионный уступ не возникает, и внутренняя граница пляжа приобретает совсем Иной облик.
Действие волн по переносу осадков не ограничивается их перемещением с суши в глубь моря. Волны намывают на пляж обломочный материал, поднятый со дна. При опрокидывании волны на пологий берег часть воды ее всасывается в песчаные отложения пляжа, а остальная масса воды, уже потерявшая зна-
Рис. 140. «Карры» на поверхности прибрежных скал на южном берегу Средиземного моря, Александрия (фото В. И. Славина)
чительную часть живой силы, стекает обратно в море. Часть галек и песка при этом остается на месте, образуя береговой вал (рис. 141).
В строении вала участвуют не только галька и песок, но и различные предметы, приносимые к берегу волнами, как, например, обломки и целые стволы деревьев, обломки разбитых штор-1 мами судов, битая ракушка, водоросли, трупы и скелеты морских животных и др. Встречаются береговые валы значительной высоты — 1,2, а иногда 5 м и более. Нередко на берегу наблюдается несколько береговых валов, образовавшихся в результате намыва волнами разной силы. Положение наиболее удаленного от моря берегового вала соответствует максимальному заплёску волн на берег.
Ширина берегового вала зависит от направления набегающих волн. При перпендикулярном направлении волн по отношению к берегу намывание происходит наиболее интенсивно. Если волны идут параллельно более или менее прямолинейному бе-
регу, то значительная часть материала перемещается вдоль берега.
При сильно изрезанной береговой линии это приводит к тому, что с мысов, ограничивающих входы в заливы и бухты, галька и песок начинают выноситься в виде косы, постепенно перегораживающей вход в залив. Последняя затем превращается в сплошную пересыпь, отшнуровывающую бухту или залив
Рис. 141. Береговой вал на пляже Тихого океана (фото В. П. Зотова)
от открытого моря. 1ак возникают полуизолированные от моря лагуны и озера
Примером подобных образований могут служить лагуны южного побережья Балтийского моря, по-немецки называемые «гаффами», Арабатская стрелка, отделяющая Сиваш от Азовского моря, пересыпь, отделяющая залив Кара-Богаз-Гол от Каспийского моря, и др.
МОРСКИЕ ОСАДКИ, ИХ ПРОИСХОЖДЕНИЕ ИРАСПРЕДЕЛЕНИЕ НА ДНЕ МОРЯ
С удалением от береговой линии в море возрастает значение процессов отложения осадков. Эта сторона геологической деятельности моря наиболее важна, так как во все эпохи истории Земли море покрывало большую часть поверхности земного шара; поэтому среди осадочных горных пород наиболее распространены породы морского происхождения.
Материал, из которого слагаются морские отложения, образуется главным образом за счет сноса с суши. Он поступает в море в виде водных растворов или твердых частиц. Растворенный в воде материал переходит в осадок или химическим путем, выпадая из раствора, или через посредство живых организмов.
Отложение твердых частиц, поступающих с суши, подчиняется одинаковым закономерностям независимо от их происхождения.
По способу образования различают осадки: терригенные, образованные за счет сноса и переотложения обломочного материала, возникающего на суше при разрушении горных пород, или за счет вулканических выбросов; органогенные, происшедшие за счет скопления на дне моря остатков организмов или при участии жизнедеятельности последних; химические, осаждающиеся химическим путем из морской воды.
Физико-географическая обстановка осадконакопления зависит от географического положения бассейна, от глубины, удаленности от берега, рельефа дна, температуры воды, прозрачности, солености, т. е. определяется вертикальной и горизонтальной зональностью Мирового океана.
Соотношение осадков различного происхождения неодинаково для определенных зон моря.
Терригенные осадки приурочены главным образом к неритовой зоне, однако спускаются и в батиальную. Вблизи берегов они представлены крупнообломочными осадками: галечником, гравием, крупнозернистыми песками, которые по мере удаления от берега сменяются все более тонкозернистыми осадками. В батиальной зоне терригенные осадки представлены исключительно илами. Однако в неритовой зоне всегда в механических осадках в том или другом количестве присутствует примесь материала органического происхождения в виде минеральных скелетов отмерших организмов или органического вещества.
Органогенные о с адк и в чистом виде наиболее характерны для открытых частей моря, для участков дна, удаленных от берега.
В отдельных случаях они могут накапливаться на мелководье и даже непосредственно у берега. Такими прибрежными органогенными осадками являются известняки-ракушечники, коралловые известняки (рифы).
Химические осадки в виде самосадочных солей наиболее характерны для прибрежных участков моря, где они возникают в лагунах, но некоторые из них образуются и в открытых частях моря (фосфориты, глауконит) и даже в морских пучинах (пирит, марганцевые стяжения).
Таким образом, в разных зонах на дне может наблюдаться смешение осадков, различных по способу образования.
ПРИБРЕЖНЫЕ ОСАДКИ (ОСАДКИ ЛИТОРАЛЬНОЙ ОБЛАСТИ)
Осадки, образующиеся в литорали (прибрежной полосе, затопляемой при приливе и освобождаемой от воды при отливе), отличаются большим разнообразием. Состав и строение их сильно меняются в зависимости от морфологии берегов и характера слагающих их пород. У обрывистых скальных берегов, сложенных крепкими породами, накапливаются крупные глыбы, отчленяемые от берега в результате абразии. Поверхность этих глыб, сглаженная морским прибоем, часто бывает источена сверлящими моллюсками, укрывающимися от действия прибоя в каменных норках, или покрыта раковинами брюхоногих моллюсков—пателл и усоногих рачков — балянусов (морских желудей), которые прочно присасываются к скалам и не страшатся силы прибоя.
На абразионных террасах, образующихся у крутых берегов, накапливается галечник, состоящий из хорошо окатанной гальки. Форма гальки зависит от текстуры пород, из которых она образуется. Породы массивной текстуры окатываются в виде яйцевидной или шаровидной гальки, слоистые породы при окатывании дают плоскую гальку.
При размыве берегов, сложенных рыхлыми породами, на пляже накапливается песок или гравий. На участках побережья Черного моря около Одессы пляж покрыт тонко измельченной битой ракушкой, образующейся в результате разрушения слагающих берег известняков-ракушечников. У отлогих берегов происходит накопление тонкозернистого песчаного или илистого материала. Поверхность песчаных пляжей часто бывает покрыта знаками ряби, или волноприбойными знаками (ripple marks), представляющими собой удлиненные изогнутые валикообразные возвышения с симметричными склонами и острым гребнем.
В илистых осадках хорошо запечатлеваются следы, оставляемые различными животными, проходящими по ним во время отлива, а при приливе они покрываются новым слоем осадка и таким образом захороняются. Благодаря этому на плоскостях напластований глинистых пород иногда можно обнаружить следы ископаемых животных, а также следы ползания моллюсков, червей и других беспозвоночных.
Кроме терригенных осадков, играющих основную роль при образовании отложений в литорали, здесь могут накапливаться также органогенные и химические осадки. На заболоченных морских побережьях создаются благоприятные условия для образования торфа. Особенно велико значение юрфообразова- ния в субтропических областях, где морские побережья на значительном протяжении представляют собой своеобразные болота с зарослями мангровой растительности. Во время прилива эти прибрежные болота заливаются водой, и над поверхностью воды
’возвышаются только зеленые кроны и воздушные корни ’мангров.
Образующиеся осадки богаты органическим веществом и при ■определенных условиях могут превратиться в угли. Характерными признаками угольных залежей, образовавшихся в условиях прибрежно-морских болот, является их большая протя- женность и выдержанная мощность. Угольные бассейны такого типа называют паралическими. Примером подобного бассейна является Донбасс.
Иногда в литоральной зоне происходит накопление органогенных известковых осадков — скоплений битой ракуши, намываемой в виде берегового вала или же в виде осадков, образующихся на дне за счет отмирания сообществ различных организмов с известковым скелетом (моллюсков, мшанок, кораллов, известковых водорослей).
Химические осадки образуются в литорали сравнительно редко. Они встречаются в прибрежной полосе морей в области жаркого и сухого климата, в воде которых содержится значительное количество извести. При выпадении ее из воды происходит образование известкового осадка, характеризующегося оолитовым строением. Известковые оолиты образуются за счет ■отложения извести вокруг мелких песчинок, находящихся в воде во взвешенном состоянии и служащих центрами кристаллизации. Подобные оолитовые известковые осадки образуются в настоящее время вблизи берега Красного моря, у побережья Флориды, в юго-восточной части Каспия, у берега Аральского моря и в других местах. Известны они й в ископаемом состоянии в виде оолитовых известняков.
Наиболее благоприятными условиями для выпадения химических осадков являются заливы и лагуны, почти или полностью утратившие сообщение с открытым морем. Осадки этих лагун и процессы их образования рассмотрены в предыдущей главе, посвященной описанию геологической деятельности озер, с которыми они имеют много общего.
ОСАДКИ ШЕЛЬФА (МАТЕРИКОВОЙ ОТМЕЛИ)
Еще большим разнообразием отличаются осадки, образующиеся в области шельфа, т. е. в области материковой отмели, продолжающейся до глубины 200 м. Среди них известны осадки терригенные, органогенные и химические. На характер осадконакопления в этой области в основном оказывает влияние гидродинамический режим бассейна и рельеф дна, а также количественный и качественный состав донной фауны.
Терригенные осадки в области шельфа представлены песками или илами. Грубообломочный материал в составе шельфовых •отложений встречается крайне редко и нетипичен для этой
области. Распределение осадков на дне обычно подчиняется основной закономерности — уменьшению крупности зерна по мере удаления от берега, но часто бывает гораздо более сложным в зависимости от рельефа дна и наличия донных течений. Переход от песков к илам совершается постепенно и осуществляется на различных глубинах. Так, в Черном море граница между областями отложения песков и илов проходит на глубине от 25 до 50 м, а в океанах спускается до 100—150 м.
В прибрежной части шельфа на поверхности осадка также могут образовываться знаки ряби, так как при сильных волнениях волны проникают на глубину до 100 м и более. Поверхность осадка часто бывает испещрена ходами червей — илоедов. Сохраняются на ней следы ползания моллюсков, морских ежей, плеченогих. Все эти признаки, если их удается обнаружить в ископаемом состоянии на поверхности напластования пород, служат надежным указанием на мелководные условия их образования.
Органогенные осадки образуются в основном благодаря отмиранию различных донных организмов, обладающих наружным скелетом из извести, кремнезема и в меньшей степени фосфорнокислого кальция. Наиболее распространены ракушечники, образующиеся за счет устричных банок и скоплений других моллюсков, и «коралловые» рифы, в строении которых, помимо кораллов, большое участие принимают многие другие прикрепленные морские беспозвоночные с известковым скелетом — мшанки, черви-трубкожилы (серпулы), известковые водоросли, некоторые простейшие (фораминиферы) и др.
Среди морских животных кораллы являются одними из наиболее «капризных», так как требуют определенных условий существования— высокой температуры воды (не ниже 20°), нормальной солености, чистоты воды и небольшой глубины. Поэтому в настоящее время коралловые рифы распространены исключительно в приэкваториальной полосе в области Тихого и Индийского океанов.
Современные коралловые рифы по своей морфологии разделяются на береговые, барьерные и атоллы.
Береговые рифы протягиваются вдоль берега, образуя как бы его подводное продолжение.
Барьерные рифы располагаются на некотором удалении от берега, отделяясь от него лагуной, достигающей иногда ширины в несколько десятков километров. Пользующийся широкой известностью Большой барьерный риф протягивается вдоль восточного берега Австралии более чем на 2000 км — от широты Южного тропика до самой северной точки Австралии — мыса Иорк. В некоторых местах он отступает от берега материка на 50—100 км. Барьерные рифы окружают многочисленные острова в архипелагах Микронезии, Меланезии и Полинезии.
Атоллы, представляющие собой кольцевые рифы, внутри которых располагается неглубокая лагуна, не менее многочисленны. Образование всех рифов связано с ростом колоний кораллов, который может происходить на глубинах, не превышающих 45—50 м и только до уровня отлива. Естественно, поэтому, что все рифы, возвышающиеся над уровнем отлива, являются постройками уже отмерших кораллов. Появление их над уровнем моря связано с местными поднятиями дна.
Большая мощность некоторых рифов, превышающая, по данным бурения, на рифе Бикини 700 м, а по геофизическим данным достигающая 2000—3000 м, свидетельствует о том, что рост рифа совершался при погружении морского дна. Погружениями объясняются также различия в морфологии современных коралловых рифов, т. е. образование из береговых рифов барьерных и атоллов.
Происходящее погружение компенсируется в полосе рифовых построек ростом кораллов, который особенно интенсивно происходит в наружной стороне рифа, где условия для питания и дыхания коралловых полипов наиболее благоприятны. Таким путем барьерные рифы образуются в начальной стадии погружения острова или побережья материка, а атоллы представляют собой кольцевые барьерные рифы, сохранившиеся вокруг полностью опустившегося острова, на месте которого возникла лагуна.
Процесс рифообразования, приводящий к созданию мощных толщ органогенных морских осадков, начался еще в отдаленном прошлом Земли, в протерозое (со времени появления в морях рифостроящих организмов) и продолжается в течение всей дальнейшей ее истории. Об этом свидетельствует присутствие среди отложений различного возраста рифовых известняков, называемых по слагающим их организмам — водорослевыми, ар- хеоциатовыми, строматопоровыми, коралловыми, мшанковыми и т. д.
Несмотря на то, что по общей своей массе органогенные породы шельфа составляют ничтожную часть (менее 5%) среди остальных осадочных пород, значение их для геолога очень велико. Подавляющая часть ископаемых, изучение которых позволило восстановить эволюцию органического мира на Земле, получена палеонтологами из этих пород. Тщательное изучение их помогает раскрывать также особенности среды накопления осадков в ранее существовавших морях и океанах.
Химические осадки в области шельфа также имеют большое значение, так как за счет них возникают такие важные полез-
ные ископаемые, как железные, марганцевые, алюминиевые руды и фосфориты. Источником образования в морских водоемах железа, марганца и алюминия служат сносимые реками и подземными водами различные химические соединения, освобождаемые при химическом выветривании горных пород.
Большая часть этих соединений (окиси железа, марганца и алюминия) переносятся речной водой в виде коллоидных растворов, в меньшей степени механически или в виде истинных растворов. Наблюдениями над режимом р. Волги установлено, что в состоянии истинного раствора в 1 л воды за год переносится 11 мг железа, а во взвешенном и коллоидном состоянии — 2,5 кг.
При встрече речных вод с морской водой, играющей роль электролита, происходит коагуляция коллоидных растворов и выпадение в осадок железистых и марганцевых минералов. Выпадение железа в осадок, дающее начало образованию бурых железняков, приурочено к прибрежной части моря, так как коагуляция золей окиси железа происходит уже непосредственно у берега. Марганцевые минералы (преимущественные окислы марганца —пиролюзит, манганит) выпадают в осадок несколько дальше от берега, так как для коагуляции коллоидных растворов марганца требуется более щелочная среда (pH = 8,5—8).
Аналогичным образом возникают, по-видимому, в прибрежной полосе бокситы, образующиеся в результате переотложения продуктов латеритного выветривания, богатых глиноземом.
В отличие от прибрежных химических осадков, материал для образования которых поступает с суши, образование фосфоритов происходит в более глубоких частях шельфа, так как источником Р2О5 в морской воде служат быстро разлагающиеся трупы животных. Наиболее богата фосфором морская вода на глубинах 500 м и более, так как в поверхностных слоях воды Р2О5 интенсивно поглощается организмами. Однако большое количество СО2 удерживает в глубоких зонах Р2О5 в растворе, и выпадение его здесь в осадок не происходит.
Образование фосфоритов приурочено к зоне шельфа с глубинами от 50 до 150 м, где содержание в воде СО2 заметно уменьшается в результате поглощения ее растениями и диффузии в поверхностные воды. Необходимым условием для образования фосфоритов является при этом наличие восходящих течений, выносящих с глубин Р2О5. В некоторых случаях фосфориты накапливаются и чисто органогенным путем, представляя собой скопления раковин, состоящих частично из фосфата кальция (такими раковинами обладают некоторые плеченогие), или осадки, обогащенные Р2О5 за счет копролитов морских животных, костей позвоночных и т. п.
ОСАДКИ МАТЕРИКОВОГО СКЛОНА (БАТИАЛЬНОЙ ОБЛАСТИ)
В отличие от осадков мелководной области (шельфа и литорали) осадки батиальной области, распространяющиеся др глубины 3000 лг, характеризуются большой однородностью. Среди них резко преобладают тонкозернистые терригенные осадки — илы, имеющие в зависимости от своего состава и среды различные цвета и выделяющиеся поэтому под названием синего, красного и зеленого ила. Подчиненное значение имеют здесь органогенные осадки, возникающие главным образом за счет накопления раковин планктонных организмов, миллиарды которых заселяют поверхностные зоны воды, а также илы, образующиеся из вулканического материала.
Синий ил состоит из тончайших иловатых и глинистых частиц с небольшой примесью кальцита в виде раковин микроскопических планктонных организмов и мельчайших выделений сернистого железа. Он обладает запахом сероводорода. Цвет ила (голубоватый или темно-серый) обусловлен образованием осадка в восстановительной среде — при недостатке кислорода и большом количестве органического вещества. Верхняя часть осадка иногда имеет буроватый цвет вследствие окисления находящегося в нем железа. Синие илы широко распространены в области континентального склона, выстилая его дно до самого подножия и заходя также в область океанического ложа до глубин 5000 лс
Красный ил значительно менее распространен. По своему составу он очень близок к синему, но окрашен окислами железа в красный, бурый или желтый цвет. Он встречается у берегов Бразилии, Китая и у некоторых других побережий, откуда реки сносят огромное количество красноцветных продуктов латеритного выветривания. Таким образом, красный ил представляет собой местную разновидность синего, образующуюся в результате переотложения продуктов выветривания горных пород на суше, происходящего в условиях жаркого влажного климата.
Зеленый ил представляет собой относительно более грубозернистый песчано-глинистый осадок, зеленый цвет которого обусловлен присутствием большого количества зерен минерала глауконита; иногда в нем встречаются желваки фосфорита. Зеленый ил распространен главным образом в верхней части континентального склона, иногда заходит в область шельфа (до глубины 80 л), в редких случаях наблюдался на значительно больших глубинах — до 4000 м.
Вулканический ил, отличающийся остроугольной формой зерен и присутствием обломков вулканического стекла, темных силикатов, полевых шпатов и др., образуется вблизи вулканических островов и подводных вулканов и потому имеет ограниченное распространение на дне океанов. Он встречается в Атлантическом океане вблизи Исландии, у западного побе-
режья Тихого океана (берега Камчатки, Японии, Индонезии).. Глубина отложения вулканического ила может быть различна^ и зависит от рельефа дна.
Из органогенных илов в области батиали распространены: коралловые и фораминиферовые илы. .
Коралловый ил встречается в экваториальной полосе- Тихого и Индийского океанов вблизи коралловых островов, за- счет разрушения которых он образуется. Волны, омывая коралловые рифы, разрушают их и раздробляют обломки до мельчайших размеров. Вода вокруг коралловых рифов после сильных штормов бывает настолько мутной, что получила название кораллового молока. Осаждение этого тонко раздробленного материала приводит к образованию тонкозернистого известкового осадка — кораллового ила.
Фораминиферовый ил по внешнему виду представляет собой мелоподобный довольно рыхлый осадок белого или- желтого цвета. В нем наряду с тонкозернистым обломочным материалом содержится большое количество известковых раковинок микроскопических планктонных фораминифер. Это животные из типа простейших, обладающие, несмотря на простоту организации своего тела, состоящего из одной клетки, довольна сложно построенной раковиной.
Большинство фораминифер являются донными животными, передвигающимися по дну при помощи тончайших выростов протоплазмы, называемых ложноножками. Среди них обильны и планктонные формы, парящие в воде, независимо от глубины бассейна. Раковинки этих организмов в большом количестве попадают в осадки любой зоны моря. Однако в мелководных отложениях удельный вес фораминифер, как компонентов осадка, очень невелик по сравнению с массой выпадающего здесь терригенного материала. С удалением от берега значение планктонных форм в составе осадков все время возрастает, так как уменьшается количество терригенных частиц. На огромных пространствах океанического ложа вдали от берегов планктонным организмам принадлежит уже основная роль в формировании осадков.
ОСАДКИ ОКЕАНИЧЕСКОГО ЛОЖА (АБИССАЛЬНОЙ ОБЛАСТИ)
Среди органических илов, образующихся на дне океанов на- глубинах свыше 3000 м, различают известковые (глобигерино- вые и птероподовые) и кремнистые (радиоляриевые и диатомовые) .
Кроме органических илов, в глубинах океана большим распространением пользуется так называемая красная океаническая глина.
Глобигериновый ил представляет собой разновидность фораминиферового ила и сложен почти нацело микроскопиче-
скими раковинками фораминифер — глобигерин и мельчайшими известковыми пластинками, так называемыми кокколитами, на которые распадается наружная оболочка (панцирь) одноклеточных планктонных водорослей — кокколитофорид. Примесь терригенного материала в глобигериновом иле обычно крайне невелика, но иногда может быть и значительной, поскольку состав органических илов сильно зависит от физико-географических условий и гидродинамического режима бассейна. Низшим пределом распространения глобигеринового ила принимают изобату в 4000 м. Ниже этого уровня глобигериновый ил не осаждается, так как тонкие раковинки глобигерин растворяются на больших глубинах, где слои морской воды недонасыщены СаСОз.
Птероподовый ил отличается от глобигеринового присутствием большого количества раковинок крылоногих моллюсков — птеропод, имеющих форму фунтика; наряду с ними в иле содержатся также раковины глобигерин и других планктонных фораминифер. Птероподовые илы распространены значительно меньше, чем глобигериновые, и обычно находятся ближе к берегу.
Общая площадь распространения известковых илов составляет около 128 млн. к.и2, или около 45% всей площади ложа Мирового океана.
Диатомовый ил представляет собой осадок, состоящий преимущественно из кремневых панцирей микроскопических водорослей •— диатомей или диатомовых, присутствуют в нем также кремневые раковинки других планктонных организмов (радиолярий), глинистые частицы и незначительная примесь карбонатов. По внешнему виду диатомовый ил представляет собой рыхлый желтый, белый или сероватый осадок. Распространен он на глубинах от 1000 до 4800 ж; в отличие от известковых диатомовые илы встречаются главным образом в высоких широтах, вокруг Антарктики и на севере Тихого океана, что объясняется преобладающим развитием флоры диатомовых в холодных водах, откуда они извлекают кремнезем для построения своих панцирей. Общая площадь распространения диатомовых илов составляет 23,5 млн. км2, или около 8% общей площади океанического дна.
Радиоляриевый ил занимает наиболее глубоко опущенные участки океанического дна, располагающиеся на глубинах 4000—8000 м, покрывая примерно 1,7% общей площади ложа Мирового океана. В его составе преобладают кремнистые раковинки микроскопических одноклеточных планктонных животных— радиолярий; кроме того, присутствуют диатомеи и глинистое вещество. При преобладании глинистых частиц радиоляриевый ил переходит в красную океаническую глину — своеобразный глубоководный осадок терригенного характера. Красный цвет глины указывает на ее образование 400
в окислительной среде, существование которой па таких больших глубинах, возможно, объясняется бедностью здесь органического мира.
Накопление красной глины происходит за счет эоловой, вулканической и космической пыли, а также за счет терригенного материала, приносимого айсбергами. Сравнительно часто в ней находят труднорастворимые остатки скелетных частей позвоночных животных, главным образом зубы акул и слуховые косточки китов. Местами в пробах красной глины, поднимаемых со дна, находили до 100 зубов и 40 слуховых косточек, а в одной из проб было обнаружено даже около полутора тысяч этих остатков.
На примере описанных выше типов морских осадков видно, как велика и разнообразна созидающая работа моря, приводящая в конечном итоге к созданию многокилометровых толщ осадочных пород, образующих верхнюю часть земной коры. Темпы накопления осадков на дне моря очень различны и зависят в первую очередь от близости к области накопления источников сноса, откуда поступает главная масса вещества, образующего терригенные осадки, от морфологии берегов, а также от климатических и физико-химических условий, определяющих развитие органической жизни в морской воде и на дне моря.
На огромных пространствах океанического дна накопление -осадков идет крайне медленно. В пробах красной океанической глины на глубине 40 см от ее поверхности были обнаружены зубы рыб, вымерших много миллионов лет назад, что позволило определить скорость накопления этого осадка в 0,5—1 мм за столетие.
В области шельфа накопление осадков происходит в несколько раз быстрее. Считают, что скорость накопления осадков составляет в краевых и внутренних морях в среднем около 6 мм за столетие.
В отдельных случаях эта скорость может быть и сравнительно большей. Скорость роста кораллов, образующих рифы, в среднем оценивается около 30 см за столетие, а по некоторым наблюдениям может достигать даже 2,5 см в год. Но даже и при минимальной скорости накопления осадка, установленной для области океанического ложа в 0,5 мм за столетие, за 100 млн. лет произойдет отложение толщи осадков мощностью 0,5 км.
История же Земли, как известно, насчитывает не сотни миллионов, а миллиарды лет, так что в масштабе геологического времени скорость накопления осадков в море становится вполне ощутимой величиной, а созидающая работа моря приобретает среди других экзогенных процессов первенствующее значение в изменении лика Земли.
26 Основы геологии 401
ПРОЦЕССЫ ДЕНУДАЦИИ НА ДНЕ МОРЕЙ И ОКЕАНОВ
До недавнего времени считали, что на морском дне вдали от побережий денудация отсутствует или проявляется лишь крайне редко (в исключительных условиях). В настоящее время, особенно после резкого увеличения океанографических исследований, связанных с проведением Международного геофизического года 1957—1958 гг., эти представления пришлось существенно пересмотреть. Оказалось, чтб на многих участках шельфа и в пределах континентального склона процессы денудации достигают иногда заметной интенсивности и охватывают значительные площади. Среди них можно различить три основные категории: деятельность волн и течений, подводное оползание и работу так называемых турбидных, или мутностных, потоков.
Волны, возникающие под действием ветра на поверхности моря, взмучивают толщу воды на довольно значительную глубину, что сказывается на условиях накопления морских осадков вплоть до глубин порядка двух длин волны. Однако собственно денудационную работу волнение производит лишь на мелководье близ побережья.
Морские течения также наиболее интенсивны в верхней части толщи воды, до глубин порядка 200 м. Скорости их обычно значительно уступают скоростям течения равнинных рек, поэтому они способствуют в основном переносу взвешенных в воде частиц и растворенных веществ, но не мешают накоплению осадков. Размыв дна под действием течений наблюдается только' в особо благоприятных условиях и распространен нешироко. В качестве примера можно привести пролив, отделяющий п-ов Флорида от о-ва Куба. Через него мощное теплое течение Гольфстрим выходит из Мексиканского залива в Атлантический океан. Сравнительно небольшая ширина и глубина пролива приводят к тому, что огромные массы вод Гольфстрима, протискиваясь через пролив, приобретают большие скорости и размывают дно, мешая накоплению какого-либо осадка.
Гораздо шире распространено подводное оползание, захватывающее свежие илистые осадки на участках дна, имеющих даже очень незначительные уклоны (до 2—5°). Насыщенный водой полужидкий глинистый или тонкий карбонатный ил плохо держится на таких уклонах и сплывает с них. На более крутых подводных склонах происходят оползания и уже частично уплотнившихся морских отложений. Это уже настоящие оползни, приводящие к нарушению слоев морских отложений, появлению в них мелкой, часто очень причудливой складчатости и др.
Все указанные процессы денудации значительно менее интенсивны, чем те, которые протекают на поверхности суши. Исключение составляют лишь турбидные потоки, возни-
кающие в области материкового склона и на относительно крутых уклонах дна, покрытых тонкозернистыми илами. Последние даже после некоторого уплотнения и потери видимой текучести долго еще сохраняют в своем составе громадное количество воды, как-бы обволакивающей в виде пленок мелкие частицы.
Эта рыхло связанная с частицами ила вода хотя и не может считаться химически связанной, но в обычных условиях не проявляет уже свойств жидкости, и осадок кажется затвердевшим. Однако достаточно механического воздействия — удара, встряхивания, сильного трения, — чтобы вода отделилась от твердых частиц, перешла в жидкое состояние, а тем самым разжижился и сам ил. Подобное свойство разжижения под механическим воздействием получило название тиксотропии. Молодые тонкозернистые морские илы все являются тиксотропными. Но так как они отлагаются на значительных глубинах, где вода спокойна, тиксотропность их обычно не проявляется.
Во время очень сильных штормов, когда длина волны в открытом океане достигает 300 .и и даже более, волновое движение воды проникает в глубину более чем на 600 м, т. е. в зону отложения тонкозернистых тиксотропных илов. Особенно глубоко вода взмучивается цунами — гигантскими волнами, возникающими при подводных землетрясениях. Их действие отражается на всей толще океанической воды.
Если подобные глубинные волны встречают на пути своего движения подводный склон, они производят эффект гидравлического удара, мгновенно разжижающего тиксотропные илы и превращающего их в вязкую жидкость, подобную глинистому раствору, применяемому для промывки буровых скважин при бурении. Эта жидкость стекает вниз по склону, не смешиваясь благодаря своему большому удельному весу с вышележащей водой. Возникают мутностные, или турбидные, подводные потоки, иногда развивающие большие скорости и поэтому эродирующие свое ложе и способные переносить даже крупные обломки.
При отложении морских илов на наклонной поверхности под влиянием силы тяжести происходит передвижение их по дну моря — подводные оплывины и оползни. Они были описаны А. Д. Архангельским (1930), исследовавшим дно Черного моря. В качестве примера можно указать на возникновение громадного потока v северо-восточного побережья п-ова Лабрадор и о-ва Ньюфаундленд, описанное в американской литературе. Смещение материала, вызванное землетрясением 1929 г., возникло здесь в области континентального уступа, у края шельфа. Разжиженная масса перемещалась турбидным течением, скорость которого в самых крутых местах склона дна достигала 100 км]час. Движение массы осадка продолжалось и по плоскому дну глубокого моря на протяжении свыше 800 км от континентального уступа. По вычислениям Ф. Кунена, масса тур- 26*403
бидного потока увеличивалась в процессе движения за счет эродированных им илов и на расстоянии 122 км от начала движения достигала 1328 тыс. ж3.
С деятельностью подобных турбидных потоков ряд исследователей связывает образование глубоких узких борозд, или подводных каньонов, расчленяющих во многих местах материковый склон. Однако по своей морфологии они напоминают больше эрозионные речные долины горных стран.
Если даже происхождение подводных каньонов окажется иным, то воздействие турбидных потоков на распределение морских осадков несомненно велико.
За счет подобного способа перемещения илов с более высоких уровней дна океана на более низкие можно объяснить появление терригенных и других видов прибрежных осадков на больших глубинах. Так, в северо-западной части Атлантического океана на глубине 5000 м была обнаружена толща, образованная переслаиванием глин и песков с прибрежной микрофауной, а во впадине Пуэрто-Рико на глубине 8000 м — переслаивание глин и известкового ила с остатками мелководных организмов.
ДИАГЕНЕЗ МОРСКИХ ОСАДКОВ
Переход осадков в горные породы — длительный и сложный процесс, который носит назвзние диагенеза, что в переводе с греческого означает «перерождение». Процесс изменения осадка и превращения его в горную породу начинается еще в морском бассейне и длится многие десятки и даже сотни тысяч лет.
В процессе диагенеза первоначальный осадок подвергается различным химическим изменениям, зависящим от условий среды и уплотнения. В окислительной среде происходит окисление находящихся в осадке закисных соединений, что особенно заметно отражается на изменении железистых минералов. В восстановительной среде, наоборот, окисные соединения переводятся в закисные. Значительную роль в этих процессах играют различные бактерии. Некоторые из них разлагают органическое вещество, вызывая появление углекислоты и сероводорода, и тем способствуют изменению химизма среды; другие непосредственно участвуют в окислительных или восстановительных процессах.
Большое значение в процессах химического преобразования осадков имеют процессы растворения малоустойчивых минералов, например карбонатов. В глубоких придонных водах, насыщенных углекислотой, происходит растворение СаСОз, с чем связано отсутствие известковых илов на больших глубинах (глубже 4000 ж).
Уплотнение осадка происходит в результате перекристаллизации, цементации и обезвоживания.
Перекристаллизации подвергаются главным образом однородные мелкозернистые осадки, состоящие из легкорастворимых минералов. Яркий пример перекристаллизации представляет диагенез рифовых образований, первоначально состоящих из известковых скелетов кораллов, мшанок, водорослей и др. Под действием углекислоты, освобождающейся при разложении органического вещества, СаСОз скелетов частично растворяется и после выделения углекислоты выпадает заново уже в кристаллической форме.
Цементация связана с выпадением в осадок различных химических соединений, связывающих (цементирующих) между собой отдельные зерна осадка. Такими цементирующими веществами чаще всего являются: кремнезем в различных модификациях (кварц, опал, халцедон), окислы железа, карбонаты, фосфаты и др. Выпадение цементирующего вещества может происходить одновременно, или, как говорят, сингенетически, с образованием самого осадка, или же в последующие стадии его преобразования — эпигенетическим путем. Цементирующее вещество заполняет поры и пустоты, скрепляя частицы породы. Происходит также заполнение трещин.
В результате неравномерной цементации в осадке возникают более плотные участки. Иногда вследствие крайней неравномерности выпадения цементирующего вещества в осадке происходит образование конкреций, т. е. стяжений минеральных новообразований, отличных по своему составу от самого осадка. Форма и размеры подобных конкреций очень разнообразны, что зависит от текстуры осадка и физико-химических условий среды.
Нередко конкреции образуются в результате повторного выпадения вещества вокруг каких-нибудь скелетных остатков, играющих роль центров стяжения и своей формой определяющих форму конкреции. Сингенетические конкреции, образующиеся одновременно с самим осадком в тех же физико-химических условиях среды, имеют состав, близко отвечающий составу цемента. Наиболее часто встречаются кремневые, железистые, карбонатные, фосфатные конкреции. Последние часто служат объектом промышленного использования, образуя выдержанные прослои так называемых желваковых фосфоритов.
Обезвоживание осадка происходит в результате выжимания воды из нижних пластов в верхние, обусловливаемое давлением вышенакопляющихся толщ осадка. При этом происходит также процесс дегидратации минералов, богатых водой, и их перекристаллизация. •
В конечном итоге все процессы, совершающиеся во время диагенеза осадка (растворение, химические преобразования,
перекристаллизация, цементация, дегидратация), приводят к потере осадками рыхлости и пластичности и превращению его в горную породу.
ПОНЯТИЕ О ФАЦИИ
Среда накопления накладывает определенный отпечаток на формирующиеся в ней осадки. Около крутых обрывистых берегов в условиях сильной подвижности воды откладываются почти исключительно грубозернистые осадки; тонкозернистые илистые осадки формируются в спокойных водоемах, где движение воды почти не ощутимо; оолитовые известковые осадки возникают только в жарком климате, где вода бедна СО2 и поэтому карбонаты легко выпадают в осадок.
От условий среды зависит характер ее органического населения. Водоросли, например, могут существовать только на небольших глубинах, куда доходит солнечный свет, необходимый для развития растительных организмов; кораллы требуют строго определенных климатических и гидрологических условий: высокой температуры, нормальной солености, скалистого грунта, небольшой глубины, отсутствия в воде мути.
В морфологии большинства морских животных можно уловить признаки приспособления их к тем или другим условиям существования. Моллюски, живущие в полосе прибоя, имеют прочные толстостворчатые раковины или обладают способностью просверливать себе норки в твердых каменистых породах. Наоборот, моллюски, приспособленные к жизни на илистом дне, часто закапываются в осадок, в связи с чем у них сильно развивается мускулатура, позволяющая им выставлять из норки так называемые сифоны, — трубки, образованные сросшимися краями оболочки (мантии), выстилающей изнутри раковину животного и служащие для ввода и вывода воды из тела моллюска.
Горные породы, образовавшиеся из осадков, сохраняют большинство особенностей, позволяющих выяснить условия их образования. Эти особенности (структура, текстура, минералогический состав, остатки организмов) определяют «облик» пласта породы, или, как говорят, его фацию.
Термин «фация» был введен в науку в 1938 г. швейцарским геологом Грессли и с тех пор стал очень популярен в геологии. Несмотря на широкое употребление этого термина, в настоящее время единой формулировки его содержания нет и в понятие «фация» вкладывают иногда географический, иногда петрографический смысл.
Иногда под фацией понимают «участок поверхности с одинаковыми физико-географическими условиями и одинаковой фауной и флорой», «единицу ландшафта» (фация прибрежных скал,
фация лагун, фация болот и т. п.), или же говорят о фации, как о породе, характеризующейся определенным комплексом палеонтологических и петрографических особенностей, указывающих на среду отложения осадка (фация коралловых известняков, фация глубоководных глин и др.). Многозначность понимания термина «фация» не мешает его широкому употреблению как в геологии, так и в смежных науках.
Однако необходимо помнить, что основным свойством фации является ее однородность, обусловливаемая вполне определенными для данного момента условиями осадконакопления. Поэтому нельзя говорить о «фации переслаивания», так как в толще переслаивающихся пород различного петрографического состава (например, переслаивающихся глин, песчаников и известняков) можно выделить много фаций, каждой из которых будет соответствовать та или иная порода, образовавшаяся в определенных условиях среды.
Изучение фаций, или, как его называют, фациальный анализ отложений, играет чрезвычайно важную роль в геологии, особенно в геологии исторической, позволяя восстанавливать условия накопления осадков в прошлом, а следовательно, воссоздавать палеогеографию Земли в различные эпохи. Помимо большого теоретического значения, это имеет очень важное практическое применение для прогнозирования мест возможного сосредоточения тех или иных полезных ископаемых и правильного направления их поисков и разведки.
Раздел VI
ЭНДОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ
Эндогенными (внутренними) процессами называются такие геологические процессы, происхождение которых связано с глубокими недрами Земли. Вещество земного шара развивается во всех своих частях, в том числе и в глубинных. В недрах Земли под внешними ее оболочками происходят сложные физико-механические и физико-химические преобразования вещества, в результате которых возникают мощные силы, воздействующие на земную кору и коренным образом преобразующие последнюю. Вот эти-то преобразующие процессы и называются эндогенными процессами.
Наиболее отчетливо эндогенные процессы выражаются в явлениях вулканизма, под которыми понимаются процессы, связанные с перемещением магмы как в верхние слои земной коры, так и на ее поверхность.
Явления вулканизма знакомят человека с материей, располагающейся в глубинах земного шара, с ее физическим состоянием и химическим составом. Проявления поверхностного вулканизма происходят не повсеместно, а приурочены к определенным участкам земной коры, положение и площадь которых изменялись в ходе геологической истории.
Магма, внедряясь в земную кору, очень часто не достигает поверхности, а застывает где-то на глубине, образуя при этом глубинные, интрузивные горные породы (гранит, габбро и др.). Явления внедрения магмы в земную кору получили название глубинного вулканизма, или плутонизма.
Вторым видом эндогенных процессов являются землетрясения, проявляющиеся в определенных участках земной поверхности в виде кратковременных толчков или сотрясений. Явления землетрясений, так же как и вулканизм, всегда поражали воображение человека. В тех случаях, когда толчки приходились на населенные пункты, землетрясения приносили человечеству значительные бедствия: гибель многих людей, разрушения построек и т. д.
Кроме кратковременных и сильных колебаний типа землетрясений, земная кора испытывает колебания, при которых одни участки ее опускаются, а другие поднимаются. Движения эти
совершаются очень медленно со скоростью нескольких сантиметров или даже миллиметров в столетие, они недоступны непосредственным наблюдениям без приборов. Но так как эти движения совершаются повсеместно и непрерывно в течение многих миллионов лет, то конечные результаты их весьма существенны.
Вследствие этих колебательных движений многие области, ранее бывшие сушей, оказались дном океана и, наоборот, некоторые участки земной поверхности, сейчас возвышающиеся на сотни и даже тысячи метров над уровнем моря, сохраняют свидетельство того, что когда-то они были под водой. Интенсивность колебательных движений неодинакова: на одних участках земной коры опускания или поднятия более значительны, на других менее значительны.
Одним из самых ярких проявлений внутренних сил являются складчатые и разрывные деформации земной коры. Эти явления, в большинстве случаев недоступные непосредственному наблюдению, хорошо запечатлелись в характере залегания осадочных пород, слагающих земную кору. Осадки морей и океанов, выпадая из воды, ложатся обычно ровными горизонтальными пластами. Вследствие же складкообразования эти горизонтально залегающие пласты оказываются собранными в различного вида складки, а иногда разорванными или надвинутыми друг на друга.
Явление смятия и разрыва пластов способствует образованию возвышенностей и гор, впадин и котловин. Многие ученые приписывали явлению складчатых деформаций главную роль в образовании гор, считая, что породы, сминаясь в складки, вспучивают земную поверхность и образуют возвышенности. Этот процесс получил название орогенеза («орос» — по-гречески возвышенность, «генез» — образование). В настоящее время установлено, что в образовании гор колебательные движения играют не меньшую роль, чем складчатые, поэтому термин «орогенез», утратив свое первоначальное значение, стал употребляться реже.
Складчатые деформации проявляются только в определенных, наиболее подвижных и наиболее проницаемых для магмы участках земной коры, именуемых геосинклиналями. В противоположность им устойчивые, со слабой тектонической активностью, области называются платформами.
Складчатые деформации, землетрясения и особенно вулканизм способствуют существенному изменению горных пород, слагающих земную кору. Вследствие сдавливания они становятся более плотными и твердыми, а под действием высокой температуры обжигаются и даже переплавляются. Действие паров и газов, выделяемых из магмы, способствует образованию в горных породах новых минералов. Все эти явления преобра-
зования горных пород под действием эндогенных процессов носят название метаморфизма («метаморфо»— по-гречески означает превращение) и также связаны с глубинными силами.
К числу эндогенных процессов относятся, следовательно, вулканизм, землетрясения, колебательные движения (или эпейрогенез), складчатые и разрывные деформации и метаморфизм. Более подробное рассмотрение всех этих явлений и составит задачу настоящего раздела.
Из всех видов эндогенных явлений только колебательные движения, как указывалось ранее, проявляются более или менее равномерно в пределах всей земной коры; все же остальные явления сосредотачиваются главным образом в подвижных гео- синклинальных поясах Земли.
Эндогенные процессы коренным образом меняют характер земной коры и, в частности, ее поверхности; они приводят к созданию основных форм рельефа поверхности Земли — горных стран и отдельных возвышенностей, огромных впадин — вместилищ океанической и морской воды и др.
Формы, созданные эндогенными силами, в свою очередь подвергаются действию экзогенных сил. Возвышенности размываются реками, развеваются ветрами; у подножия возвышенностей накапливаются мощные пролювиально-делювиальные шлейфы, впадины заполняются осадками, берега впадин размываются волнами. Эндогенные силы стремятся к расчленению и усложнению рельефа земной поверхности, а экзогенные силы денудируют, т. е. выравнивают поверхность Земли. Во взаимодействии экзогенных и эндогенных процессов происходит развитие земной коры и ее поверхности.
ГЛАВА 19
ВУЛКАНИЗМ
Совокупность явлений, связанных с движением магмы к поверхности Земли, называется вулканизмом. В зависимости от характера движения магмы и степени ее проникновения в земную кору вулканизм может быть поверхностным (эффузивным), когда магма прорывает земную кору и изливается на поверхность, и глубинным (интрузивным), когда перемещение магмы заканчивается внутри земной коры.
ПОВЕРХНОСТНЫЙ (ЭФФУЗИВНЫЙ) ВУЛКАНИЗМ
Под действием поверхностного вулканизма изменяется внешний облик Земли и образуются новые горные породы, возникают горы, выделяется в атмосферу большое количество газов и па-
ров, изменяется температурный режим данного участка. Процесс поверхностного вулканизма часто сопровождается сотрясениями Земли, изменением деятельности подземных вод и т. и.
Явление поверхностного вулканизма с давних пор поражало воображение человека. Древние греки поклонялись вулканам, считая их порождением бога огня — Гефеста. Один из островков в Средиземном море, расположенный к северу от Сицилии (рис. 142), особенно удивлял древних людей непрерывными выделениями клубов пара и удушливых газов и ярким красным
Рис. 142. Вид на о-в Вулькано (фото Г. П. Горшкова) светом, появляющимся над ним по ночам. Считалось, что здесь находится вход в царство бога огня Гефеста, или Вулкана, в честь которого остров получил название «Вулкан» (Вулькано). Позднее собственное название острова сделалось нарицательным для всех гор, в которых наблюдаются подобные явления.
Вулканы в современном понимании представляют собой геологические образования, связанные с вулканической деятельностью и расположенные над отверстием или трещиной, через которую извергаются на поверхность магматические продукты. Чаще всего вулкан представляет собой гору или холм, состоящий из этих продуктов.
Вулканы действуют периодически, причем интервалы между периодами извержения весьма различны — от нескольких месяцев до сотен лет. Вулканы, извержения которых происходили на глазах человека и возможны в будущем, называются действующими; вулканы, деятельность которых прекратилась
очень давно, но, исходя из анализа геологических условий,, может возобновиться, называются уснувшими; вулканы, деятельность которых проявлялась в доисторический период и возможность ее возобновления исключена, носят название потухших.
На территории СССР действующие вулканы располагаются на Камчатке и Курильских островах. К числу уснувших можно отнести некоторые вулканы Кавказа, например Эльбрус и Арарат. Потухшие вулканы многочисленны в Советском Закарпатье, на Кавказе, Дальнем Востоке.
Деятельность вулканов в различных районах и даже в пределах одного и того же района, но в разное время, протекает различно.
ИЗВЕРЖЕНИЯ ВУЛКАНОВ
Весь процесс извержения вулканов можно хорошо проследить на современных действующих вулканах. Наиболее длительные и систематические наблюдения производились над вулканом Везувий в Италии — единственным действующим вулканом Европейского материка.
Везувий располагается в густонаселенной местности на Средиземноморском побережье, вблизи г. Неаполя. Сведения о деятельности этого вулкана имеются с начала прошлого тысячелетия. До 63 г. н. э. этот вулкан считался потухшим, и поэтому слабое извержение его в 63 г. н. э. не вызвало особого беспокойства у жителей, заселявших склоны вулкана. В 79 г. н. э. произошло извержение огромной силы, характер которого стал нам известен по письму его очевидца — римского ученого Плиния Младшего.
Извержению предшествовали частые и довольно сильные содрогания почвы, а затем, как пишет Плиний, «над горой появилось облако, имевшее вид столба, который поднялся и расширился кверху, принимая Форму, напоминающую крону итальянской сосны — пинии. При непрерывно продолжающемся гуле взрывов это облако, то белое, то бурое, то темное от поднимающейся с ним земли и пепла все больше и больше расширялось и вскоре на землю и море стал падать пепел и черные осколки камня. На другой день в 7 часов утра было довольно темно, но можно было видеть, что море удалилось от берега, как это бывает во время землетрясений, а черное облако над горою прорезывается огненными зигзагами и вспыхивает пламенем, вырывающимся из горы. Вскоре облако стало опускаться на землю и покрывать море, как бы наводняя всю окрестную местность».
Пепел и кусочки пемзы падали в таком количестве, что людям приходилось ежеминутно отряхиваться, двери домов засы- 412
пались пеплом настолько быстро, что Плиний и его спутники опасались быть замурованными в доме, где они укрылись, в воздухе стоял запах серы. Несмотря на ясный день, кругом царила ночь, более темная и зловещая, чем обыкновенно, из кратера вулкана вырывались огненные языки. Ужас и бедствия людей были огромны.
Города Помпея, Геркуланум и Стабия оказались погребенными под вулканическим пеплом, толщина слоя которого достигала 7 м. В конце извержения пошел сильный дождь, потоки воды, смешанные с грязью, устремились вниз по склонам. Когда, наконец, закончилось извержение, то цветущая местность, полная жизни, оказалась превращенной в серую мрачную пустыню, покрытую потоками грязи, обломками и глыбами камней. •
Свыше 500 лет Везувий бездействовал, он как бы потух: в кратере выросла дубовая роща, на склонах гор появились новые города. Люди забыли о разрушительном действии Везувия в I в., забыли об исчезнувших городах, и только спустя семнадцать столетий на склоне Везувия случайно при рытье колодца была обнаружена мраморная статуя. Эта находка послужила поводом к началу специальных раскопок, и в настоящее время можно видеть развалины городов Помпеи и Геркуланума (рис. 143, 144), освобожденные от покрывавшего их пепла.
Очень сильное извержение Везувия произошло в 1631 г. Во время этого извержения наряду с выбросами газов, пепла и вулканических бомб вылилось большое количество лавы, которая двумя потоками стала двигаться вниз по склонам. Один из потоков направился в сторону г. Торре-дель-Анунциата, другой— в сторону городов Торре-дель-Греко, Портичи и Росины. Раскаленный поток, почти полностью уничтожив г. Торре-дель- Греко, где погибло свыше 1500 человек, достиг моря (рис. 145). Извержение вулкана продолжалось в течение двух недель. В дальнейшем извержения Везувия происходили с интервалами ют 10 до 30 лет.
Очень крупное извержение, происшедшее в 1906 г., было прекрасно описано известным вулканологом Перретом. С 1904 по 1906 г. из жерла вулкана почти непрерывно выделялся газ и выбрасывался пепел, который способствовал росту конуса над жерлом. В декабре 1904 г. кратер представлял собой простое воронкообразное углубление, на дне которого в 90 м от поверхности располагалась застывшая лава. В начале извержения поднявшаяся с глубины магма расплавила застывшую пробку лавы и стала поднимать ее вверх; одновременно началось выделение газа. Взрыв кратера под влиянием скопившихся газов становился неизбежным, но в июне 1905 г. призошел прорыв лавы у основания конуса, что, по-видимому, задержало на 10 месяцев начало основной фазы извержения.
Pup 144 Vnuno в Пл»«плл /гКа^а Г* T"T Т'^^.т..,^—— \ * ..^. Ж AV. V еи»ы,и и HUIUIIVL \фмлО 1 . 11. 1 ОрШКОВа!
Рис. 144. Внутренний двор в Помпее (фото Г. П. Горшкова)
Рис. 145. Лавовые потоки Везувия разных лет. Р. Кетнера и схема лавовых потоков (в левом излияния
Макет вулкана на фото углу) с указанием года
Утром 4 апреля 1906 г. произошел взрыв, в результате которого часть конуса была полностью разрушена и выброшена вверх вместе с тучами черного пепла. В ночь на 4 апреля в южной части конуса на высоте. 1550 м над уровнем моря начала фонтанировать жидкая лава, с большой скоростью стекавшая вниз по склону в сторону сел. Боскотреказе. Вулкан в это время,
Рис. 146. Кратер Везувия
как пишет Перрет, «жужжал и дрожал, подобно гигантскому котлу, кипящему под колоссальным давлением пара».
Утром 8 апреля сильным взрывом вся лава из жерла была выброшена, начался сильный выброс газа. Последний выделялся столбом в несколько сотен метров шириной и достигал высоты 11 км. Это колоссальное извержение газа происходило непрерывно в течение целых суток; 9 апреля началось извержение пепла. В течение двух недель черный столб пыли висел надвул-
каном. 28 апреля после сильного ливня, образование которого связывалось с выделившимися парами воды, на склонах Везувия образовались огромные грязевые потоки. 30 апреля извержение вулкана закончилось. В результате этого извержения на дне кратера образовалась труба глубиной 600 м. В течение последующих дней стенки трубы стали обсыпаться, труба, расширяясь в верхней части, преобразовалась в воронку. Со дна воронки в течение нескольких лет происходило выделение хлористых и сернистых газов.
Следующее извержение Везувия произошло через семь лет. Последнее извержение наблюдалось 20 марта 1944 г. По своей силе и количеству вылившейся лавы оно равнялось извержению 1906 г. Кратер очистился от лавы и в настоящее время представляет собой огромную воронку (рис. 146).
Таким образом, в начальной стадии деятельности Везувия при больших извержениях происходило выделение только газов и твердых продуктов, сопровождаемое гигантскими взрывами, позднее к выделению газов и пепла присоединилось и излияние из жерла вулкана лавы.
В СССР деятельность современных вулканов изучается на Камчатке, где организована постоянно действующая вулканологическая станция Академии наук СССР. Камчатка справедливо называется страной вулканов. 40% ее поверхности покрыто вулканическими породами. На Камчатке насчитывается 129 вулканов, из них 28 действующих. Вулканы на Камчатке расположены двумя полосами вдоль гигантских тектонических разломов (рис. 147).
По характеру деятельности вулканы Камчатки неоднородны и обнаруживают почти все типы вулканических извержений. Одним из величайших действующих вулканов Евразии является Ключевской вулкан, высота которого около 4800 .м (рис. 148). Первые сведения об его извержениях относятся к 1698 г. С тех пор наблюдалось 34 извержения, причем некоторые извержения длились более года.
Очень сильное извержение Ключевского вулкана произошло в 1945 г. Согласно описанию советского вулканолога Б. И. Пийпа извержение происходило следующим образом: 31 декабря 1944 г. наблюдались частые толчки землетрясений и со стороны вулкана доносился грохот небольших взрывов. С 6 часов вечера началось затишье, и только из кратера поднималась толстая струя газов без зарева и огненных вспышек. Это затишье было кратковременным, так как на следующий день в 4 часа 40 минут утра из кратера вырвалась огромная масса газов и косо взвился вверх огненный столб.
Через 15 минут он достиг высоты 1500 м над кратером и принял вид гигантского огненного протуберанца. Из его вершины сыпались потоки огненных бомб. Наклонный столб был окру-
41741727 Основы геологии
417
417
Рис. 147. Схема расположения вулканов на п-ове Камчатка (по В. И. Влодавцу)
1 — действующие; 2 — затухающие; 3 — потухшие; 4 — предполагаемыелинии разломов
жен массой клубящихся газов, которые над вершиной достигали высоты 7000 м. Над кратером был, по-видимому, сильный ветер, так как газы и огненный столб стали быстро оттягиваться в северо-западном направлении. В этом направлении из черной газовой тучи началось выпадение пепла и раскаленных бомб. Черная пепловая туча рассекалась в горизонтальном и полого- иаклонном направлениях волнистыми ветвящимися молниями. Огненный столб, оранжево-желтый внизу и красноватый вверху,
Рис. 148. Ключевской вулкан находился все время в движении, то увеличиваясь, то уменьшаясь у вершины.
Рой медленно вылетающих из вершины протуберанца ярко- красных бомб был настолько велик, что создавал иллюзию сказочной пурги. Бомбы поднимались на высоту до 3000 м и затем скатывались вниз по склону горы, оставляя след в виде огненно- красных языков или в виде отдельных светящихся точек, отчего вся верхняя часть конуса казалась обсыпанной блестками и изборожденной огненными струйками.
В 8 часов 20 минут столб извержения и огромная завеса газа и пепла достигли высоты 10 000 лг над кратером или почти 15кл1 над подошвой вулкана. Облако газов до высоты 3000 м напоминало цветную капусту, выше оно увеличилось в размерах и стало более крупным и рыхлым.
К северо-западу от столба извержения и клубящейся возле него массы газа простиралась мрачная однообразная стена пеплопада, пронизанная огромными молниями. С 8 часов 30 минут до 10 часов извержение продолжалось с неослабевающей си- 27*419
лой, черный столб газов поднимался из кратера со средней скоростью 60 м[сек. На высоте 3000 м он становился серым, а в верхней части белоснежным. Склоны вулкана на 1000 м вниз от кратера оказались окутанными, как белой ватой, парами воды, образовавшимися вследствие падения раскаленных бомб и пепла на снег и лед склонов. Во время самого сильного извержения (до 11 часов 30 минут) звуков грохота не было слышно, а затем вулкан грохотал до позднего вечера. Грохот его был слышен на расстоянии свыше 200 км от кратера.
Извержение сопровождалось многочисленными землетрясениями силой от 3 до 5 баллов. В течение 15 часов было зарегистрировано 21 землетрясение. Позже 3 часов дня картина извержения оказалась скрытой под пеленою пепла, но грохот и воздушные сотрясения, а также зигзаги молний свидетельствовали о том, что извержение продолжалось до 8 часов вечера. С 4 часов следующего дня пепловая туча достигла с. Ключи, где находилась вулканологическая станция. Сначала пепел ложился на поверхность снега в виде рыхлой незаметной пыли, но затем он покрыл снег оплошной пеленой, и ландшафт стал казаться каким-то диким, неприятно пустынным. На монотонно серой поверхности выступали неестественные мохнатые, густо обсыпанные пеплом деревья. Пеплопад продолжался весь день 2 января и прекратился только о января. Свет солнца не мог пробить пепловую мглу, и ясный морозный день был похож на вечерние сумерки. Пеплом было покрыто почти 2/з поверхности Камчатки, толщина его местами достигала 4 см, а общий объем превышал 0,6 км3.
Форма конуса Ключевского вулкана вследствие извержения’ претерпела существенные изменения. На северо-западном склоне горы падающими бомбами было выдолблено громадное ущелье, начинающееся от кратера и спускающееся до горизонтали 2700 м. Рыхлые массы извержения проносились по этому ущелью в виде раскаленных лавин и еще больше расширяли его. Эти же лавины уничтожили альпийский домик вулканологической станции, находившийся на высоте 2700 м. Прикратерная часть оказалась заваленной громадными глыбами шлака и обломками бомб
На седловине, между высотами 2000—2700 м появилось огромное поле отложения горячих лавин; они же частично покрыли близлежащий глетчер Эрмана. В первые дни после извержения с поверхности этих лавин поднимались столбы пара и газов на высоту до 600—800 м.. Мощность отложений горячих лавин в устье прорытого ущелья достигала 40—50 м. Как оказалось впоследствии эти отложения состоят из хаотически перемешанного рыхлого материала, начиная от гигантских овальных бомб размером до 7 м в поперечнике и кончая мелкими камешками, песком и пеплом.
Лавины, скатывающиеся по поверхности льда и снега, растапливали их, в результате чего вечером 1 января вниз по ру-
слу сухой речки Сопочной устремился громадный поток талой воды длиной 35 ot. Поток продолжал течь весь день 2 января при температуре минус 25°.
Через несколько дней после извержения из кратера началось излияние лавы, которая стекала огромным потоком вниз по склонам вулкана. Излияние закончилось 20 января, после чего наблюдались выделения газовых струй в кратере и по склонам. В конце января вулканическая деятельность в главном кратере прекратилась.
Почти полгода вулкан находился в состоянии покоя. 19 июня 1945 г. на юго-восточном склоне вулкана на высоте 1000—1500л образовалась радиальная трещина, вдоль которой возникло четыре небольших побочных, или паразитических, кратера. Из верхних кратеров вылетал газ и пепел, а из нижнего вырвался большой поток лавы длиной около 6 км. Лава выбрасывалась с такой силой, что образовывала фонтан высотой до 300 м; температура лавы в фонтане достигала 1200°.
Вместе с лавой в небольшом количестве вылетали газ и тонкий пепел. Извержение побочных кратеров продолжалось до 7 июля. Через 1 год и 3,5 месяца на расстоянии 2 км от этих кратеров возник новый побочный вулкан; из него вылилось в течение месяца 18 млн. it3 лавы, образовавшей поток длиной 10 км. Одновременно с этим было выброшено около 3 млн. м3 вулканического песка и пыли. В конце ноября 1946 г. основной цикл извержения Ключевского вулкана закончился, и на несколько лет наступил период покоя.
Извержение Ключевского вулкана в общем напоминает деятельность Везувия. Здесь также выливалась лава и выбрасывалось огромное количество пепла, песка и бомб и еще большее количество газов. В обоих вулканах происходило чередование нескольких более слабых извержений с более сильными. В Ключевском вулкане эти слабые извержения в среднем совершаются через 7 лет, а сильные через 26 лет.
Но не все вулканы Камчатки извергаются подобно Везувию и Ключевскому вулкану. Из жерл некоторых вулканов, например Шевелуча, вырывались газы, выжималась лава, образуя купола, тогда как из других, наоборот, вытекала преимущественно жидкая лава (извержение вулкана Плоский Толбачек).
Почти в центре Тихого океана располагаются гористые Гавайские (Сандвичевы) острова, сложенные целиком из лавы потухших и действующих вулканов. На самом южном острове располагаются три действующих вулкана. Самый крупный из них Мауна-Лоа имеет высоту 4166 м над уровнем океана, а если принять во внимание подводные склоны этого вулкана, высота которых 4600 м, то окажется, что в центре Тихого океана произошло нагромождение лавы, равное по высоте и объему высочайшей в мире горе Джомолунгма (Эверест).
Гигантская гора Мауна-Лоа имеет довольно пологие склоны и напоминает по форме огромный щит, вследствие чего пологие крупные вулканы такого рода получили название щитовидных. На вершине горы Мауна-Лоа располагается кратер — большое тарелковидное углубление размером 5,6 X 2,8 км и глубиной 107 м. Стенки кратера отвесны, а дно совершенно плоское и заполнено застывшей лавой. Ниже, на склонах горы Мауна- Лоа, имеется несколько высоких конусов с собственными кратерами, один из которых почти все время наполнен расплавленной огненно-жидкой массой и представляет собой раскаленное лавовое озеро.
При начале извержения в центральном кратере Мауна-Лоа происходят взрывы, сопровождаемые шумом и грохотом и интенсивными выбросами газов. Лишь через несколько месяцев после газовых взрывов из лавового озера, находящегося в боковом кратере, или иногда из трещин на его склонах начинается излияние очень жидкой и подвижной лавы.
Наиболее хорошо изучен кратер Килауэа (высота 1230 и), расположенный на юго-восточном склоне горы Мауна-Лоа. Кратер Килауэа имеет диаметр 5 км. В юго-западной его части располагается лавовое оз. Гале-Мау-Мау размером 1000 x 900 м.
Лава в озере находится все время в движении; она бурлит, колеблется, уровень ее то поднимается, то опускается. В 1924 г. уровень лавы понизился на 350 лц и обнаружилось, что стенки лавового жерла отвесны и сложены застывшей лавой. Температура лавы на поверхности озера колеблется от 1000 до 1300°.
Извержения в кратере Килауэа начинаются с поднятия лавы в жерле Гале-Мау-Мау. Во время этого поднятия на поверхности лавового поля наблюдаются огромные лавовые фонтаны, состоящие из лавовой пены, насыщенной газами. Эта пена разбрызгивается в стороны и застывает в виде мелких шариков и тонких нитей, называемых «волосами Пеле». Впадина Гале-Мау- Мау быстро заполняется лавой, которая переливается через барьер, именуемый «черным выступом», на обширные пространства кратера Килауэа и заполняет его, образуя огромное озеро до 75 га площадью. Из этого огненно-красного озера вырываются наподобие солнечных протуберанцев лавовые фонтаны высотой до 10 м, а в исключительных случаях до 100 м.
Во время извержения 1912 г. на поверхности озера одновременно воздымалось до 1100 фонтанов, часть которых действовала периодически через 30—35 секунд. Диаметр таких фонтанов достигал в нижней части 20 м.
Во время наиболее сильных извержений лава переливалась через край кратера Килауэа (рис. 149), и ее потоки в виде огненных рек устремлялись вниз по склону горы. Скорость течения лавы иногда превышала скорость течения реки, достигая В отдельных случаях 25 км]час. На обрывистых участках скло- 422
нов огненный поток образует лавопады. Лава вулкана Мауна- Лоа очень жидкая, при застывании она становится черной и превращается в породу, именуемую базальтом. Поверхность лавового потока очень неравномерная, местами она состоит из бугристых натеков, местами напоминает растрескавшийся при начале весеннего половодья лед.
После излияния лавового потока уровень лавы в кратере Килауэа начинает понижаться, и на этом извержение заканчивается.
Рис. 149. Лава, выливающаяся из лавового озера Гале-Мау-Мау на о-ве Гавайи (1921)
В процессе извержений некоторых вулканов почти совершенно не выделяются лавы, хотя грандиозность явлений при этом может быть не меньше, а даже больше, чем при извержениях вулканов гавайского типа. Примером подобного извержения может служить происшедшее в 1912 г. извержение вулкана Катмай (высота 2286 ж) на Аляске, долгое время находившегося в состоянии покоя.
1 июня 1912 г. в районе горы начались резкие и частые толчки землетрясения. 4 июня был выброшен пепловый материал, который, смешавшись с водой, образовал грязевые потоки. 6 июня утром происходили небольшие взрывы. В 1 час дня в этот же день совершенно неожиданно произошел взрыв колоссальной силы, звук которого был слышен в Джуно за 1200 км и в Даусоне за 1040 км от вулкана. Через два часа произошел второй взрыв огромной силы и в 11 часов вечера — третий. Затем в течение нескольких дней почти непрерывно шло извержение ко-
лоссального количества газов и твердых продуктов. Количество пепла было настолько велико, что в течение 60 часов вокруг вулкана на расстоянии 160 км стоял сплошной мрак.
Подсчитано, что за это время из жерла вулкана вырвалось около 20 км3 пепла и обломков. Отложение этого материала образовало слой пепла толщиной от 25 см до 3 м, а вблизи вулкана и значительно больше. Даже в 160 км от вулкана количество пепла было настолько велико, что под его тяжестью в сел. Кодиак проваливались крыши домов, гнулись и обламывались деревья. 11 июня вулканическая пыль выпала в Ванкувере и Виктории на расстоянии 2200 км от вулкана. В верхних слоях атмосферы она разносилась по территории всей Северной Америки и выпала в большом количестве в Тихом океане.
После экспедиции 1916—1917 гг. картина извержения была восстановлена более подробно. Перед началом извержения 1 июня 1912 г. огромное количество лавы, насыщенной газами, подошло к нижним частям вулканического конуса Катмай. Лава переплавила породы, слагающие конус, и насытила их газами. Во время сильных взрывов 6 июня газы вырвались на поверхность, причем произошло распыление и разбрызгивание лавы и переплавленных пород прежнего конуса.
Вершина конуса оказалась разрушенной. Вслед за этим газы и пепел начали выделяться из всех боковых трещин на склоне вулкана. На одной из более активных трещин образовался купол паразитического вулкана Новорупте, из которого вырывались колоссальные тучи газа и пара. Эти тучи были пересыщены мелкими обломками лавы и тонкой вулканической пылью, вследствие чего они не поднимались вверх, а катились вниз по склону в виде так называемых лавин.
Твердый материал по мере движения горячей лавины выпадал и накапливался в пониженных участках. В результате этого широкая долина на северо-западной стороне вулкана оказалась погребенной под вулканическим песком, состоящим из обломков пемзы, вулканического стекла и осадочных пород. Мощность этих отложений превышала 30 м, а в центральных частях долины, возможно, достигала 100 м. Общий объем массы туфового песка составил 3 км3.
После отложения вулканического песка вылеты пепла из главного кратера Катмай продолжались до тех пор, пока густая вязкая лава кислого, так называемого риолитового состава, не закупорила кратер. В конце извержения произошел новый взрыв газов. Лава, а вместе с ней и остатки прежнего конуса были вытолкнуты из кратера. Огромные лавовые глыбы диаметром 250 м и высотой до 60 м были разбросаны вокруг кратера и по склонам вулкана. В результате последнего взрыва на месте бывшей вершины конуса вулкана образовалось огромное отверстие кратера 3—4 км в диаметре и глубиной от 600 до 1100 м. Общее
количество выброшенного из него материала (вместе с материалом вершины конуса) составляло 1,6 км3.
Активная деятельность вулкана продолжалась около трех месяцев. После этого на склонах вулкана в течение нескольких лет из всех трещин шло извержение газовых струй. Особенно многочисленные газовые струи были на поверхности туфового песка, выпавшего из горячей лавины. Здесь в 1916 г. проф. Григе обнаружил несколько тысяч струй водяного пара и газа. Пар по отношению к газам составлял 98,5—99,5%.
Вся долина создавала впечатление дымящегося котла, вследствие чего она была названа «Долиной десяти тысяч дымов». Температура газовых струй достигла 650°. Газовые струи состояли из хлористоводородной кислоты, углекислоты, сероводорода, азота,- фтористоводородной, борной кислот и метана.
Только за один 1919 г. из этих газовых струй выделилось 1 млн. 250 тыс. т хлористоводородной кислоты и 200 тыс. т фтористоводородной кислоты. Это количество фтористоводородной кислоты превышает количество ее, содержащееся в воде всех морей и океанов.
Таким образом, при извержении вулкана Катмай главную роль играли выделения газов. Лава кислого состава появилась на поверхности только в виде брызг, пены и туфов и в виде густой массы, образовавшей купол Новорупте. Основная ее масса, по-видимому, осталась на глубине.
Вообще кислая лава обычно редко и в малых количествах изливается при извержениях, но излияния ее бывают весьма своеобразны, что можно видеть на примере вулкана Мон-Пеле.
Гора Мон-Пеле (Лысая) расположена вблизи г. Сен-Пьер на о-ве Мартиника, принадлежащем к группе Малых Антильских островов. 5 мая 1902 г. после довольно сильного землетрясения вулкан Мон-Пеле выбросил сначала пепел, а затем изверг поток грязи и большое количество горячих водяных паров. В течение последующих трех дней гора была окружена белым облаком пара. 6 мая в 8 часов утра из кратера выкатилось густое темное раскаленное облако газа и пара, насыщенное песчаным материалом. Так же, как и при извержении вулкана Катмай, оно катилось по склону со скоростью 180 км$час. Температура в облаке достигала 450°, а по некоторым данным 600—700°. Это облако накатилось на г. Сен-Пьер и в течение нескольких минут сожгло почти все дома и уничтожило около 30 тыс. человек. В живых остался только один негр Поль Сартру, находившийся в каменном подвале тюрьмы.
Через несколько недель после выброса газов на дне кратера стал виден лавовый купол с крутыми склонами, состоящий из раскаленной густой вязкой лавы кислого состава, с поверхности покрытой затвердевшей коркой. Купол непрерывно рос.
В середине октября 1902 г. на восточной стороне купола начал подниматься огромный лавовый обелиск, напоминающий по форме гигантский палец. Высота его ежедневно увеличивалась -более чем на 10 л< и достигла 900 м над уровнем кратера {рис. 150). Обелиск простоял около года, затем начал обваливаться и наконец в августе 1903 г. рассыпался совсем.
Рис. 150. Лавовый обелиск вулкана Мон-Пеле
Подобного типа извержения вязкой лавы наблюдались также на Камчатке у вулкана Шевелуч. Так происходят извержения вулканов центрально-кратерного типа, общим для которых является выход магмы из круглого или овального отверстия.
В заключение отметим характер извержений другого типа — так называемых трещинных вулканов. Этот тип вулканов, широко распространенный в прошлые геологические пе-
риоды, в настоящее время встречается только в Исландии. В отличие от ранее описанных извержений центрального типа излияние лавы происходит здесь по трещинам.
Огромное извержение такого типа произошло в июне 1783 г. ,в Южной Исландии; лава выливалась из трещины северо-восточного направления длиной 24 км. Извержение началось с землетрясения, которое с небольшими перерывами продолжалось целую неделю. В это же время из трещины вырывались массы пепла и шлака, образовавшие вдоль трещины 34 больших и 60 маленьких конусов и кратеров. Затем все эти кратеры наполнились лавой, начавшей растекаться по обе стороны трещины. Длина лавовых потоков достигала 45 км при средней мощности 30 м. Один из потоков спустился в долину р. Скаптар, русло которой местами имело ширину 150 м. Вся вода в реке моментально испарилась, и вместо нее по руслу реки потекла лава, образовывая пылающие лавопады, скапливаясь в местах сужения долины реки и загромождая ущелье до краев. Через восемь дней лава переполнила русло реки и стала переливаться через его края.
В конце июня началось излияние лавы на восточном конце трещины; в конце октября было еще одно излияние, длившееся пять дней. Лава не только изливалась из многочисленных конусов, расположенных вдоль трещин, но на отдельных участках переливалась непосредственно через края трещины. В одном месте вулканолог Тородсен обнаружил такую самоизливающуюся трещину длиной 7 км. Один из потоков, выливающийся из трещины, имел длину свыше 40 км.
Количество лавы, вылившейся во время извержения 1783 г., оценивается в 12 км3; площадь, занятая потоками этой лавы, превышает 550 км2. Вылившаяся лава была очень жидкая и растекалась со значительной скоростью даже по пологим склонам.
После извержения лавы некоторые участки земли вблизи трещины провалились и на месте провалов образовались озера и болота, вода в которых долгое время была горячей.
ТИПЫ ВУЛКАНОВ
Из краткого описания характера вулканизма можно видеть большое разнообразие процессов извержений вулканов. Характер извержений зависит в основном от состава лавы, количества я активности газов, от глубины расположения лавового очага и высоты поднятия лавы вдоль жерла или трещины. Магма основного состава содержит меньшее количество газов, является более жидкой, и излияние ее проходит, как правило, более спокойно.
Извержения кислой магмы сопровождаются выделением огромного количества газов, которые почти всегда производят большие разрушения, разрыхляют и выбрасывают в атмосферу твердые горные породы, встречающиеся на пути их прорыва.
Магма, поднимаясь в поверхностные части Земли, уже на глубине испытывает большие преобразования. Газы, содержавшиеся в ней и вновь возникающие при химических реакциях,, скапливаются в верхней части внедряющейся магмы, поэтому при каждом извержении вначале вырываются газы, а уже позднее происходит внедрение или излияние лавы.
На характер выделения газов влияют состав и структура пород, через которые они проходят. В случае пористых или трещиноватых пород, заполняющих канал, по которому движутся газы, или в случае открытого канала они выходят с меньшими взрывами; если же этот канал закупорен пробкой из более твердых пород, они выбрасывают ее с большей силой.
Вулканы по характеру извержений можно разделить на три категории: лавовую, смешанную и газово-взрывную.
В каждой категории выделяются отдельные типы вулканов (рис. 151), чаще всего называемые по наиболее характерному вулкану, извержение которого явилось образцом для данного типа (табл. 16).
Таблица 16
Классификация вулканов по характеру их извержений
Категопмя вулкана
Тип вулкана
Типовой вулкан
Лавовая
Площадной
Трещинный (исландский) Гавайский
В настоящее время отсутствует. Трещина Скаптар (Исландия), 1783
Килауэа (Гавайские острова)
Смешанная
Стромболианский Вульканский Этно-везувианский
Стромболи (Италия)
Вулькано (Италия) Этна и Везувий (Италия)
Г азово-взрывная
Пелейский
Катмайский Кракатауский
Газо-взрывные воронки (маары)
Бандайсанский
Мон-Пеле (Малые Антильские острова), 1902
Катмай (Аляска), 1912
Кракатау (Зондские острова), 1883
Маары (Эйфель)
Бандай-Сан (Япония)
Многие вулканы на протяжении всей известной человеку истории извергаются только по определенному типу, у других наблюдается изменение типа извержения на разных этапах их деятельности. Очень часто в начальный период действия вулкана происходит извержение лавовой или смешанной, а позднее газово-взрывной категории. Изменение типа извержения связывается с изменениями состава магмы в очаге; полное затухание
1
2
3
Рис. 151. Типы вулканов
/ - площадной; 2 - трещинный; 3 - гавайский; 4 - стромболианский;. 5 - этно-везувианский; 6 - плинианский
вулканической деятельности зависит от окончательного исчерпания магматического очага. Позднее очаг может заполнится новой порцией магмы, и начнется новый цикл извержения.
Среди современных извержений преобладают извержения; газово-взрывной и смешанной категорий.
Лавовая категория вулканов
Извержения вулканов лавовой категории играли наибольшую- роль в прошлые геологические периоды. Сейчас их значение сильно сократилось.
Площадной тип вулканов в настоящее время неизвестен. В древние периоды извержения этого типа, по-видимому, совершались следующим образом: магма подходила к поверхности земли, переплавляла и поглощала твердые горные породы, постепенно просачивалась через них к поверхности и образовывала огромные по площади лавовые озера. Площадные извержения были очень своеобразны, они происходили без взрывов и выброса твердых продуктов. Конусы вулканов были очень плоски, представляя собой пологие возвышенности. Подобным образом изливалась, по-видимому, лава в пермском и триасовом периодах на обширных пространствах современной Якутии (сибирские траппы), в мелу и палеогене — на Деканском плоскогорье в Индии, а также в Южной Америке и Африке.
Трещинный (исландский) тип вулканов несколько напоминает площадной по масштабу излияний лавы на поверхность, но магма в них подходит к поверхности через длинные узкие каналы-трещины.
Перед прорывом твердой земной коры лава скапливается в лавовом очаге, причем происходит выделение газов, хотя и в малом количестве. Извержение начинается выходом газа по уже ранее существовавшей трещине, поэтому особенно сильных взрывов не происходит; затем начинается излияние лавы.
В стадии наиболее сильного извержения лава вытекает сразу из всей трещины, образуя широкие лавовые потоки. По мере ослабления извержения лава прорывается только в отдельных участках трещины, где образуются невысокие уплощенные конуса, сложенные шлаком и лавой. При извержении вулкана Скаптар в Исландии на трещине появилось около ста таких шлаковых конусов — кратеров.
Так как лава, выливающаяся из трещинных вулканов, обычно очень жидкая, то она растекается далеко и образует очень плоский конус. Вулканы трещинного типа, помимо Исландии, встречаются на Гавайских островах. На юго-восточной стороне вулкана Килауэа известна трещина длиной 9 км, из которой вылился поток жидкой лавы длиной 6,5 км и толщиной всего несколько сантиметров.
Гавайский тип вулканов по характеру извержения и вулканическим продуктам очень близок к трещинным вулканам, но излияния лавы происходят у них через трубообразный канал. Так же как и у вулканов трещинного типа, извержение начинается с выброса небольшого количества газов, затем канал заполняется жидкой базальтовой лавой, выливающейся через главный кратер. Если на склоне конуса имеются каналы на различных уровнях, то в поздние стадии извержения лава вытекает через более низкие кратеры.
Кратер вулканов гавайского типа очень плоский, тарелкообразный. В него открывается один или несколько широких круглых или овальных в сечении каналов (жерл). Конус вулкана плоский и обычно огромных размеров. Склоны конуса наклонены под углом 7—10°, в верхней части несколько круче — до 15°. По своей форме вулканический конус этого типа напоминает щит, в связи с чем подобные вулканические горы получили название щитовидных.
Кроме Гавайских островов, вулканы этого типа имеются в Исландии, на о-вах Самоа, к северо-востоку от Австралии,, а также в восточной части Африки.
В Советском Союзе по характеру извержения близок к гавайскому типу вулкан Плоский Толбачек на Камчатке. Из него извергается также очень жидкая лава андезито-базальтового состава, но кипящие лавовые озера в современных извержениях Плоского Толбачека отсутствуют. По-видимому, на более ранних этапах развития, когда Толбачек извергал базальтовую лаву, его извержения полностью соответствовали гавайскому типу. В настоящее время по типу извержения он стал приближаться к вулканам стромболианского типа.
Смешанная категория вулканов
Вулканы смешанной категории характеризуются выбросами, как лавы, так твердых и газообразных продуктов. Центральнократерные вулканы этой категории обладают конусами правильной формы и отличаются наибольшей красотой. Конусы этих вулканов состоят в большинстве случаев из переслаивания лавы и твердых продуктов (бомбы, пепел, вулканический песок и т. д.), в связи с чем их называют слоистыми, или стратовулканами.
Стромболианский тип вулканов получил название по вулкану Стромболи, находящемуся на Липарских островах в Средиземном море. Вулкан Стромболи часто называют маяком, так как почти все время из его кратера выделяются газы и выбрасываются комки еще пластичной раскаленной лавы, превращающейся в полете в шлак и веретенообразно закрученные бомбы.
Лава в этом вулкане почти всегда стоит в жерле и дает (особенно ночью) красноватый свет.
У вулканов стромболианского типа лава более вязкая, чем у вулканов гавайского типа. Ее температура 1000—1100°, застывает она на склонах вулканов в виде коротких языков. Извержения вулканов этого типа происходят очень часто и могут повторяться через короткие промежутки времени (от нескольких минут до часа), сопровождаясь взрывами относительно небольшой силы.
Особенно интересны в этом отношении извержения вулкана Ицалько в Центральной Америке. Через каждые 8 минут раздается. подземный гул, происходит взрыв, над кратером появляются клубы дыма и пара, которые иногда достигают высоты 300 м. Газ освещается лавой, клокочущей в жерле. Такие извержения происходят непрерывно вот уже более 200 лет. Лава обычно изливается из боковых кратеров. В связи с большим количеством выброса лавы и пепла конус вулкана увеличился за 100 лет на 800 ж.
В Советском Союзе по стромболианскому типу происходили некоторые извержения Ключевского вулкана и вулкана Плоский Толбачек на Камчатке.
Вульканский тип вулканов назван по имени горы — о-ва Вуль- кано, также относящегося к архипелагу Липарских островов. Лава вулканов этого типа более вязкая, чем у ранее описанных, чаще всего андезитового, трахитового или дацитового (Ка- рымский вулкан) состава, быстро застывает при соприкосновении с атмосферой. После извержения она плотно закупоривает центральный кратер. Магматический очаг, как и в вулканах стромболианского типа, располагается близко к поверхности, но газы в отличие от последних не имеют возможности непрерывно и свободно выходить. Они скапливаются под пробкой из лавы предыдущего извержения и затем вырываются с большой силой, выбрасывая пробку вверх.
Интервал между извержениями этого типа значительно больше, чем при извержениях стромболианского типа. Среди выбросов большое значение имеют лавовые глыбы, бомбы, песок и пепел; потоки лавы, как правило, небольшие. В газовых тучах содержится большая примесь вулканического пепла и распыленных обломков горных пород.
В настоящее время вулканы этого типа встречаются на земной поверхности наиболее часто. К ним принадлежит большинство камчатских вулканов: Ключевской, Карымский, Авачинский, Шевелуч.
Многие вулканы стромболианского и даже гавайского типов начинают свою деятельность явлениями, сходными с Вулькано, так как и у них скопившиеся газы вначале выталкивают некоторое количество обломочного материала. В конце своей дея-
тельности, когда интенсивность извержения ослабевает и промежутки между выбросами становятся реже, эти вулканы вновь могут напоминать вульканский тип.
Вулканы вульканского типа имеют форму конуса с довольно крутыми стенками и глубоким кратером на вершине, жерло их обычно бывает заполнено или лавой, или обломками твердых продуктов извержения.
Этно-везувианский тип вулканов очень сходен с вульканским. Периоды извержения здесь еще реже, чем в вульканском типе, а количество газов, вырывающихся при извержениях, значительно больше. После длительного периода спокойствия или умеренной деятельности вулкана, лава с большой силой начинает выбрасываться высоко вверх, разбрызгиваясь и превращаясь в вулканический туф, пепел и шлак. При первичном сильном взрыве на конусе вулкана обычно появляются трещины и ослабленные зоны. В последующий период извержения лава и газы, не будучи в состоянии подняться до вершины центрального канала, используют эти боковые трещины и извергаются через них, образуя жерла на склонах, отверстия которых называются «бокки». Над этими бокковыми жерлами часто возникают паразитические, или побочные, конусы.
Главная масса лавы изливается через паразитические конусы. Так, например, во время извержения Ключевского вулкана в 1937—1938 гг. из главного кратера вылилось 14 млн. м3 лавы, а из расположенного на склоне кратера Билюкай — 240 млн. л/3 лавы, образовавшей сначала один 16-километровый поток лавы, а затем четыре потока.
Деятельность паразитических вулканов Камчатки была прекрасно изучена в связи с извержением 1938 г. Ночью с 6 на 7 февраля на восточном склоне Ключевского вулкана на одной прямой линии на высоте 1000—1900 м прорвалось пять побочных вулканов, что явилось доказательством того, что они образовались на протяжении определенной трещины.
Особенно интенсивной была деятельность наиболее низко расположенного вулкана Билюкай, извержения которого продолжались 390 дней. На конусе Билюкая имелось три жерла. Из основного жерла происходили взрывы, реже фонтанировала лава. Из боковых жерл вырывалась лава и стремительно выбрасывались громадные черные столбы газа, насыщенного глыбами, обломками и песком. При этом было выброшено вулканического песка и пыли около 25 млн. м3, паров воды 6 млн. т и около 100 тыс. т хлористого водорода и других газов. На склонах Ключевского вулкана наблюдается до 60 побочных кратеров.
На склонах вулкана Этна, расположенного в Средиземном море на о-ве Сицилия и являющегося типичным вулканом этой группы, имеется 800 бокк и свыше 200 паразитических конусов.
Кратер у вулканов этно-везувианского типа глубокий, часто весьма сложного строения (рис. 152). Современный кратер иногда располагается на вершине относительно небольшого конуса, находящегося внутри огромной чаши древнего кратера. Стенки древнего кратера представляют собой высокий вал, в большинстве случаев сильно разрушенный в процессе более поздних извержений.
Вал этот получил название сомма по имени горы Сомма на конусе Везувия. Особенно хорошо он выражен у вулкана Ве-
Рис. 152. Строение вулканического аппарата
1 — кальдера; 2 — сомма; 3 - конус; 4 — кратер; 5 — жерло; 6 — лавовый поток; 7 — лавовый очаг
зувий и у Авачинского вулкана на Камчатке. Современная форма древнего большого кратера образовалась, по-видимому, в несколько приемов. После извержения древнего вулкана в связи с образовавшимися под кратером пустотами он мог провалиться и превратиться в огромную воронку. Такой обвалившийся кратер носит название кальдеры.
Основное жерло вулканов этно-везувианского типа обычно бывает заполнено лавой или обломками, но иногда оно очищается после излияния лавы через побочные кратеры. При новом извержении через такое очищенное жерло вырывается насыщенная газами кипящая пенистая лава, которая поднимается вверх на большую высоту в виде огромных светящихся курчавых вулканических туч. По характеру извержения этот тип напоминает как вульканский, так и стромболианский тип. Пароксизмы его извержений (более редкие и сильные) близки к вуль- канским, а в промежутках между основными фазами деятель-
ности наблюдаются извержения, напоминающие стромболиан- ские, только менее четко выраженные.
По мнению некоторых ученых, подобная деятельность этно- везувианских вулканов объясняется расположением магматического очага на значительно большей глубине, чем у вулканов стромболианского и вульканского типов. Газов скапливается больше и взрывы оказываются более сильными. В процессе приближения лавы из магматического очага к поверхности характер деятельности вулкана приобретает черты стромболианского типа..
Вулканы этно-везувианского типа распространены очень широко; к ним относятся большинство вулканов Средиземного моря, многие вулканы Южной Америки, Японии, Курильских островов и Камчатки. Если не анализировать всего цикла извержений в целом, то по отдельным извержениям вулканы этого типа часто называют то вульканскими, то стромболианскими.
Отдельные извержения, при которых струя газа бывает очень мощной и жидкой, лавы почти не выделяется, некоторые вулканологи выделяют в самостоятельный тип извержений, именуя его плинианским типом в честь ученрго Плиния, впервые описавшего подобное извержение Везувия в 79 г.
Однако плинианский тип извержений представляет собой лишь начальную фазу в извержениях этно-везувианского типа, характерную для стадии первоначального выброса газов из относительно глубоко расположенного магматического очага.
Газово-взрывная категория вулканов
Вулканы этой категории извергают огромное количество газов и пара и очень небольшое количество лавы, последняя иногда полностью отсутствует. Извержения их чаще всего связываются с магмой кислого состава. Магматические очаги, питающие эти вулканы, располагаются на значительной глубине, магма из них часто просто не достигает поверхности земли.
Пелейский тип вулканов получил свое название от вулкана Мон-Пеле, находящегося на о-ве Мартиника (Малые Антильские острова). Вулканы этого типа обладают очень вязкой малоподвижной густой лавой. Извержения сопровождаются грохотом и сильным землетрясением. В первый период извержения газы, выходящие как из центрального кратера, так и из боковых трещин, обычно насыщены твердыми продуктами вулканической деятельности и имеют большую температуру (800°). Тяжелое пепло-газовое облако не поднимается вверх, как в случае пли- нианского извержения, а распространяется по склонам вулканического конуса. Во второй период извержения образуется купол, из которого газы начинают выталкивать очень вязкую плотную лаву, застывающую в виде обелиска. При извержении вулкана Мон-Пеле (1902 г.) подобный лавовый обелиск с заостренной
вершиной поднялся на 900 м, в других случаях он выдвигался значительно меньше, а часто совершенно не выходил из жерла.
Вулканы пелейского типа встречаются, кроме Центральной Америки, на Камчатке. В декабре 1944 г. при извержении вулкана Шевелуч в северо-восточной части старого кратера была выжата горячая вязкая лава, образовавшая конусообразный купол. Выжимание сопровождалось выбросами газов. Позднее в этом куполе газами был проделан новый канал, который вблизи поверхности становился почти горизонтальным. Вырывающиеся из этого канала газы стелились вдоль поверхности горы. Тяжелые горячие лавины вырывались так же, как и из Авачинского вулкана; правда, лавовых обелисков или куполов здесь не получалось .
Катмайский тип вулканов характеризуется извержением кислой лавы, содержащей огромное количество газа. Газ и пары воды вырываются с большой силой, а так как готового жерла нет или он плотно закрыт лавой предыдущих извержений, то, вырываясь, они производят большие разрушения, дробят и поднимают в воздух огромные количества пепла и пыли.
Следующая за газовым облаком лава также настолько насыщена газами, что она фактически превращена в своеобразное газово-лавовое облако, которое, извергаясь, катится по склону в виде горячей лавины. Каждая частичка лавы в этом облаке насыщена и окружена газом, который поддерживает большую (до 1000°) температуру лавины. Горячие лавины, или, как их называют, раскаленные облака, часто вырываются в вулканах этого типа через бокки или трещины, как это имело место при извержении вулкана Катмай. Заканчивается извержение сильным взрывом, во время которого конус может быть сильно поврежден, а кратер очищен от лавы.
Таким образом, у вулканов катмайского типа образуются неправильные конусы с очень расширенным кратером, на дне которого бывают глубокие ямы-колодцы. Сходные с катмайским извержения происходили в ряде мест и, в частности, на Камчатке. При извержении вулкана Авачинская сопка в 1945 г. вырвалось столько пепла, что слой его даже в 25 км от вулкана достигал 45 см. Позднее из вулкана вырвалось несколько горячих лавин.
Кракатауский тип вулканов характеризуется необычайно сильными взрывами с выходом огромного количества газов. Тип назван так по имени вулкана Кракатау, расположенного на острове того же названия в Зондском проливе между островами Суматра и Ява. Извержение этого вулкана началось 26 августа 1883 г. частыми сильными взрывами, совершавшимися через каждые 10 минут. Из кратера и боковых трещин вырывались тучи пепла и пыли, достигающие высоты 16 км. 27 августа утром произошло четыре необыкновенных по силе взрыва, грохот которых был слышен на расстоянии 4800 км, и огромная туча 436
пемзы, пепла и пыли поднялась на высоту 80 км. После того как рассеялся пепел, окутавший гору, обнаружилось, что 2/3 острова бесследно исчезли. На месте горы образовалась глубокая подводная впадина площадью 20 км2.
Взрывные извержения кракатауского типа наблюдались на о-ве Сумбава, где в 1815 г. взорвался вулкан Тамборо, на о-ве Ява, где в 1772 г. при взрыве горы Папандаян был разрушен ее конус высотой 1220 м.
Извержения вулканов кракатауского типа связываются с кислой лавой, располагающейся на большой глубине. При извержении вулкана Кракатау, судя по пемзе и пеплу, это была дацитовая лава, содержащая до 65% кремнезема.
Основную роль при извержениях кракатауского типа играют газы, скапливающиеся в огромном количестве. Некоторые авторы сближают извержения этого типа с извержениями вуль- канского типа.
Газово-взрывные воронки (маары) представляют собой своеобразный тип вулканов газово-взрывной категории. Это плоские блюдцеобразные впадины, по краям которых имеются невысокие валы, сложенные шлаком и обломками горных пород, выброшенных из впадины. Часто такая впадина заполняется водой и образует своеобразное озерко, иногда она бывает заполнена продуктами разрушения горных пород. Маар представляет собой кратер потухшего вулкана, извержение которого состояло из одного взрыва и выброса газов. Ко дну маара подходит вулканический канал, или трубка взрыва, по которой газы магматического очага вырываются на поверхность. Эти вулканические каналы хорошо изучены на юге Германии в горах Швабского Альба, где имеется свыше 120 маар. При изучении их было выяснено, что на глубине 400—500 м трубки взрыва заполнены базальтовой лавой. Выше в них располагаются перетертые и перемятые обломки горных пород, представляющие собой своеобразную брекчию, возникшую под действием взрыва.
Подобные трубки взрывов (без озера на поверхности), часто называемые диатремами, встречаются также в Шотландии, но особенно большую известность они получили в Южной Африке. Южноафриканские диатремы, встречающиеся в районе г. Кимберли, представляют собой широкие каналы с диаметром от 100 до 600 м. Они заполнены вулканической брекчией, именуемой кимберлитом и состоящей из синей глины, обломков туфа и другого обломочного материала. Газы, способствующие образованию брекчии, связаны с ультраосновной магмой, продукты которой иногда находятся в кимберлите. В кимберлитах в большом количестве встречаются алмазы. Характер породы свидетельствует об очень больших давлении и температуре, имевших место в диатреме в период взрыва.
В последнее время было выяснено, что гигантские трубки взрывов диаметром в несколько километров имеются в СССР
в Якутии, в области Сибирской платформы. Эти сибирские трубки взрыва образовались очень давно, в конце палеозоя или в начале мезозоя и так же, как и африканские, являются алмазоносными.
Образование маар и диатрем связано, таким образом, с основной и ультраосновной магмой, располагающейся на очень большой глубине. Газы из этих магматических очагов, как правило, выходят по глубоким трещинам, не производя катастрофических взрывов.
Все рассмотренные маары и диатремы являются следами потухшей вулканической деятельности. Современные маары и трубки взрывов встречаются на Гавайских островах, в Исландии и вблизи некоторых вулканов Камчатки.
Бандайсанский тип вулканов по характеру процесса извержения очень напоминает предыдущие типы газово-взрывных извержений, также характеризуется частыми взрывами, достигающими огромной силы. Деятельность вулканов этого типа несомненно связана с водяными парами и газами, возникающими при проникновении воды в области больших температур, которые, скопляясь, дают взрыв.
Этот тип извержения назван так по имени вулкана Бандай- Сан, расположенного на о-ве Хонсю в Японии. Катастрофическое извержение этого вулкана (1883 г.) проявилось в виде взрыва колоссальной силы, в результате которого была разрушена значительная часть горы и выброшено вверх свыше 1,2 кл3 обломочного материала. Среди последнего отсутствуют свежие вулканические продукты: лава, бомбы и т. п.
Отличить это извержение от извержений типа кракатауского часто очень трудно, так как среди выбросов встречаются обломки вулканического материала прежних извержений, оторванные от стенок кратера. Взрывные извержения бандайсанского типа известны у ряда вулканов Зондских островов.
На о-ве Ява сохранилось воспоминание о катастрофическом извержении вулкана Гулут-Унг в 1892 г. и вулкана Кава-Бару в Папанджанском кратере в 1923—1925 гг., а также вулкана Суох (1933 г.) на о-ве Суматра. Последний начал действовать после землетрясения вследствие того, что в открывшиеся трещины проникла вода. При извержении этих вулканов изливалось огромное количество грязи.
В СССР, по мнению В. И. Влодавца, по бандайсанскому типу извергались вулканы Ильинский и Малый Семячек на Камчатке.
Подводные и потухшие вулканы
В заключение следует охарактеризовать подводные и потухшие вулканы. В обеих этих категориях принципиально новых типов вулканов неизвестно.
Потухшие вулканы на территории СССР занимают более обширные площади, чем действующие. Среди потухших вулканов более широко развиты трещинные вулканы и вулканы гавайского типа.
На Камчатке имеется 28 действующих вулканов, а число потухших вулканов превышает 100. Вулканы, действовавшие в самом недавнем прошлом, имеются на Кавказе, в Карпатах. При-
Рис. 153. Современное распространение олигоценовых, неогеновых и антропогеновых образований на Малом Кавказе (по Е. Е. Милановскому) 1 — палеогеновые лавы и туфы; 2 — неогеновые лавы и туфы; 3 — четвертичные лавы и туфы
байкалье и Забайкалье, в бассейне р. Индигирки и в Амуро-Уссурийской впадине. Последние извержения закавказских вулканов происходили уже. на глазах человека.
На Северном Кавказе находится самая высокая в Европе гора Эльбрус (5633 щ). Верхняя часть горы высотой 1,5 км представляет собой вулканический конус. Вулкан Эльбрус в конце третичного периода изливал лаву среднего и кислого состава, потоки которой достигали в длину 24 км. Сильно была развита также и взрывная деятельность этого вулкана. Сходным образом проявлял себя вулкан Казбек, обладавший несколько меньшими размерами.
Большое количество вулканов находилось в четвертичное время на территории Малого Кавказа (рис. 153). Целая цепь их окружала с юга и запада современную котловину оз. Севан, в западной части Армении возвышался огромный вулкан Арагац. Базальтовые и андезитовые лавы и туфы этих вулканов покрывают большую часть территории Армении. Древние вулканы дают возможность познать строение вулканического аппарата на глубине, так как в процессе последующего разрушения у вулканических гор оказывается вскрыта их внутренняя часть. На рис. 154 изображен разрез вулкана Мерисвилль-Бьютти в Калифорнии, в котором эрозией был вскрыт магматический очаг, заполненный риолитом (Р), андезитовые и риолитовые
Рис. 154. Разрез вулкана Мерисвилль-Бьютти
Р — интрузивные массы риолита; Т — туфы, заполняющие жерло; К — кратер; В — лавовые потоки и туфь#
туфы и брекчии (Т), заполняющие жерло вулкана, и, наконец, широкий кратер (К). Так же хорошо видно слоистое строение вулканического конуса (В).
Подводные вулканы распространены очень широко, составляя примерно 7'7 всех современных действующих вулканов. По типу извержения они бывают различны. Иногда при их извержении на поверхности моря или океана появляются в большом количестве пемза и вулканический пепел, а на дне моря жидкая лава. В некоторых случаях подводное извержение сопровождается сильным взрывом и выбросами газов. Во всех случаях от центра извержения по поверхности воды разбегаются огромные волны. Иногда в связи с подводными извержениями образуются вулканические острова; так, например, в 1796 г. образовался Богословский остров вблизи побережья Аляски. После нового извержения в 1819 г. он увеличился до 30 км2. К югу от Новой Зеландии почти на глазах мореплавателей возник о-в Пемза. Центральный кратер этого острова дымился, а температура воды в районе острова достигала 60°.
Очень интересное проявление подводного вулканизма, вызвавшее образование Санторинских островов, произошло в Греческом архипелаге. Древняя кальдера Санторинских островов оказалась залитой морем. Извержения на ее дне способствовали образованию ряда маленьких островков. После 158-летнего покоя 30 января 1866 г. началось новое подводное извержение. Вода в Санторинской бухте стала нагреваться, с поверхности
бухты отделялись легкие облачка газа, распространявшие запах серы, на островах наблюдались толчки землетрясения. 1 февраля посредине бухты появилась черная зубчатая скала, окруженная белым паром. Количество пара увеличивалось, и 6 февраля столб его достиг 26 м в высоту. Температура воды
Рис. 155. Извержение подводного вулкана в группе Азорских островов в Атлантическом океанеРис. 155. Извержение подводного вулкана в группе Азорских островов в Атлантическом океане
Рис. 155. Извержение подводного вулкана в группе Азорских островов в Атлантическом океане
Рис. 155. Извержение подводного вулкана в группе Азорских островов в Атлантическом океане
в бухте равнялась 46°, а в озерах на острове достигала 84°. Вновь появившаяся гора состояла из трахитовой лавы. 13 февраля в бухте возник новый скалистый гребень, названный Аф- роесса. 20 февраля произошло сильное извержение, из бухты изверглись глыбы лавы, пепла и паров. Куски лавы поднимались на высоту до 500 м, а столб пепла и пара достигал высоты 1000 м. На дно бухты вылилось большое количество лавы.
В районе Азорских островов (рис. 155) в 1957 г. произошло подводное извержение вулкана, в результате чего в группе Азорских островов возник десятый остров.
ПЕРИОДИЧНОСТЬ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ ВУЛКАНОВ
Явление вулканизма состоит в извержении лавы и сопутствующих ей продуктов из лавового очага на поверхность. Деятельность вулкана осуществляется чаще всего в несколько циклов и бывает растянута иногда на многие годы и даже тысячелетия. Период вулканической деятельности длится до полного исчерпания лавы в очаге, причем в процессе его может меняться состав лавы, а значит, характер и тип извержения, как это можно видеть на примере некоторых вулканов: Авачинского, Ксудача (Камчатка), Везувия (Италия), Геклы (Исландия) и др.
Начальная стадия деятельности вулкана характеризуется чаще всего излиянием основной базальтовой лавы, затем изливается андезитовая лава, заканчивается цикл извержением кислой лавы. Одновременно с этим меняется и тип извержения от гавайского через везувианский к бандайсанскому. Иногда в случае гигантского лавового очага отдельные этапы сильно растягиваются во времени, как, например, этап извержений гавайского типа на Гавайских островах. В отдельных случаях период извержения не проходит через все этапы.
Этап вулканизма слагается из отдельных не одинаковых по времени вулканических циклов, охватывающих промежутки времени от нескольких лет до нескольких десятков лет. Так, например, Ключевской вулкан за 250 лет пережил 34 цикла, Авачинский за 215 лет—16 циклов. Начальные циклы этно-везу- вианского типа характеризуются мощными выбросами газов, что связано с исчерпанием верхней газовой шапки лавового очага. Следующие циклы напоминают по характеру извержения вульканский тип, а затем идут циклы извержения собственно этно-везувианского типа. Заключительные циклы иногда резко отличаются друг от друга, что связано с изменениями в составе лавы в лавовом очаге.
В заключительных циклах лава становится иногда более кислой, менее богатой газами; лава среднего состава выдавливается наподобие кислой лавы, образуя при этом вулканические куполы. Сила выдавливания этих куполов бывает часто недостаточной для выхода их на поверхность, и они застревают или в жерле вулканов, или под небольшим слоем осадочных отложений.
Каждый цикл состоит из трех фаз извержения. В начальную фазу лава движется от очага к поверхности, причем это движение сопровождается землетрясением, разогреванием лавовых пробок и т. п. У многих типов вулканов вслед за этим происходит первый, иногда значительный выброс газов, связанный с исчерпанием верхней газовой шапки лавового очага. Затем наступает основная фаза извержения, выражающаяся или в излиянии лавы (у вулканов гавайского, стромболианского и других
типов), или в выбросах лавы и раскаленного облака (у вулканов катмайского и пелейского типов). Заканчивается основная фаза некоторым ослаблением энергии извержения, когда лава, не имея возможности подняться до вершины основного жерла, выливается через боковые трещины, образуя многочисленные бок- ки и паразитические конусы.
У вулканов катмайского и пелейского типов из боковых трещин могут, как и через основное жерло, выделяться пенистая лава и горячие лавины. После этого наступает заключительная фаза извержения, именуемая поствулканической, которая часто сильно растягивается во времени.
Поствулканическая фаза извержения
Эта фг а характеризуется сильным ослаблением вулканической деятельности. Лава уже не выходит на поверхность по ранее существующим открытым трещинам, каналам и ослабленным зонам; сравнительно спокойно выделяются только многочисленные тазовые струи, пары воды, а в отдалении от вулкана теплая или даже горячая вода (термы).
Газовые струи. Склоны вулкана в начале поствулканической стадии иногда напоминают дымящийся котел воды, так как на поверхность его вырываются бесчисленные газовые струи. После извержения вулкана Катмай количество таких струй на одном только склоне вулкана достигало нескольких тысяч. Газовые струи, именуемые фумаролами, по составу газов и их температуре подразделяются на несколько типов.
Сухие фумаролы, в которых отсутствуют или встречаются в очень малом количестве пары воды; температура их достигает 500°; они содержат хлористые соединения натрия и калия с примесью соединений марганца, меди и фтора.
Кислые фумаролы с температурой 300—400°; содержат серную кислоту, хлористоводородную кислоту и пары воды; вокруг этих фумарол часто образуются налеты красного или желтого (от самородной серы) цвета.
Щелочные, или аммиачные, фумаролы с температурой 100°; состоят из хлористого и углекислого аммония, сернистого водорода и паров воды.
Холодные фумаролы, температура которых ниже 100°. Среди холодных фумарол выделяются сернистые, или сольфатары, и. углекислые, или мофетты.
Фумаролы располагаются очень часто группами, иногда цепочкообразно следуя друг за другом вдоль какой-либо трещины. Высота газовых струй бывает от нескольких сантиметров до нескольких метров. Проходя через рыхлые породы или трещины, газовые струи оставляют в порах или на стенках трещин корочки из различных минералов. Особенно интенсивно кристаллизация минералов происходит в том случае, когда газы
встречают на своем пути препятствие и скапливаются около него.
Скопления газа в вулканических областях иногда бывают достаточно значительны: в Италии, например, имеется Собачья пещера, названная так потому, что собака, забежавшая в нее, задыхается от углекислого газа; входящему же в пещеру человеку газ не причиняет вреда, так как он стелется лишь в нижней части пола (до высоты 0,5 ju).
Очень обильны выходы газов в кратерах вулканов. В 1956 г. два советских альпиниста спустились в двухсотметровый кратер Авачинского вулкана. На дне кратера, как пишут они, «со всех сторон с громким шипением и свистом выбивается горячий пар, глыбы дрожат и подпрыгивают, от гула и рева, несущегося из-под скалы, глохнешь. По временам на горячем песке образовываются воронки, из которых с шипением вырывается газ. Все кругом покрыто налетом серы ... жарко, душно, тяжело дышать, от сернистого газа ломит в висках, из глаз текут слезы, не хватает кислорода».
В течение поствулканической фазы происходит изменение характера фумарольной деятельности. В начале этой фазы обычно в большом количестве вырываются сухие фумаролы, затем они сменяются кислыми и щелочными, и, наконец, наступает период действия холодных фумарол, который иногда растягивается на очень значительное время.
Гейзеры. Извержение паров воды также является характерной особенностью поствулканической фазы. По мере развития поствулканического процесса, а также по мере удаления от очага выделение водяных паров сменяется выбросами горячей, обычно сильно минерализованной воды в виде горячих и подогретых источников. Источники бывают постоянно действующие или периодически выбрасывающие воду. Последние называются гейзерами.
В 1941 г. на Камчатке в долине р. Гейзерной было обнаружено более 20 активно действующих гейзеров. Действие самого крупного из этих гейзеров, Великана, по описанию Т. И. Устиновой, происходило следующим образом: из небольшой, чашеобразной впадины, именуемой грифоном, выделялся горячий пар. Через 11 минут на дне грифона появилась горячая вода, с силой выбрасываемая из канала. Еще через 11 минут вода заполнила весь грифон и, то повышаясь, то понижаясь, начала толчками переливаться через край его. Затем она была вытолкнута в виде полутораметрового фонтана, после чего из грифона вырвался громадный столб воды и пара высотой 50 м. Клубы пара поднялись вверх, до высоты 300 м, и затем рассеялись, столб воды держался в течение 2 минут, а затем, постепенно сокращаясь, исчез. Грифон стал пустым, только со склонов в него стекла вода. Через И минут вновь появляется вода, начинается новый цикл деятельности источника.
Периодичность извержений гейзеров бывает удивительно постоянна. Интервалы между извержениями колеблются у различных гейзеров от 10 минут до 5,5 часа. Температура воды у выхода из канала равняется плюс 94—99°. Вода гейзеров бывает обычно минерализована, она содержит соли натрия, магния, кальция, кремневой кислоты. В связи с этим вокруг гейзеров часто наблюдаются отложения солей в виде пористых известковых или кремнистых туфов. Гейзеры известны в Исл ан
Рис. 156. Гейзер в Йеллоустонском парке в США
дии, Новой Зеландии. Особенно многочисленны они в Йеллоустонском национальном парке в США (рис. 156), где имеется около 85 гейзеров и несколько тысяч горячих источников.
Механизм работы гейзеров объясняется следующим образом: в период покоя у дна канала гейзера скапливается вода с температурой выше 100°, находящаяся под большим давлением вышележащего столба воды и поэтому не превращающаяся в пар в нижних частях канала. В более высоких частях вода начинает кипеть и выбрасываться вверх, вследствие чего давление уменьшается, наступает критический момент, когда перегретая вода, мгновенно обратившись в пар, производит извержение. Вода, выброшенная взрывом паров, частично возвращается
в жерло гейзера и, понижая в нем температуру, прекращает извержение пара.
Грязевые вулканы. В поствулканических процессах основную роль, таким образом, играют пары воды, газы и вода. Вследствие подогрева магмы, расположенной на глубине, все эти компоненты находятся в горячем состоянии и весьма подвижны. С водой и газами в вулканических областях связаны небольшие грязевые вулканы, происхождение которых может быть объяснено так же, как и грязевых вулканов нефтяных областей. Грунтовая и частично ювениальная вода, богатая вулканическими газами, смешиваясь с рыхлыми вулканическими продуктами, часто образует в верхних частях земной коры значительное скопление грязи. Эти грязевые скопления могут выливаться по трещинам, образуя грязевые потоки, внешне очень похожие на лавовые.
Газы, подпирающие и насыщающие грязь, в некоторых случаях могут прорываться, давать взрыв, а затем из образовавшегося кратера выбрасывать грязь. В месте прорыва их образуется грязевой конус, полностью имитирующий маленький вулканический конус. Выбросы газа и грязи из такого конуса очень напоминают вулканические явления.
Грязевые вулканы широко распространены в областях, где развиты поствулканические процессы. На Камчатке такие вул- канчики развиты на дне кальдеры Узона, в кратере вулкана Бурлящего, в кратере вулкана Семячека, в долине речки Гейзерной и в других местах. Конуса этих вулканов невелики, достигают в высоту 1—2 м, а диаметр кратера измеряется десятками сантиметров. Грязевые потоки, изливающиеся из этих кратеров, имеют в длину десятки метров, температура грязи при извержении достигает 80—90°.
После излияния грязи иногда происходит провал вокруг кратера, образуется широкая воронковидная впадина, имитирующая кальдеру.
ПРОДУКТЫ ВУЛКАНИЧЕСКИХ ИЗВЕРЖЕНИЙ
В процессе вулканической деятельности на поверхность Земли выбрасываются вулканические продукты трех типов: жидкие, твердые и газообразные. Детальное изучение всех этих выбросов представляет большой интерес, так как по ним можно познакомиться с составом и состоянием вещества в глубине Земли и определить тип вулкана.
Жидкие продукты. К жидким продуктам относятся лавы разнообразного состава, которым и определяются ее свойства. Лавы основного состава жидки и легкоподвижны. При застывании из такой лавы образуется базальтовая порода черного или темносерого цвета. При остывании лав среднего состава образуются андезитовые породы. Лавы кислого состава обычно бывают ме- 446
нее подвижны и характеризуются большей густотой и вязкостью ио сравнению с основными и средними лавами. Они застывают в виде куполов или толстых коротких потоков, в то время как лавы основного состава разливаются на большие площади в виде маломощных покровов и потоков. При застывании лавы кислого состава образуют дацитовые и липаритовые породы, характеризующиеся более светлым цветом (часто белые), чем средние и основные породы.
Количество лавы, изливающейся при извержении, бывает очень различным; особенно много выливается базальтовой лавы. Лавовые потоки достигают нескольких километров в длину при ширине в сотни метров. Так, например, из вулкана Сикурашима в Японии в 1914 г. вылилось лавы больше 1 ки3, а вес ее превышал 3000 млн. т.
Текучесть лавового потока определяется составом лавы, температурой и наличием растворенных в ней газов. Лава растекается потоками при температуре выше 1050°, причем потоки основной лавы движутся со скоростью нескольких километров в час. Скорость течения лавового потока и его температура определялись учеными неоднократно.
Советские исследователи В. Ф. Попков и И. 3. Иванов с целью изучения лавового потока совершили беспримерный в истории дрейф на лаве, текущей по пологому склону Ключевского вулкана. Лаврвый поток был покрыт тонкой коркой, температура которой у подошвы ног была 270—300°, а под коркой, на глубине 40 см, температура лавы достигала 870°.
По произведенным замерам температура лавы в озерах на Гавайских островах изменялась от 1050 до 1185°, а в кратере Килауэа достигала 1300°. Температура кислой лавы в момент извержения вулкана Мон-Пеле равнялась 1000°.
Лава, выливающаяся из вулкана, может быть плотной, если газы выделились из нее еще в жерле вулкана, и пористой, в случае насыщения ее газами. Поры в лавах могут быть самых различных размеров. В случае большого скопления газов в лаве образуются крупные каверны. Так, В. Ф. Попков и И. 3. Иванов наблюдали как местами поверхность лавы вздувалась в виде большого купола, достигавшего нескольких метров в диаметре, газы с шумом выходили из-под этого купола — лавового пузыря, и внутри котла образовывалась большая пустота.
Иногда из-под лавовой корки вырывается лавовый поток, и тогда под коркой образуется огромная пустота. В Калифорнии в застывшей лаве наблюдались полости высотой 20 м, шириной от 6 до 25 м при длине свыше 1 км.
Лавы, насыщенные газами, при застывании образуют породу, переполненную мелкими порами и называемую пемзой. В порах и пустотах могут возникать различные минералы, кристаллизующиеся как из газов, так и из водных растворов, про-
никающих в эти пустоты. В результате в лавовой породе возникают многочисленные шарики или бобовины кальцита, опала, агата, цеолитов и других минералов. Такая порода носит название миндалевидного камня, или мандель- штейна.
Рис. 157. Волнистая поверхность лавы Везувия (фото Я- Ванура)
Поверхность лавового потока бывает обычно двух типов! глыбовая и волнистая. Глыбовая поверхность напоминает поверхность реки во время ледохода. Она образуется у более
Рис. 158. Шаровая лава. Кавказ. Долина р. Ингури (фото В. И. Славина)
вязких лав или в том случае, когда происходило разламывание уже застывшей лавовой корочки. Волнистая, плоскобугристая поверхность бывает у жидкой лавы (рис. 157). На этой поверхности хорошо видно, как одни порции уже загустевшей лавы наплывали на другие и затем в таком виде застывали.
В случае излияния волнистой лавы в море поверхность лавы иногда напоминает площадь, уложенную подушками или мешками с песком. Такая поверхность лавы получила название п о- душечной. Обособление подушек часто распространяется на значительную глубину лавового потока и тогда лавовая порода состоит из шаров, тесно примыкающих друг к другу. Такая порода носит название шаровой лавы (рис. 158).
Очень часто лава имеет слоистое, или полосчатое, строение, что связано с постепенным наслоением одних порций лавы на другие.
Большинство лав имеет неполнокристаллическое строение, когда в лаве наряду со стеклом имеются мелкие, а иногда и крупные кристаллы отдельных минералов. Так, например, для лав Везувия очень характерно выделение белых кристаллов лейцита. В лавах одного из кратеров Этны образуются крупные кристаллы авгита, а в лаве вулкана Эребус (Антарктика)— анортоклаза (щелочной полевой шпат). Некоторые лавы успевают полностью раскристаллизоваться, и тогда они обладают мелкокристаллической структурой.
Лавы с глыбовой поверхностью при застывании иногда оказываются полностью раздроблены и в застывшем состоянии образуют брекчию, состоящую из отдельных обломков. Такая порода называется агломератом.
Очень часто не вся лава выливается в виде сплошной массы; нередко она выбрасывается в виде отдельных брызг и комков. Эти лавовые комки, охлаждаясь, превращаются в сгустки, имеющие грушевидную форму. Такие сгустки лавы носят название лавовых бомб. Часто вследствие вращательного движения в воздухе они бывают веретенообразными, иногда шаровидными или бесформенными, изредка лентообразными (рис. 159).
Размеры лавовых бомб колеблются от величины грецкого ореха до величины арбуза и больше. Внутри некоторых из них обнаруживается пустота, связанная с центробежным движением во время полета. В других бомбах, наоборот, внутри обнаруживается твердое инородное тело — кусочек лавы более древнего извержения или обломок боковой породы жерла.
Густая вязкая лава иногда выбрасывается в виде огромных глыб весом в несколько тонн. Мелкие комки жидкой лавы иногда растягиваются в тонкие нитки, получившие название «волос Пеле» (Пеле — богиня огня гавайцев). Часто лава выбрасывается в виде небольших комочков, которые, скопляясь на земле, застывая и уплотняясь, образуют сильнопористую вулканическую породу — шлаковый туф.
Твердые продукты. Большинство вулканов одновременно славой выбрасывают огромное количество твердых продуктов. Не-
которые исследователи, в частности английский вулканолог Тир- рель, считают, что количество твердых продуктов в десятки, а то и в тысячи раз превышает количество лавы. Твердые продукты представляют собой обломки самой различной величины — от долей миллиметра до нескольких метров в диаметре. Провести точную грань между жидкими и твердыми продуктами не всегда удается, так как жидкая капелька лавы быстро застывает в воздухе и падает на землю в виде твердого шарика.
2
Твердые продукты вулканизма подразделяются по величине обломков на следующие типы: 1) вулканический пепел, пыль; 2) вулканический песок; 3) вулканические камешки (лапилли); 4) вулканические бомбы; 5) вулканические глыбы. Все эти продукты извержения образуются за счет раздробления при взрывах застывшей лавы прежних извержений, а также осадочных и магматических пород, слагающих жерло вулкана. Чем больше взрывная волна, тем больше количество твердых продуктов извержения; их очень много при извержениях бандайсанского, катмайского и пелейского типов и относительно мало при извержениях исландского и гавайского типов.
Вулканический пепел представляет собой мельчайшие (от долей до миллиметра) остроугольные обломки пемзы, стекла, различных минералов, видимые только под микроскопом. Цвет вулканического пепла самый разнообразный. Из камчатского вулкана Ксудач в 1907 г. был выброшен пепел желтого цвета, часть пепла вулкана Кракатау имела красный цвет. Вулканический пепел выбрасывается иногда в огромных количествах. При извержении вулкана Ксудач его было выброшено около 3 км3. Еще большее количество пепла (около 20 км3) было выброшено при извержении вулкана Катмай (1912 г.).
Пепел может распространяться на очень большие расстояния от кратера вулкана, так как при взрыве он выбрасывается в высокие слои атмосферы, где разносится воздушными течениями. Предполагается, что вулканический пепел из вулкана Кракатау дважды облетел земной шар, в связи с чем в Европе в последующие годы выпадали дожди красного цвета.
Скорость перелета пепла достаточно большая: во время извержения вулкана Аски в Исландии через 12 часов после извержения пепел оказался на западном берегу Норвегии, а еще через 10 часов долетел до Стокгольма, т. е. скорость его переноса достигала 80—100 км/час.
Пласты пепловых пород, накопившиеся в результате прошлой деятельности ныне потухших вулканов, встречаются очень часто, причем иногда в значительном удалении от вулкана. Например, пеплы вулканов, извергавшихся в Закарпатье, были встречены к северу от Карпат в Подолии, а пеплы кавказских вулканов встречаются в Воронежской области. Толщина пластов этих пород достигает иногда нескольких метров.
Вулканический песок содержит зерна, более крупные, чем пепел (от 1—5 мм до горошины); состоит он также из мелких перетертых частиц раздробленной лавы и боковых пород; при осаждении обычно бывает перемешан с пеплом.
Из кратера вулкана в большом количестве выбрасываются и более крупные, чем песок и пепел, обломки самых различных размеров — вулканические бомбы (см. рис. 159). Все они, как правило, угловаты и очень различны по составу.
Во время извержения горы Вулькано однажды была выброшена глыба объемом 25 я3 и весом 68 т. В большом количестве обломки выделяются обычно в первую фазу извержения, когда происходит прорыв основного жерла, затем к ним примешиваются во все возрастающем количестве лапилли и лавовые бомбы. Обломки вместе с вулканическим песком и пеплом скапливаются на склонах вулкана у его подножия и главным образом в рытвинах и канавах, бороздящих склон.
Вулканокластические породы. Весь обломочный материал, выбрасываемый из вулкана, получил название вулканокластического («клястикос» по-гречески — раздробленный). При осаждении, уплотнении и затвердевании этого обломочного материала образуются вулканические породы, которые по способу образования, количеству и размерам обломков и характеру цемента разделяются на туффиты и туфы.
Туффиты осаждаются в водной среде, т. е. в морях и озерах; большинство их формируется при подводных извержениях вулканов. Туффиты бывают часто хорошо слоисты. Они содержат примесь терригенного или органогенного материала, иногда в них встречаются обломки фауны или отпечатки морских животных. В составе туффитов преобладает вулканический материал, а структура, текстура и способ отложения их соот-
ветствуют таковым нормальной осадочной породы. Так же как осадочные породы обломочного происхождения, туффиты подразделяются по величине обломков на пепловые туффиты, ту- фопесчаники, туфобрекчии и туфоконгломераты.
Туфы подразделяются по величине обломков на пелитовые и псаммитовые туфы; а по составу на туфы кислых, средних и основных пород.
Туфы, так же как и туффиты, часто содержат примесь материала не вулканогенного происхождения, смытого или сорванного со склонов, а также выброшенного из кратера.
Часто можно обнаружить смешанную туфолавовую породу, образующуюся в том случае, когда на еще не остывшую лаву в большом количестве падал туфогенный материал. Особенно характерны отложения грязевых потоков, которые образуются вследствие обильных дождей, следующих за извержением вулкана. В грязевой поток вовлекается все: пепловый материал, адсорбированный дождевыми каплями в атмосфере; свежий, еще не успевший уплотниться туфогенный материал на склонах; обломки лавы; почва и рыхлые осадочные породы (обломки осыпей и обвалов). Вся масса грязевых потоков, плохо сортированная и очень разнообразная по составу, отлагается у подножия вулканических конусов.
Грязевые потоки, проносясь по рыхлым, часто еще не окон- чатслыю закрепленным склонам вулканического конуса, резко изменяют его очертания. На склонах вулкана образуются многочисленные промоины — овраги, радиально расходящиеся от вершины вулкана. Эти промоины именуются барранкосами.
Установить природу образования вулканокластических пород древних потухших вулканов часто бывает очень трудно, поэтому классифицируют их главным образом по составу, а не по условиям образования. Среди них выделяют: лавовые брекчии, состоящие из обломков лавы, пирокластические породы («пир» по-гречески — огонь), состоящие из спекшихся обломков туфов и вулканических брекчий, и пирокластически-осадочные породы, которые состоят как из вулканического материала, так и из осадочных пород.
Вулканокластические породы, особенно ископаемые, распространены значительно шире, чем собственно лавы. В Советском Союзе они широко развиты на Малом Кавказе среди отложений юрского и третичного возраста, в Закарпатье — среди отложений неогенового возраста, на Урале и Казахстане — среди палеозойских отложений, на Дальнем Востоке — среди мезозойских и кайнозойских отложений.
Газообразные продукты. Газы и пары воды образуются при химических реакциях в магме и при взаимодействии магмы с боковыми породами. Значительная часть их в процессе извержения отделяется от лавы и выбрасывается в атмосферу (рис. 160), тогда как другая выделяется вместе с лавой.
Рис. 160. Выброс газов из вулкана Везувий (по Кеттнеру)Рис. 160. Выброс газов из вулкана Везувий (по Кеттнеру)СО2 5,7%СО0,6%Н21,1 %N3 0,26%СО2 5,7%СО0,6%Н21,1 %N3 0,26%Аг 0,003%Н2О 90%S2 . • 1,38%С12 0,4%Аг 0,003%Н2О 90%S2 . • 1,38%С12 0,4%
Рис. 160. Выброс газов из вулкана Везувий (по Кеттнеру)
Рис. 160. Выброс газов из вулкана Везувий (по Кеттнеру)
СО2 5,7%
СО0,6%
Н21,1 %
N3 0,26%
СО2 5,7%
СО0,6%
Н21,1 %
N3 0,26%
Аг 0,003%
Н2О 90%
S2 . • 1,38%
С12 0,4%
Аг 0,003%
Н2О 90%
S2 . • 1,38%
С12 0,4%
Часть газов выделяется из лавы уже после извержения в виде* фумарол. Основная масса газовой части извержений состоит- из паров воды. В газах, выделившихся из лавы Килауэа,,
водяной пар составлял 68,2%, а в фумаролах вулкана Катмай— 99% по объему.
Изучение состава газов при извержениях представляет большие трудности. В. Ф. Попов и И 3. Иванов пытались уловить их непосредственно из лавового пузыря на поверхности движущегося лавового потока. Зарубежные ученые Дей и Шеперд спустились в газовых масках на дно кратера Килауэа и засунули железную трубку в трещину лавового пузыря в непосредственной близости от лавового озера. По их данным, газ, извлеченный из
свежей лавы Килауэа, содержал:
В фумаролах вулкана Катмай в «Долине десяти тысяч дымов» присутствовали хлористоводородная кислота, углекислота, сернистый водород, азот, фтористоводородная кислота; второстепенными были кислород, окись углерода, аргон и аммиак. Количество выбрасываемых при извержении газов установить очень трудно. Ученые Альфано и Фридлендер считают, что в 1906 г. Везувий выбросил газов во много раз больше как по объему, так и по весу, чем пепла и лавы вместе взятых.
Вулканические газы, пары воды и пепел, попадая в атмосферу, способствуют некоторым изменениям ее состояния. После извержения вулкана Ксудач на значительной территории Дальнего Востока наблюдалось удивительно влажное лето, что связывалось с обильными выбросами пара и конденсацией его пепловыми частицами.'Часто тонкие пепловые частицы изменяют состояние атмосферы и условия прохождения световых лучей. Вследствие этого, например после извержения вулкана Кракатау, в ряде мест наблюдались своеобразные розовые и красные зори и закаты.
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРОСТРАНЕНИЕ ВУЛКАНОВ
В настоящее время на земном шаре насчитывается 541 действующий вулкан. Количество потухших и уснувших вулканов, действовавших в третичное и четвертичное время, определяется цифрой в несколько тысяч. Большинство действующих вулканов приходится на территорию суши; подводных среди них зафиксировано всего 76. Все эти вулканы по далеко не полным данным произвели свыше 2500 извержений.
Вулканические центры на земном шаре располагаются очень неравномерно. Подавляющее большинство вулканов приурочено к побережьям океанов и морей или к островным цепям (рис. 161). На материках действующие вулканы встречаются редко; совсем неизвестны они в Австралии; в Евразии они находятся только на побережье Средиземного моря и Камчатском полуострове, в Северной и Южной Америке приурочены к относительно узкой зоне Западного (Тихоокеанского побережья), в Африке некоторое количество вулканов располагается в верховьях Нила, в Антарктике — на северо-восточном ее побережье. Таким образом, вулканы на материках, за исключением Американского, немногочисленны и приурочены, кроме Африки, исключительно к их краевым частям.
Тихоокеанский пояс
В размещении вулканов на поверхности Земли наблюдается определенная закономерность. Больше всего вулканов сосредоточено на побережье и островах Тихого океана, где они образуют так называемое Тихоокеанское огненное кольцо. Это кольцо прослеживается по островам западного побережья Тихого океана начиная от Камчатки, протягивается черкез Курильские Острова на Японские острова, где располагаются знаменитый вулкан Бандай-Сан и красивейший по своим очертаниям вулкан Фудзияма. Дальше к югу вулканическая цепь разделяется на две, огибая в виде кольца Филиппинскую впадину. Восточная ветвь прослеживается через острова Бонин, Вулькано, Марианские; западная островная ветвь проходит через острова Рюкю, вблизи Тайваня, через Филиппинские и Молуккские острова, затем поворачивает на восток и огибает Австралию, через о-в Новая Британия, Соломоновы острова и Новые Гебриды. Здесь вулканический пояс разветвляется на две ветви, одна из которых, прослеживаясь через острова Самоа, Тонга, уходит на острова Хуан-Фернандес вблизи Чилийского побережья. Эта ветвь замыкает с юга Малое Тихоокеанское кольцо вулканов.
В промежутке между вулканами Самоа и Хуан-Фернандес располагаются потухшие вулканы на островах Общества, Туа- моту, Маркизских, Сала-и-Гомес и Пасхи. Ветвь, идущая на юг от о-вов Новые Гебриды, замыкает Большое Тихоокеанское
кольцо. Она прослеживается через острова Лоялти, Кермадек, Новую Зеландию, где располагается вулкан Руа-Пеху, и далее следует через о-в Боллени на северо-восточную оконечность Антарктиды, где известен вулкан Эребус, являющийся самой высокой точкой Антарктиды (3570 м). Извержения этого вулкана происходили в начале прошлого столетия. Вблизи Эребуса располагается другой вулкан Антарктиды—Террор.
Затем Большое Тихоокеанское вулканическое кольцо прослеживается через землю Александра I и Южные Шетландские острова, делает петлеобразный изгиб в Атлантический океан через Южные Оркнейские острова, Южные Сандвичевы острова, о-ва Южной Георгии и переходит на Южно-Американский континент.
Все вулканы южной петли являются потухшими или находятся в стадии поствулканической деятельности. Восточная часть Тихоокеанского кольца прослеживается вдоль Анд. Здесь вулканы представляют собой высокие горы, вершины которых находятся на высоте 6000 м и более (Котопахи 5940 .и, Семаха 6780 л). К северо-востоку от Сант-Яго располагается самый высокий вулкан Аконкагуа (7035 jh). Некоторые вулканы Анд отстоят от моря на расстоянии 300 км. Всего в Южной Америке известно 30 действующих вулканов.
Особенно многочисленны вулканы в Центральной Америке: в Мексике, Гватемале, Гондурасе и Никарагуа. Здесь располагаются известные вулканы Ицалько, Попокатепетль (дымящаяся гора), Парикутин, Хорульо. Особенно известны два последних вулкана, возникшие на глазах человека — вулкан Хорульо образовался в 1759 г., а Парикутин — в 1943 г. Многие вулканы Мексики, так же как и вулканы Камчатки, располагаются рядами, по-видимому, вдоль тектонических трещин.
В Центральной Америке наблюдается 36 действующих вулканов. По их количеству Центральная Америка стоит на третьем месте в Тихоокеанском поясе, уступая только Японии, (58 действующих вулканов) и Курильским островам (39 вулканов). В Северной Америке (без Аляски) количество действующих вулканов невелико (всего 7), но количество потухших вулканов, судя по потокам древней лавы, весьма значительно. Из вулканов Северо-Американского побережья наиболее интересен вулкан Лассен-пик, который прошел полный цикл развития от извержений гавайского типа и до газовых выбросов. Его извержение в 1915 г. представляло собой ряд следовавших один за другим взрывов с выбросами огромного количества газов. Во время одного из газовых выбросов лавовая пробка из жерла была выдвинута в виде обелиска.
Севернее вулканический пояс проходит через Аляску, где насчитывается 11 действующих вулканов, во главе с знаменитым вулканом Катмай, через Алеутские острова, в пределах которых располагается 17 действующих вулканов, и замыкается на
Камчатке. Наибольшее число вулканов сосредоточено в северо-западной части Тихоокеанского вулканического пояса. На Алеутских островах, Камчатке, Курильских и Японских островах сосредоточено 142 вулкана, т. е. больше ’Д действующих вулканов всего земного шара.
При рассмотрении Тихоокеанского вулканического кольца в целом выявляется одна общая закономерность — большинство вулканических центров располагается вдоль наиболее глубоких впадин: Курильской, Марианской, Филиппинской, Кермадекской, Южно-Сандвичевой, Атакамской, Гватемальской, Алеутской и др., т. е. вулканические цепи возникают в условиях наиболее крутых наклонов океанического дна. Очевидно, здесь в связи с глубокими прогибаниями во впадинах создаются растяжения земной коры и образуются глубокие трещины — разломы, в которые и устремляется магма.
В центральных частях Тихого океана, вне описанного пояса, вдали от глубоких прибрежных впадин располагаются только вулканы Гавайских островов, причина возникновения которых еще до сих пор не вполне ясна. По внешней периферии Тихоокеанского вулканического кольца, т. е. в восточных частях Азиатского материка, в Китае, в Северо-Восточной и Восточной Австралии, а также в более внутренних частях Северной и Южной Америки располагается пояс потухших вулканов мелового и третичного времени.
Создается впечатление, что центры вулканических извержений с течением времени смещаются с материка в сторону Тихого океана.
Тихоокеанский вулканический пояс является наиболее активным, к нему приурочены 324 вулкана, т. е. 60% всех действующих вулканов.
Средиземноморско-Индонезийский пояс
Средиземноморско-Индонезийский вулканический пояс вытянут в северо-западном направлении от Австралии до Атлантического океана. Участки с наиболее активными действующими в настоящее время вулканами располагаются на концах этого пояса. Наибольшее количество действующих вулканов сосредоточено в Индонезийской части пояса. Здесь располагаются вулканы на островах Танимбар, на Малых Зондских островах, на Яве, Суматре, Никобарских, Андаманских, Молуккских островах. Именно здесь располагается большее число вулканов взрывного типа — Кракатау, Папандаян, Тамбора и др.
Всего на относительно небольшом пространстве Индонезийской части пояса сосредоточено 92 наземных и 12 подводных действующих вулканов. Кроме того, здесь имеются 88 вулканов, находящихся в стадии затухания, с характерными процес- бами поствулканической деятельности.
В горах Центральной Азии пояс действующих вулканов прерывается, но здесь располагается целый ряд потухших вулканов, один из которых (Рубрук) был обнаружен в Тибете. Средиземноморский отрезок пояса на востоке также начинается с потухших или уснувших вулканов, к числу которых принадлежат Демавенд и Арарат. Последние извержения Арарата, возможно, происходили в начале нашей эры. Дальше следуют потухшие вулканы Кавказа, Северо-Восточной Турции, Балкан и Карпат.
К югу от этой полосы в северной части Средиземного моря располагается пояс современных действующих вулканов, захватывающий Грецию, Аппенинский полуостров и Сицилию. Здесь располагаются Везувий, Этна, Стромболи, Вулькано и др. Всего в районе Средиземного моря насчитывается 10 наземных и 7 подводных вулканов, а в Средиземноморско-Индонезийском поясе в целом —134 действующих вулкана.
Очевидно Средиземноморско-Индонезийский пояс продолжается дальше на запад в область Азорских островов и затем через Бермудские острова подходит к Малым Антильским островам с знаменитым вулканом Мон-Пеле. Индонезийская часть этого пояса на востоке в районе Соломоновых островов и о-вов Новые Гебриды соединяется с Тихоокеанским поясом и, возможно, пересекает его. Дальше Средиземноморско-Индонезийский пояс продолжается через о-ва Самоа, Маркизские острова, на о-в Галапагос и, пересекая Тихоокеанский пояс в Центральной Америке, выходит на Малые Антильские острова. Таким образом, этот вулканический пояс опоясывает земной шар в областях, близких к экватору.
Атлантический пояс
В отличие от Тихоокеанского пояса этот пояс приурочен к центральным частям Атлантического океана. Все действующие вулканы располагаются здесь на островах. Наиболее северные вулканы этого пояса находятся на о-ве Ян-Майен. Дальше следуют знаменитые вулканы Исландии, еще южнее — вулканы Азорских островов и о-ва Пико, затем вулканы Мадейры и Канарских островов, вулканы Зеленого мыса, Фернандо-Норонья, о-вов Вознесения, Св. Елены. Наиболее южные вулканы этого пояса располагаются на о-вах Тристан-да-Кунья.
Всего в Атлантическом поясе насчитывается 59 действующих вулканов, из них 25 подводных. Значительная часть этих вулканов, так же как и в Тихом океане, располагается по краям впадин: Монако, Ангола и др. Но в Атлантическом океане глубокие впадины выражены менее четко. Многие вулканы — Азорских островов, Вознесения, Тристан-да-Кунья — располагаются на вершине Атлантического подводного хребта.
Таким образом, на поверхности Земли наблюдается три основных закономерно протягивающихся вулканических пояса. Каждый пояс имеет свои специфические черты. Для Тихоокеанского пояса характерна наиболее активная деятельность с развитием самых разнообразных типов вулканов. Средиземноморско-Индонезийский пояс характеризуется вулканами взрывного
Рис. 162. Кратер вулкана Килиманджаро. Африка
типа, т. е. бандайсанского и пелейского, а также вулканами эт- но-везувианского типа. Для Атлантического пояса характерны трещинные и подводные вулканы.
Помимо указанных вулканов, связанных в определенные пояса, наблюдается несколько групп вулканов, стоящих вне этих поясов. К числу их принадлежат в первую очередь вулканы Африканского материка. Полоса этих вулканов, действующих и потухших, прослеживается в восточной Африке в меридиональном направлении, между Нилом и западным побережьем Индийского океана.
В северной части этой полосы в Эфиопии, а также в Малой Азии, Сирии и Саудовской Аравии располагаются вулканы потухшие. В южной части полосы в области Великих Африканских озер располагаются действующие вулканы Кения и Килиманджаро (рис. 162) и группа вулканов Кирунга. В западной части Африки вулканы имеются в горах Камеруна и на островах в Гвинейском заливе (Сан-Хуан, Сан-Тобе и Др.).
.ридиональном направлении..ридиональном направлении.Рис. 163. Анюйский вулкан в Заполярье (фото Е. К- Устиева)Рис. 163. Анюйский вулкан в Заполярье (фото Е. К- Устиева)
.ридиональном направлении.
.ридиональном направлении.
Рис. 163. Анюйский вулкан в Заполярье (фото Е. К- Устиева)
Рис. 163. Анюйский вулкан в Заполярье (фото Е. К- Устиева)
Всего на Африканском материке ' имеется 12 действующих вулканов. Целый ряд потухших вулканов имеется на о-ве Мадагаскар. Все вулканы Африканского материка связаны с глубо
кими зонами разлома, идущими в ме-
Несколько действующих вулканов располагается в Индийском океане на о-вах Родригес, Реюньон, Нового Амстердама и Св. Павла. Потухшие вулканы встречаются в южной части Индийского океана на о-вах Крозе и Кергелен.
Группа потухших вулканов встречена в Сибири, Забайкалье и Прибайкалье. Несмотря на их древность, у этих вулканов, как, например, у вулканов Мушкетова, Лопатина, Кропоткина и др., хорошо сохранился не только конус, но и кратер. Вулканы эти изливали основную лаву, выбрасывали туфы и пепел и являлись стратовулканами. В 1937 г. в верховьях р. Момы в районе хребта Черского был обнаружен вулкан Балаган-Тас, со шлаковым конусом высотой 180 м, излившим поток базальтовой лавы.
Совсем недавно в верховьях малоисследованной р. Анюй (приток Колымы) был открыт молодой Анюйский вулкан с относительной высотой 120 м (рис. 163). Вулкан имеет широкий кратер до 300 м шириной и 90 At глубиной. Из кратера выливалась трахибазальтовая лава, поток которой достигал 60 км. Извержение этого вулкана произошло, по мнению геолога Устиева, 300— 500 лет назад. Из анализа архивных материалов и опроса местных жителей выясняется, что в бассейнах р. Индигирки есть вулкан, еще не открытый, извержение которого происходило в XVIII в.
Общее количество вулканов на земном шаре было подсчитано В. А. Обру
чевым и В. И. Влодавцем (табл. 17).
Основная масса вулканов располагается в областях наиболее сильного проявления внутренних сил Земли, где наблюдается опускание одних участков земной коры и поднятие дру-
Географическое распределение действующих вулканов1
Области распространения и районы деятельности вулканов
Количество вулканов
наземных
црдводных
|всего
Тихоокеанский пояс
Камчатка
28
28
Курильские острова
37
2
39
Японские острова
* 49
9
58
Тайвань .. . •
—
4
4
Восточное побережье Вьетнама . .
—-
1
1
Филиппинские острова
12
—.
12
Острова Сангихе
4
2
6
Остров Целебес
4
—
4
Залив Томини .
1
—
1
Остров Джайлоло ..
6
-
6
Остров Новая Гвинея
10
——
10
Остров Новая Британия
10
—
10
Соломоновы острова
3
——
3
Острова Санта-Крус
1
—
1
Острова Новые Гебриды
5
2
7
Острова Лоялти
1
—
1
Остров Новая Зеландия . • . . . .
5
—
5
Антарктида
2
—
2
Южная Америка
30
1
31
Острова Хуан-Фернандес
3
3
Центральная Америка
36
—
36
Северная Америка
18
—
18
Остров Унимак . . •
4
—
4
Алеутские острова
17
—
17
Острова Самоа . . .
4
—
4
Острова Тонга . : •
6
3
9
Острова Кермадек •.
1
2
3
Дунбэй . . :
2
—
2
Всего:
295
29
324
Средиземноморско-Индонезийский пояс
Средиземное море
10
7
17
Малая Азия
2
—-
2
Индонезийский архипелаг
92
12
104
Всего:
104
19
123
1 С уточнением на 1960 г.
Продолжение табл. 17
Области распространения и районы деятельности вулканов
Количество вулканов
наземных
ПОДВОДНЫХ
всего
Возможное продолжение Среди-
земноморско-Индонезийского
пояса
Галапагосские острова
3
—
3
Вест-Индия
6
2
8
Всего:
9
2
И
Атлантический пояс
Остров Ян-Маейн
1
—
1
Исландия
22
4
26
Северная Атлантика
—
5
5
Азорские острова
7
2
9
Центральная и Южная Атлантика .
4
14
18
Всего:
34
25
59
Внепоясные вулканы
Африка
12
—
12
Юго-западная часть Индийского
океана .
4
1
5
Северо-Восток Азии .,,,...
3
—
3
Гавайские острова.. .
4
—
4
Всего:
23
1
24
Всего действующих
вулканов на земле:
465
76
541
гих, как это видно на примере Тихоокеанского кольца. Таким образом, появление магмы на поверхности Земли связано с внутренними процессами, происходящими на глубине. Там, где эти процессы наиболее активны, магма ищет ослабленные трещиноватые зоны в земной коре, расширяет и раздвигает их, проделывая каналы, по которым и изливается на поверхность.
Так происходят вулканические извержения в области вулканических поясов. Несколько иначе происходит извержение магмы на поверхность в центральных частях материков, где глубокие разломы земной коры своим основанием достигают
-магматического очага. Магма и газы вследствие большого давления/которое они испытывают на глубине, устремляются вверх: по этим уже готовым каналам.
ГЛУБИННЫЙ (ИНТРУЗИВНЫЙ) ВУЛКАНИЗМ'
Не вся магма, движущаяся к поверхности, достигает ее. Вследствие отсутствия открытых трещин или недостаточной' энергии магма может остановиться внутри твердой оболочки земной коры, где, попав в зоны с иным, более низким тепловым1 режимом, начинает постепенно остывать.
ДИФФЕРЕНЦИАЦИЯ МАГМЫ
О свойствах и составе магмы судят по лаве и тем магматическим горным породам, которые образовались в результате-
остывания магмы. Этиостывания магмы. ЭтиРис. 164,- Дифференциация магмы в Тагильском массивеРис. 164,- Дифференциация магмы в Тагильском массивепороды по составу очень разнообразны.. Крайними членами ряда магматических пород являются, с одной стороны,, кислые и ультракислые породы, с другой — основные и ультраосновные. Между этими крайними членами магматических пород существует большое- количество переходных пород.
остывания магмы. Эти
остывания магмы. Эти
Рис. 164,- Дифференциация магмы в Тагильском массиве
Рис. 164,- Дифференциация магмы в Тагильском массиве
Возникает вопрос, была ли родоначальная магма столь же разнообразной, как и кристаллизовавшиеся из нее породы. Некоторые ученые (В. Н. Лодочников) считают, что в глубине Земли существуют разнообразные магмы, отвечающие по своему составу горным породам.
Большинство ученых (Р. О. Делп, Н. Л. Боуэн, А. Н. Заварицкий) признают существование одной исходной магмы — основной, базальтовой. По
мнению других (Ф. Ю. Левинсон-Лессинг), существуют две магмы — кис-
/ — дуниты; 2 — габбро и габбро- диориты; 3 — сиениты; 4 — граниты, кварцевые диориты/ — дуниты; 2 — габбро и габбро- диориты; 3 — сиениты; 4 — граниты, кварцевые диоритылая и основная, что подтверждается также данными геофизики: в области материков основные породы слагают
/ — дуниты; 2 — габбро и габбро- диориты; 3 — сиениты; 4 — граниты, кварцевые диориты
/ — дуниты; 2 — габбро и габбро- диориты; 3 — сиениты; 4 — граниты, кварцевые диориты
более низкую оболочку, а кислые породы — более высокую, в области океанических впадин базальтовая оболочка приближается к поверхности Земли. Независимо от этих точек зрения, прихо
дится признавать, что перед своим застыванием магма разделяется по составу, вследствие чего и образуется все разнообразие горных пород.
Процесс разделения магмы носит название дифференциации. Нередко наблюдается, что застывшие в одном и том же магматическом очаге породы бывают резко различны по составу, причем между ними существуют взаимные переходы.
В Тагильском габбровом массиве на Урале (рис. 164) отчетливо устанавливается разнообразие магматических пород, порожденных единым магматическим очагом. В центре массива располагаются габбро и габбро-диориты, среди которых местами обнаруживаются ультраосновные породы — дуниты. По краям массива наблюдается оторочка из средних пород — сиенитов и кислых пород — гранитов и кварцевых диоритов. Следовательно, магма перед окончательным застыванием разделилась таким образом, что в центре оказались основные породы, а по краям возникли кислые.
Каковы же причины и характер дифференциации магмы? По мнению некоторых ученых, дифференциация магмы происходит в магматическом слое с момента его' возникновения путем разделения магмы по удельному весу на более тяжелую, которая опускается вниз, и более легкую, как бы всплывающую кверху. Эта дифференциация носит название гравитационной. Она привела к образованию отдельных слоев земной коры: базальтового внизу и гранитного вверху.
Процессы дифференциации магмы происходят в основном вследствие изменения физико-химической обстановки в области магматического очага, например изменения давления или температуры. В связи с огромным давлением вещество на очень больших глубинах, несмотря на высокую температуру, находится в твердом состоянии. В условиях более низкого давления магматическое вещество переходит из твердого в жидкое состояние, и начинается его дифференциация.
Выделяют два типа дифференциации: собственно магматическую дифференциацию, т. е. дифференциацию вещества в жидком состоянии, и кристаллизационную дифференциацию, т. е. дифференциацию, связанную с образованием кристаллов. Магматическая дифференциация происходит раньше кристаллизационной. В магматической дифференциации выделяются процессы ликвации и ассимиляции.
Ликвация, или расщепление, магмы представляет собой образование двух различных по составу и удельному весу жидкостей. Этот процесс напоминает разделение смеси воды и эфира. Его можно сравнить также с процессом остывания металлического расплава в домне, при котором происходит распадение на два слоя: верхнего — шлака и нижнего — штейна, не смешивающихся при дальнейшем остывании. Опытным путем Д. П. Григорьевым было показано, что силикатный расплав при участии фтористого кальция, являющегося минерализатором, расщепляется на два слоя. Возможно, что непосредственной
причиной ликвации является влияние слабых электрических токов, возникающих в магме.
Ассимиляция — это процесс расплавления или растворения постороннего материала, захватываемого магмой при соприкосновении с боковыми породами. Последние растворяются, образуя новую, иную по составу магму, и при кристаллизации обусловливают разделение магмы по составу.
Глыбы и участки чуждых магме пород, наблюдаемые в застывших горных породах, получили название ксенолитов. По мнению некоторых ученых, ассимиляция осадочных или изверженных пород, богатых кремнеземом, приводит к образованию гранитов по периферии очагов основной магмы.
По мере охлаждения магматического очага возникает движение магмы, связанное с неравномерным охлаждением отдельных участков. В очаге возникают термотоки, которые увлекают некоторые составные части магмы и переносят их из центра к более охлажденной периферии, где происходит концентрация раствора определенного состава. Из этих концентрированных растворов при полном остывании магмы образуются так называемые краевые фации пород интрузивного массива.
Кристаллизационная дифференциация также связана с охлаждением массива интрузивных пород. Когда магма достигает определенной температуры, в ней возникают центры кристаллизации отдельных минералов. Это основано на том, что кристаллизация различных минералов происходит при разной температуре.
Так, например, из силикатного расплава первыми (при более высоких температурах) выделяются кристаллы оливина. Затем происходит кристаллизация пироксена и основного плагиоклаза. Кристаллы оливина обладают наибольшим удельным весом и под влиянием силы тяжести опускаются на дно магматического очага. Расплав, оставшийся после их выделения, делается более кислым, в нем возможно даже появление избыточной по сравнению с нормальным состоянием кремнекислоты. Таким образом, при очень интенсивном выделении оливина в конечной стадии остывания базальтовой магмы могут образоваться даже кислые породы гранитного ряда.
В некоторых случаях происходит не погружение ранее выделившихся минералов, а, наоборот, их всплывание. Ф. Ю. Левинсон-Лессинг проводил опыты по расплавлению лавы Везувия, богатой кристаллами лейцита. Все они всплыли на поверхность, так как удельный вес лейцита (2,6) значительно отличался от удельного веса базальта (3,0).
Явления дифференциации магмы в магматическом очаге подтверждаются также и вулканическими извержениями. При извержении вулкана Гекла вначале изливалась лава, отвечающая по составу дациту (с содержанием 62% SiOz), затем появилась базальтовая лава (с содержанием 54% S1O2). Это свиде- 464
тельствует о дифференциации лавы в очаге: сверху находилась кислая лава, после того, как она была исчерпана, началось излияние нижнего слоя основной лавы.
Подобная картина наблюдалась и при извержении камчатского вулкана Авача. В начале извержения выделялась слабодифференцированная основная и средняя лавы. Затем начались излияния базальтов, т. е. стали поступать уже порции лавы из дифференцированных нижних частей очага. После этого наступил длительный перерыв в извержении вулкана, во время которого в лавовом очаге появились новые порции магмы, испытавшие процессы дифференциации. Поэтому при новом извержении вначале изливалась кислая лава, богатая газами, в конце извержения опять стала изливаться более основная магма.
В результате всех сложных процессов дифференциации магмы после ее окончательного охлаждения образуются горные породы очень различного состава. Глубинные (интрузивные) породы так же, как и излившиеся, подразделяются по составу на кислые, средние, основные и ультраосновные (характеристика их была дана в главе 8).
В связи с медленным, постепенным охлаждением и полной кристаллизацией внутри земной коры глубинные магматические породы резко отличаются от излившихся как по структуре, так и по текстуре. Интрузивные породы обычно бывают полнокристаллическими, очень часто крупнокристаллическими. Пористые, пузырчатые текстуры в этих породах отсутствуют.
Химический состав магматических горных пород почти всегда в той или иной мере отличается от состава магмы, из которой они произошли, вследствие отделения газов и изменения состава магмы в связи с частичной ассимиляцией, т. е. захватом и растворением тех горных пород, через которые магма проходила. Чем больше будет ассимиляция боковых пород, тем резче будет отличаться состав застывающей магматической горной породы от состава исходной магмы. На характер и скорость кристаллизации магмы оказывают большое влияние газы, являющиеся своеобразными катализаторами процесса. В случае, если они не отделились и не улетучились из магмы в начальный период, кристаллизация идет более интенсивно.
ФОРМА ИНТРУЗИВНЫХ МАГМАТИЧЕСКИХ ТЕЛ
По своей форме и размерам интрузивные магматические тела весьма разнообразны. Их форма и размеры зависят от количества внедряющейся магмы, состояния вещества, энергии внедряющегося тела, характера и типа вмещающих магму пород. Различают два типа магматических тел. При образовании тел первого типа энергия магмы, или способность ассимиляции, настолько велика, что она при внедрении почти совершенно не считается с вмещающими породами. Она их или раздвигает и
заставляет приспособиться к своей форме, или поглощает. Формы таких магматических тел зависят почти целиком от состава магмы и могут быть названы идиоморфными.
Второй тип магматических тел образуется в случае приспособления магмы к условиям залегания окружающих пород. В этом случае магма заполняет трещины, пустоты, внедряется в ослабленные зоны между отдельными пластами и т. д. Тела
Рис. 165. Формы интрузивных тел
/ — батолит; 2 — гарполит; 3 — шток; 4 — этмолит; 5 дайка; 6 — жила; 7 — лакколит; 8 — лополит; 9 — факолит; 10— пластовые залежи, или силлы; 11 — купола; 72 — лавовый очаг;
13 — некк; 14 — лавовый обелиск; 15—16 — лавовые потоки
первого типа обычно тесно связаны с основным магматическим очагом и представляют собой своеобразные выступы этого очага. Тела второго типа соединяются с магматическим очагом обычно при помощи канала, часто именуемого корнем интрузивного тела.
Интрузивные тела, внедренные в осадочные породы земной коры в соответствии с условиями залегания последних, называются конкордантными, т. е. согласными. Другие тела разрывают и пересекают осадочные породы и контуры их не совпадают с очертаниями вмещающих пород. Такие тела называются дискордантными, т. е. несогласными.
Форма интрузивного тела (рис. 165) и его строение зависят в значительной мере от глубины, на которой происходит застывание. Интрузивы, застывшие на большой глубине, носят название абиссальных. Магматические тела, образовавшиеся на меньших глубинах от поверхности, носят название гип абиссальных, или полуглубинных, тел.
Абиссальные тела имеют обычно большие размеры и более тесную связь с магматическим очагом. Остывание магмы в них идет медленно, газы в значительной мере сохраняются, в связи с чем кристаллизация вещества проходит полностью и создаются породы с крупно- и среднекристаллическими структурами. Среди абиссальных пород наибольшим развитием пользуются граниты, гранодиориты, диориты, габбро, пироксениты и перидотиты. Форма магматических абиссальных интрузий весьма различна; наиболее характерны батолиты, гарполиты, штоки, этмолиты и хонолиты.
Батолиты (см. рис. 165, /) —огромные магматические тела часто неправильной формы, застывшие глубоко в толще земной коры. Стенки батолитов чаще всего имеют крутые наклоны в стороны от центральной части массива, при этом тело обычно расширяется книзу, и на больших глубинах батолиты своими корнями тесно связаны с магматическим очагом. Батолиты образует в основном кислая магма (граниты и гранодиориты). Обычно батолиты достигают десятков километров в поперечнике, но бывают и более крупные, часто их длина намного больше ширины. На геологической карте Казахстана, Урала или Центрального Кавказа отчетливо видны размеры батолитов.
Гарполиты (см. рис. 165, 2) представляют собой огромные тела, вытянутые между пластами вмещающих пород. Образовались они также на большой глубине, невдалеке от магматического очага. Причина образования их, т. е. природа растекания магмы в горизонтальном направлении, остается не вполне ясной. Некоторые пытаются объяснить это следующим образом: когда магма устремляется вверх, то в верхних частях магматического очага создается некоторое разрежение материи, т. е. потенциальная пустота; вышележащие, покрывающие магму, породы опускаются в эту «пустоту», и в них самих по плоскостям напластования создаются разреженные участки, в которые и нагнетается движущаяся в горизонтальном направлении магма как кислого, так и основного состава. В разрезе гарполит по форме напоминает серп, с чем и связано его название — «серповидный камень».
Штоки (см. рис. 165,5) представляют собой интрузивные тела площадью до 100 км2, изометрической в плане формы, обычно вытянутые в вертикальном направлении.
Этмолит (см. рис. 165,4)—неправильной формы тело, расширяющееся кверху на подобие огромной воронки, сложенное обычно также кислыми породами.
Все перечисленные интрузивные тела характерны для больших глубин, но их верхние части иногда подходят довольно близко к поверхности. Большинство этих тел, за исключением
гарполитов, являются дискордантными, т. е. совершенно не считаются с залеганием вмещающих пород. Форма их зависит целиком от физического со-
Рис. 166. Дайка трахидолерита на перевале Джитым-ашу, Юго-Восточный Тянь-Шань (по И. В. Мушкетову) жилы — тела, выполняющие pnv. iuu,u^. ДДашхпРис. 166. Дайка трахидолерита на перевале Джитым-ашу, Юго-Восточный Тянь-Шань (по И. В. Мушкетову) жилы — тела, выполняющие pnv. iuu,u^. ДДашхпстояния и химического состава магмы.
Рис. 166. Дайка трахидолерита на перевале Джитым-ашу, Юго-Восточный Тянь-Шань (по И. В. Мушкетову) жилы — тела, выполняющие pnv. iuu,u^. ДДашхп
Рис. 166. Дайка трахидолерита на перевале Джитым-ашу, Юго-Восточный Тянь-Шань (по И. В. Мушкетову) жилы — тела, выполняющие pnv. iuu,u^. ДДашхп
Тела, образующиеся на меньших глубинах, больше считаются с составом и залеганием вмещающих пород. При своем внедрении они используют любые ослабленные зоны,независимо от их направления. В первую очередь магма прони- ‘кает здесь по трещинам и, заполняя их, образует дайки — вертикально расположенные плитообразные тела (см. рис. 165,5, 166), и наклонные трещины (см.
от магматического очага иот магматического очага ии жилы чаще всего отходят непосредственно окружают целым пучком какое-либо
от магматического очага и
от магматического очага и
интрузивное тело, причем дайки, как правило, выполнены той же интрузивной породой,что
и магматическое тело, а жилы — какими-либо минералами (кварцем, кальцитом и т. п.), образовавшимися из горячих водных растворов, часто богатых газами.
Лакколиты (рис.
165, 7; 167) — относительно небольшие (от 100—200 мдо
Рис. 167. Лакколит «Кинжал» на Северном Кавказе, отпрепарированный эрозиейРис. 167. Лакколит «Кинжал» на Северном Кавказе, отпрепарированный эрозиейнескольких километров в поперечнике) магматические тела караваеобразной формы. Образовавшая их
Рис. 167. Лакколит «Кинжал» на Северном Кавказе, отпрепарированный эрозией
Рис. 167. Лакколит «Кинжал» на Северном Кавказе, отпрепарированный эрозией
магма обычно кислого состава, приподнимает вышележащие слои и заполняет образовавшуюся пустоту, поэтому верхняя поверхность этого тела как правило куполообразная, выпуклая, тогда как нижняя ровная, плоская. У некоторых лакколитов нижние поверхности бывают наклонены в сторону подводящего канала, и тогда тело напоминает по форме грушу или каплю
воды.
Типичные лакколиты имеются на Северном Кавказе в районе Кавказских Минеральных Вод.
Вследствие денудации верхняя поверхность большинства из них оказалась вскрытой, и видно, что каждый лакколит представляет собой довольно высокую гору, располагающуюся на слабо всхолмленной равнине. По данным исследований В. Н. Павлинова, нижняя поверхность этих лакколитов наклонена в сторону канала.
Очень часто зоны минимальной плотности располагаются в осадочных породах между поверхностями отдельных пластов, в изгибах (замках) складок и часто используются магмой. При этом, если магма внедряется в ядро синклинальной складки, то образуется тело чащеобразной формы, у которого нижняя и верхняя поверхности наклонены к центру. Такое тело носит название лополита (см. рис. 165,8). Лополиты иногда достигают огромных размеров. Так, знаменитый Бушвелдский лополит в Южной Африке занимает площадь 480—300 к^2. Если магма внедряется в сводовые части складки, то образуются тела, напоминающие выпуклые линзы, именуемые факолитами (см. рис. 165,9).
Если магма внедряется в очень круто наклоненные слои, то могут образоваться тела, напоминающие по форме утолщенное лезвие ножа, называемые акмолитами; это секущие дискор- дантные тела.
В том случае, когда магма внедряется в межпластовые пространства горизонтально- или наклоннолежащих пластов, образуются пластовые залежи, или силлы (см. рис. 165, /0). В отличие от акмолитов силлы — согласные тела. Они бывают часто большими по протяжению и располагаются в несколько ярусов, иногда связанных друг с другом перемычками. Силлы слагаются чаще всего основной или средней породой. Большое количество силлов, образованных основной магмой, известно на Сибирской платформе.
Вблизи поверхности Земли магма образует тела куполовидной формы (см. рис. 165, //). Так как застывание магмы при этом происходит довольно быстро, то возникающие таким образом породы часто бывают мелко- или скрытокристаллическими, очень похожими на лаву. Магма, слагающая их, нередко бывает вязкой, в породе сохраняются следы выдавливания в виде специфической луковичной текстуры. Подобные купола, отпрепарированные эрозией, можно наблюдать в Закарпатье, на Кавказе, в Крыму, на Камчатке.
Среди перечисленных тел, образовавшихся в верхних частях земной коры, лакколиты, лополиты, факолиты, силлы и акмо- литы являются телами согласными, т. е. конкордантными, в то время как дайки, жилы и купола — телами несогласными, т. е. дискордантными. На рис. 165,// интрузивное тело в своей верхней части является конкордантным, а в нижней, корневой, —
Дискордантным. Внутреннее строение магматических интрузивных тел обычно бывает сложным. Так же как и в куполе, в большинстве тел наблюдаются следы течения или выдавливания магмы. Это течение запечатлевается в расположении минералов, имеющих удлиненную форму: последние, как бревна на реке, располагаются параллельно движению магматического потока.
В результате уменьшения объема при застывании интрузивное тело обычно раскалывается системами трещин, ориентированными в нескольких направлениях. Эти трещины разбивают магматическую породу на призмы, параллелепипеды и другие формы, именуемые отдельностями породы.
ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ИЗУЧЕНИЯ ВУЛКАНИЗМА
Знание особенностей вулканических процессов, законов внедрения и распределения магматических тел имеет большое практическое значение, так как человек может использовать многие продукты вулканизма и ту колоссальную энергию, которую заключает в себе это явление.
При извержении вулканов выделяется большое количество газов и паров воды. Человек не научился пока еще улавливать их из кратера в момент главных фаз извержения, но газы и пары фумарольной стадии извержения уже используются в промышленных целях. В Италии — в Тоскане, на Флегрейских полях и на о-ве Иския газы и пары воды с температурой от 174 до 240°, находящиеся под давлением 16 атм, используются для выработки электроэнергии, причем в 1954 г. только на паре Тосканского месторождения было выработано 262 тыс. кет, что составляло почти 6% всей энергии, получаемой от итальянских электростанций.
Из этих же газов и паров в Италии в 1954 г. было получено 4415 т продуктов борной кислоты, 619 т аммониевых солей, а в будущем предполагается получать 8760 т серы в год. Горячий пар и воды горячих источников в вулканических областях Исландии и Калифорнии используются для отопления городов, для оранжерей и различных бытовых нужд.
Энергия вулканических явлений необычайно велика. Было подсчитано, что во время относительно слабого извержения Этны в 1928 г. выделилось количество энергии, равное количеству электроэнергии, употребляемому Италией в течение трех лет. Если бы удалось использовать энергию всех вулканических извержений, то человечеству не понадобилось бы применять никаких других видов энергии. К сожалению, полное «обуздание» вулканов и использование их энергии, по-видимому, дело далекого будущего. Человек не может еще ограничить и регулировать эту стихию природы, хотя в некоторых случаях возникает большая необходимость в этом. Ведь многие вулканы рас- 470
полагаются вблизи крупных городов: Везувий нависает над Неаполем, Сакура-Шима (Япония) — над портом Кагашима, Мон-Пеле располагается вблизи г. Сен-Пьер. Каждое извержение этих вулканов угрожает безопасности городов. В настоящее время производятся уже некоторые попытки предупреждения катастрофы от извержения вулканов. Так, например, бомбежкой о самолета было вызвано изменение в направлении лавового потока, вырвавшегося из кратера Мауна-Лоа и угрожавшего водохранилищу сел. Хило. Этим мероприятием было предотвращено уничтожение водохранилища и гибель селения.
В кратерах вулканов, на склонах вулканических конусов скапливаются такие полезные ископаемые, как сера, нашатырь и кристаллы борной кислоты. Все они добываются в кратере и на склонах горы Вулькано. В лаве и туфах потухших вулканов Закарпатья имеются алунит и ртутные минералы. Во многих местах используются как полезные ископаемые твердые продукты вулканизма — базальтовая лава употребляется для изготовления изоляционных, литых и кислотоупорных изделий, а также как строительный и дорожный материал. Некоторые типы вулканического туфа употребляются для изготовления цемента, а также в качестве строительного камня. Вулканический пепел является хорошим адсорбентом и употребляется при обработке нефти.
Таким образом, уже сейчас грозное явление наземного вулканизма приносит человечеству значительно больше пользы, чем вреда.
Еще большую пользу извлекает человечество из разработки продуктов глубинного вулканизма. Из магмы при ее кристаллизации выделяется большое количество разнообразных полезных ископаемых. Месторождения железа, хромистого железняка, платины, титана связаны непосредственно с магматическими породами. Месторождения меди, свинца, цинка, золота, серебра, мышьяка, ртути связаны с газами и горячими растворами, выделяемыми магмой. Большое количество неметаллических полезных ископаемых, таких как апатиты, слюды, драгоценные камни, также связано с интрузивными породами.
Изучение закономерностей размещения, определения количества и качества этих полезных ископаемых является одной из главных задач геологии.
ГЛАВА 20
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯ
Наиболее отчетливо действие внутренних сил Земли обнаруживается в явлении землетрясений, под которыми понимаются сотрясения земной коры, вызванные смещениями горных пород в недрах Земли.
Землетрясение — явление достаточно распространенное. Оно наблюдается на многих участках материков, а также на дне океанов и морей (в последнем случае говорят о «моретрясении»). Количество землетрясений на земном шаре достигает нескольких сотен тысяч в год, т. е. в среднем совершается одно- два землетрясения в минуту. Сила землетрясения различна: большинство из них улавливается только высокочувствительными приборами — сейсмографами, другие ощущаются человеком непосредственно. Количество последних достигает двух- трех тысяч в год, причем распределяются они очень неравномерно — в одних районах такие сильные землетрясения очень часты, а в других необычайно редки или даже практически отсутствуют.
Землетрясения можно подразделить на: эндогенные, связанные с процессами, происходящими в глубине Земли, и экзогенные, зависящие от процессов, происходящих вблизи поверхности Земли.
К эндогенным относятся вулканические землетрясения, вызванные процессами извержений вулканов, и тектониче- с к и е, обусловленные перемещением вещества в глубоких недрах Земли.
К экзогенным землетрясениям относятся землетрясения, происходящие в результате подземных обвалов, связанных с карстовыми и некоторыми другими явлениями, взрывов газов и т. п. Экзогенные землетрясения могут вызываться также процессами, происходящими на самой поверхности Земли: обвалами скал, ударами метеоритов, падением воды с большой высоты и другими явлениями, а также факторами, связанными с деятельностью человека (искусственными взрывами, работой машин и т. п.).
Генетически землетрясения можно классифицировать следующим образом:
Естественные
Эндогенные: а) тектонические, б) вулканические. Экзогенные: а) карстово-обвальные, б) атмосферные, в) от ударов волн, водопадов и т. п.
Искусственные
а) от взрывов, б) от артиллерийской стрельбы, в) от искусственного обрушения горных пород, г) от транспорта и т. п.
В курсе геологии рассматриваются только землетрясения, связанные с эндогенными процессами.
В тех случаях, когда сильные землетрясения происходят в густонаселенных районах, они наносят огромный вред человеку. По бедствиям, причиняемым человеку, землетрясения не могут сравниться ни с каким другим явлением природы. Так например, в Японии во время землетрясения 1 сентября 1923 г., про-
должавшегося всего несколько секунд, было полностью уничтожено 128 266 домов и 126 233 частично разрушено, погибло около 800 судов, были убиты и пропали без вести 142 807 человек. Более 100 тыс. человек получили ранения.
Описать явление землетрясения необычайно трудно, так как весь процесс длится всего несколько секунд или минут, и человек не успевает воспринять все многообразие перемен, совершающихся за это время в природе. Внимание фиксируется обычно только на тех колоссальных разрушениях, которые появляются в результате землетрясения.
Вот как описывает М. Горький землетрясение, происшедшее в Италии в 1908 г., очевидцем которого он был:
«Земля глухо гудела, стонала, горбилась под ногами и волновалась, образуя глубокие трещины — как будто в глубине проснулся и ворочается веками дремавший некий огромный червь... Вздрогнув и пошатываясь, здания наклонялись, по их белым стенам, как молнии, змеились трещины и стены рассыпались, засыпая узкие улицы и людей среди них... Подземный гул, грохот камней, визг дерева заглушают вопли о помощи, крики безумия . . . Земля волнуется, как море, сбрасывая с груди своей дворцы, лачуги, храмы, казармы, тюрьмы, школы, каждым содроганием уничтожая сотни и тысячи женщин, детей, богатых и бедных . . . ».
В результате этого землетрясения был разрушен г. Мессина и ряд других населенных пунктов.
Общая последовательность всех явлений при землетрясении была изучена И. В. Мушкетовым во время крупнейшего из среднеазиатских Алма-Атинского землетрясения 1887 г.
27 мая 1887 г. вечером, как писали очевидцы, никаких признаков землетрясения не было, но домашние животные вели себя неспокойно, не принимали корма, рвались с привязи и т. п. Утром 28 мая в 4 часа 35 минут послышался подземный гул и довольно сильный толчок. Сотрясение продолжалось не более секунды. Через несколько минут гул возобновился, он напоминал глухой звон мощных многочисленных колоколов или грохот проезжающей тяжелой артиллерии. За гулом последовали сильные сокрушительные удары: в домах сыпалась штукатурка, вылетали стекла, рушились печи, падали стены и потолки.
Улицы наполнились серой пылью. Наиболее сильно пострадали массивные каменные постройки. У домов, расположенных по меридиану, вываливались северные и южные стены, тогда как западные и восточные сохранялись. В первую минуту казалось, что города больше не существует, что разрушены все здания без исключения. Удары и сотрясения, но менее сильные, продолжались в течение всего дня. Многие поврежденные, но ранее устоявшие дома, падали от этих более слабых толчков.
В горах образовались обвалы и трещины, по которым местами на поверхность вышли потоки подземной воды. Глини-
стая почва на склонах гор, и до того уже сильно смоченная дождями, начала ползти, загромождая русла рек. Подхваченная потоками вся эта масса земли, щебня, валунов ь виде густых селевых потоков устремилась к подножию гор. Один из таких потоков протянулся на 10 км при ширине 0,5 км.
Разрушения в самом г. Алма-Ата были огромны: из 1800 домов уцелели единичные дома, но количество человеческих жертв было относительно невелико (332 человека).
Многочисленные наблюдения показали, что в домах сначала (на какую-то долю секунды раньше) разваливались южные стены, а затем уже северные, что колокола в Покровской церкви (в северной части города) ударили через несколько секунд после разрушений, происшедших в южной части города. Все это свидетельствовало, что центр землетрясения находился к югу от города.
Большинство трещин в домах было наклонено также на юг или точнее на юго-восток (170°) под углом 40—60°. Анализируя направление трещин, И. В. Мушкетов пришел к выводу, что источник волн землетрясения располагался на глубине 10— 12 км и в 15 км к югу от г. Алма-Ата.
Глубинный центр, или очаг землетрясения, называется гипоцентром. В плане он очерчивается как округлая или овальная площадь.
Область, расположенная на поверхности Земли над гипоцентром, носит название эпицентра. Она характеризуется максимальными разрушениями, причем многие предметы здесь смещаются вертикально (подпрыгивают), и трещины в домах располагаются очень круто, почти вертикально.
Площадь эпицентра Алма-Атинского землетрясения (рис. 168) определялась в 288 км2 (36X8 км), а область, где землетрясение было наиболее сильным, охватила площадь в 6000 км2. Такая область получила название плейсто- сейстовой («плейсто» — наибольший и «сейстос» — сотрясенный) .
Алма-Атинское землетрясение продолжалось не один день: вслед за толчками 28 мая 1887 г. в течение более двух лет происходили толчки меньшей силы с интервалами сначала в несколько часов, а затем дней. Всего за два года было свыше €00 ударов, все более и более ослабевающих.
В истории Зёмли описаны землетрясения с еще большим количеством толчков. Так, например, в 1870 г. в провинции Фокида в Греции начались толчки, которые продолжались в течение трех лет. В первые три дня толчки следовали через 3 минуты, в течение первых пяти месяцев произошло около 500 тыс. толчков, из них 300 обладали разрушительной силой и следовали друг за другом со средним интервалом в 25 секунд. За три года всего произошло свыше 750 тыс. ударов.
Таким образом, землетрясение происходит не в результате -единовременного акта, совершающегося на глубине, но вслед- -ствие какого-то длительно развивающегося процесса движения материи во внутренних частях земного шара.
Обычно за начальным крупным толчком следует цепь более мелких толчков, и весь этот период можно назвать периодом землетрясения. Все толчки одного периода исходят из общего гипоцентра, который иногда в процессе развития может •смещаться, в связи с чем смещается и эпицентр.
Рис. 168. Карта Алма-Атинского землетрясения (по И. В. Мушкетону) 1 — оползни, обвалы, сдвиги, оплывины; 2 — плейстосейстовая область
Это хорошо видно на ряде примеров кавказских землетрясений, а также землетрясения в районе г. Ашхабада, которое произошло 6 октября 1948 г. (рис. 169). Основной толчок последовал в 1 час 12 минут без предварительных толчков и продолжался 8—10 секунд. За это время в городе и окрестных селениях произошли огромные разрушения. Одноэтажные дома из кирпича-сырца рассыпались, и крыши накрыли эти груды кирпича, домашней утвари и т. п. (рис. 170). У более прочно построенных домов вылетели отдельные стены, развалились трубы и печи. Интересно отметить, что здания круглой формы (элеватор, мечеть, собор и др.) противостояли толчку лучше, чем обычные четырехугольные постройки (рис. 171).
Эпицентр землетрясения располагался в 25 км к юго-востоку от Ашхабада, в районе совхоза «Карагаудан». Эпицентральная область оказалась вытянутой в северо-западном направлении. Гипоцентр располагался на глубине 15—20 км. Длина плейсто- сейстовой области достигала 80 км. а ширина — 10 км. Период
Ашхабадского землетрясения был длителен и состоял из множества (более 1000) толчков, эпицентры которых располагались к северо-западу от главного в пределах узкой полосы, расположенной в предгорьях Копет-Дага (см. рис. 169).
Гипоцентры всех этих повторных толчков находились на той же малой глубине (порядка 20—30 км), что и гипоцентр основного толчка.
Рис. 169. Карта распространения Ашхабадского землетрясения 1948 г. (по В. Бончковскому, С. Медведеву и Г. Горшкову)
/ — эпицентр землетрясения (10 баллов); 2 — изосейсты землетрясения; 3 — эпицентры повторных толчков (после землетрясения). Цифры на карте (6, 7, 8V 9) показывают баллы
Гипоцентры землетрясений могут располагаться не только под поверхностью материков, но и под дном морей и океанов. При моретрясениях разрушения приморских городов бывают тоже весьма значительными и сопровождаются человеческими жертвами.
Сильнейшее землетрясение произошло в 1775 г. в Португалии. Плейстосейстовая область этого землетрясения охватила огромную площадь; эпицентр располагался под дном Бискайского залива вблизи столицы Португалии г. Лиссабона, пострадавшего наиболее сильно.
Рис. 170. Разрушение домов из кирпича-сырца при Ашхабадском землетрясении
Рис. 171. Купол собора, уцелевший при Ашхабадском землетрясении
Первый толчок произошел днем 1 ноября и сопровождался страшным грохотом. По свидетельству очевидцев, земля на целый локоть то поднималась вверх, то опускалась. Дома па» дали со страшным треском. Огромный монастырь на горе так сильно качался из стороны в сторону, что каждую минуту грозил рухнуть. Толчки продолжались 8 минут. Через несколько часов землетрясение возобновилось.
Мраморная набережная провалилась и ушла под воду. В образовавшуюся водяную воронку были увлечены люди и корабли, стоявшие у берега. После землетрясения глубина залива на месте набережной достигала 200 м.
Рис. 172. Схема образования цунами
Море вначале землетрясения отступило, но затем огромная волна высотой 26 л обрушилась на берег и затопила побережье на ширину до 15 юн. Таких волн, следовавших одна за другой, было три. То, что уцелело от землетрясения, было смыт» и унесено в море. Только в гавани Лиссабона было уничтожено или повреждено свыше 300 судов.
Волны Лиссабонского землетрясения прошли через весь Атлантический океан: у Кадикса их высота достигала 20 я, на Африканском побережье, у берегов Танжера и Марокко — 6 м, на о-вах Фуншал и Мадера—до 5 м. Волны пересекли Атлантический океан и ощущались у берегов Америки на о-вах Мартиника, Барбадос, Антигуа и др. При Лиссабонском землетрясении погибло свыше 60 тыс. человек.
Подобные волны довольно часто возникают при моретрясениях, они называются цунами. Скорость распространения этих волн колеблется от 20 до 300 м/сек в зависимости от глубины океана; высота волн достигает 30 м.
Осушение берега перед цунами длится обычно несколько минут и в исключительных случаях достигает часа. Возникают цунами только при тех моретрясениях, когда происходит провал или поднятие определенного участка дна.
Появление цунами и волн отлива объясняется следующим образом. В эпицентральной области из-за деформации дна образуется волна давления, распространяющаяся вверх. Море в этом месте только сильно вспучивается, на поверхности об-
Рис. 173. Карта распространения шемахинских землетрясений (по Ф. Ю. Левинсон-Лессингу)
Цифрами обозначены годы землетрясений, точками — эпицентры
разуются кратковременные течения, расходящиеся во всех направлениях, или «вскипает» с подбрасыванием воды вверх на высоту до 0,3 м. Все это сопровождается гулом. Затем волна давления преобразуется на поверхности в волны цунами, разбегающиеся в разных направлениях. Отливы перед цунами объясняются тем, что вначале вода устремляется в подводный провал, из которого затем выталкивается в эпицентральную область (рис. 172).
В случае, когда эпицентры приходятся на густонаселенные районы, землетрясения приносят огромные бедствия. Особенно разрушительными были землетрясения Японии, где за 1500 лет зафиксировано 233 крупных землетрясения с количеством толчков, превышающим 2 млн.
Большие бедствия причиняют землетрясения в Китае. Во время катастрофы 16 декабря 1920 г. в районе Кансу погибло
свыше 200 тыс. человек, причем главной причиной гибели были обвалы жилищ, вырытых в лёссе.
Землетрясения исключительной силы происходили в Америке. При землетрясении в районе Риобамба в 1797 г. погибло 40 тыс. человек и было разрушено 80% зданий. В 1812 г. город Каракас (Венесуэла) был разрушен полностью в течение 15 секунд. Неоднократно почти полностью разрушался г. Консепсион в Чили. Сильно пострадал г. Сан-Франциско в 1906 г. В Европе наибольшие разрушения наблюдались после землетрясения в Сицилии, где в 1693 г. было уничтожено 50 селений и погибло свыше 60 тыс. человек.
На территории СССР наиболее разрушительными были землетрясения на юге Средней Азии, в Крыму (1927 г.) и на Кавказе. Особенно часто страдал от землетрясений г. Шемаха в Закавказье. Он разрушался в 1669, 1679, 1828, 1856, 1859, 1872, 1902 гг. До 1859 г. город Шемаха был губернским центром Восточного Закавказья, но из-за землетрясения столицу пришлось перенести в Баку. На рис. 173 показано размещение эпицентров Шемахинских землетрясений. Так же, как и в Туркмении, они располагаются вдоль определенной линии, вытянутой в северо-западном направлении.
ИЗМЕНЕНИЯ ПОВЕРХНОСТИ ЗЕМЛИ ПРИ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯХ
При землетрясениях происходят существенные изменения на поверхности Земли, выражающиеся в образовании трещин, провалов, складок, поднятии отдельных участков на суше, в образовании островов на море и т. п. Эти нарушения, называемые сейсмическими, часто способствуют образованию мощных обвалов, осыпей, оползней, оплывин и селевых потоков в горах, появлению новых источников, прекращению старых, образованию грязевых сопок, газовых выбросов и др. Нарушения, образующиеся после землетрясения, называются постсейсмическими.
Явления, связанные с землетрясениями как на поверхности Земли, так и в ее недрах, называются сейсмическими явлениями. Наука, изучающая сейсмические явления, называется сейсмологией.
СЕЙСМИЧЕСКИЕ НАРУШЕНИЯ
Вследствие землетрясений происходят крупные изменения поверхности Земли: образуются трещины, провалы или создаются выпуклые формы.
Трещины. Наиболее распространенной формой сейсмических нарушений являются трещины, образующиеся почти при всех землетрясениях. Они делятся на от к р ы т ы е, т. е. такие, у которых стенки раздвинулись, и закрытые, с соприкасающимися стенками. Выделяются также трещины с видимым верти- 480
калькам или горизонтальным перемещением стенок вдоль трещины и трещины без перемеще-калькам или горизонтальным перемещением стенок вдоль трещины и трещины без перемеще-и и я.и и я.Трещины образуются вТрещины образуются вземлетрясения 4 декабря 1957 г. Длина трещин достигала здесь 270—280 км (рис. 174), а длина вертикальных перемещенийземлетрясения 4 декабря 1957 г. Длина трещин достигала здесь 270—280 км (рис. 174), а длина вертикальных перемещений
калькам или горизонтальным перемещением стенок вдоль трещины и трещины без перемеще-
калькам или горизонтальным перемещением стенок вдоль трещины и трещины без перемеще-
и и я.
и и я.
Трещины образуются в
Трещины образуются в
землетрясения 4 декабря 1957 г. Длина трещин достигала здесь 270—280 км (рис. 174), а длина вертикальных перемещений
землетрясения 4 декабря 1957 г. Длина трещин достигала здесь 270—280 км (рис. 174), а длина вертикальных перемещений
твердых и рыхлых горных породах (но в последних они плохо сохраняются). В очень большом количестве трещины возникают в постройках и являются главной причиной их разрушения. Системы трещин почти всегда располагаются в определенном направлении. В эпицентре они очень крутые, а по мере удаления от него становятся пологими, причем одна из систем трещин бывает наклонена в сторону эпицентра.
Вдоль трещин нередко наблюдается перемещение отдельных участков земной коры. Так, при Калабрийском землетрясении 1783 г. трещина расколола круглую башню Терра Нува, одна половина которой опустилась более чем на 10 jh. Иногда предметы вдоль трещин подвергаются вращательному движению. Во время землетрясения в Андижане в 1902 г. каменные столбы на заборе кладбища поворачивались под углом до 7° по часовой стрелке.
Трещины в горных породах бывают одиночные и групповые, длина их самая различная. При землетрясении в Калифорнии в 1906 г. длина зоны разрыва Сен-Андеас достигла 550 км.
Особенно крупные смещения земной поверхности произошли в Монголии во время
возле трещин — 328 м (рис. 175).
Глуоина распространения открытых трещин пока неизвестна, так как они изучались только в пределах первых 10—20 м. Вертикальные смещения вдоль трещин бывают обычно невелики и не превышают 10—12 м; ширина образовавшихся трещин достигает 4—5 м. Такие трещины наблюдались при землетрясении в Андалузии в 1884 г.. где были зарегистрированы случаи попадания в них животных.
Иногда наблюдалось, что открывшиеся трещины при последующих толчках закрывались так плотно, что порода в месте
Рис. 175. Структура Битут:
а — главный сброс; б — фронтальный сместитель; в — блок, поднявшийся на высоту до 60 .м (длина ее 3,5 км, ширина до 1,5 kai, максимальное опускание 328 м;
трещины расплющивалась. Во время Кебинского землетрясения у сел. Сазоновки в зияющую трещину провалился человек и стенки трещины замкнулись, замуровав свою жертву.
Подобные явления наблюдались также при Калабрийском землетрясении в 1783 г., при землетрясении в Риобамба в 1797 г. и т. д.
В табл. 18 приведены данные о размерах трещин, образовавшихся при некоторых крупных землетрясениях.
Трещины при землетрясении располагаются в виде определенных систем. Чаще всего они идут параллельными рядами, иногда располагаются кулисообразно. При землетрясении в Калабрии в 1783 г. наблюдалась система радиальных трещин. Очень часто возникает несколько систем трещин, пересекающихся под определенным углом.
Обычно трещины при землетрясении возникают в зоне ранее существующих тектонических разрывов. Трещины, по которым произошли значительные вертикальные перемещения, 482
часто бывают хорошо выражены в рельефе — приподнятая часть обрывается резким уступом, пересекающим все другие формы рельефа. Подобные уступы наблюдались в Тянь-Шане, в предгорьях Копет-Дага после Ашхабадского землетрясения, в Болгарии и т. п.
Таблица 18
Морфологическая характеристика трещин
Местонахождение трещины
Гот образования трещины
Длина в км
Ширина в м
Г дубина в м
Смещение в м
О«Ч О
а. в ч % о о я ®
Калабрия
1783
1-2
1,5
6
Новая Зеландия . . . .
1848
Около 100
—
—
То же
1855
150
—
—
3
Ахани в Греции . . . .
1861
13
2
—
2
Сан-Франциско . . . .
1868
—
12—15
—
—
Андалузия
1884
3
4
10
—
—
Заилийский Алатау . . Аляска, бухта Разоча-
1887
2-3
0,5
—
—
рования
1889
—
—
—
15
—
Япония, Мино-Овари .
1891
160
—
—
20
4
Исландия
1896
15
—
——
2,7
—
Индия, Ассам
1897
65
—
——
5
17,5
Аляска
1899
—
—.
—
—
—
Монголия
1905
400
-
—
5
20
Тайвань■.
1906
40
—
3
Калифорния
1906
550
—
—
—
6
Япония, залив Сагами .
1923
25
—
—
1-2
5—9
Болгария
1928
—
—
—
2,5
—
Ашхабад
Монголия, хр. Ише-
1948
—
—
—
1,5
—
Богдо
1957
280
—
—
328
Уступов иногда бывает несколько и тогда поверхность Земли приобретает ступенчатый облик.
Провалы. Нередко по двум или нескольким сопряженным трещинам определенный участок опускается, образуя котловину — провал. Во время землетрясения 1862 г. в Прибайкалье опустился под уровень вод Байкала участок Цаганской степи площадью 100 км2, образовав залив «Провал» глубиной до 8 м. В Малой Азии в 1869 г. в большом провале исчез г. Онлер, а во время землетрясения 1868 г. в Чили в провальной котловине оказался г. Кантакчи. В 1811 г. произошло опускание почвы в долине р. Миссисипи. Хлынувшая в провал вода образовала огромное озеро, над поверхностью которого возвышались деревья затопленного леса.
Глубина новообразованных впадин бывает иногда огромна. Так, в Японии, после землетрясения 1923 г., дно залива Сагами опустилось на 300—400 м. Наряду с крупными провалами
часто образуются мелкие блюдца и воронкообразные впадины до нескольких метров в поперечнике. Особенно много таких впадин возникло в районе Розарио при Калабрийском землетрясении 1783 г., в Ассаме (Индия) при землетрясении 1897 г.
Выпуклые формы рельефа. При землетрясениях могут возникать не только отрицательные, но и положительные формы. Так, во время землетрясения в Соноре в 1887 г. на северной границе Мексики между двумя сбросами поднялась цепь холмов высотой до 7 м; во время Ассамского землетрясения в море выдвинулся ряд островов, один из которых с отвесными стенками имел длину 150 м при ширине 25 м.
Во время землетрясения в Средней Азии в 1911 г. по р. Аксу одно из крыльев сброса сильно приподнялось, образовался вал длиной свыше 50 км и высотой до 10 м. Этот вал пересекал овраги, подпруживал ручьи и образовывал буреломы в лесу.
Иногда в связи с землетрясением образуются цепочки холмов или одиночные холмы, напоминающие небольшие кратеры вулканов. Эти холмы связаны с выталкиванием вверх земли, смоченной водой.
Таким образом, сейсмические формы на поверхности Земли весьма разнообразны, но, как правило, они быстро разрушаются под воздействием экзогенных процессов, а поэтому встречаются не так часто, как формы, созданные другими процессами.
ПОСТСЕЙСМИЧЕСКИЕ НАРУШЕНИЯ
Постсейсмические нарушения являются производными от собственно сейсмических и связаны с нарушением равновесия и устойчивости в горных породах (облавы, осыпи), с нарушением режима поверхностных и подземных вод (сели, грязевые потоки, оплывины, гейзеры и источники, газовые струи и т. п.).
Обвалы и осыпи. Очень распространены явления обвалов. Особенно грандиозны обвалы после землетрясения в горных странах. Бывали случаи, когда большие горы раскалывались пополам и большая часть их обрушивалась.
Предполагают, что во время землетрясения 1139 г. на Малом Кавказе таким образом обрушилась часть горы Кяпаз (высота 2980 м'}, сложенной известняками. Размер отдельных падающих глыб превышал 2000 м3 (20X10X10 ж). Обломки, нагромоздившись у подножия горы Кяпаз, устремились по долинам двух рек и образовали каменные языки длиной 6 и 9 км. Общий объем отвалившихся обломков составлял около 1 км3.
Еще более грандиозный обвал произошел на Памире в результате землетрясения 6 февраля 1911 г. Обвалившаяся масса сланцев перегородила плотиной долину р. Бартанга. Ширина этой плотины была более 5 км, высота достигала 700 м. Объем обвалившейся массы составлял 5 млн. м3. Если бы этот обвал 484
обрушился на Москву, то вся ее площадь была бы покрыта 15-метровым слоем камней.
Обвалы меньших размеров сопровождают почти каждое крупное землетрясение, эпицентры которых приходятся на горные страны. При этом чем выше горная система, чем более расчленен рельеф и чем активнее действуют силы выветривания, тем крупнее бывают обвалы, связанные с землетрясениями. Довольно часты огромные осыпи рыхлых продуктов, располагающихся на склонах гор. Иногда после землетрясения приходит в движение весь склон горы, покрытый щебнем.
Источники и селевые потоки. Трещины, образовавшиеся вследствие землетрясения, часто пересекают зеркало подземных вод, вода по трещинам устремляется к поверхности, образуются новые источники и ручьи.
Подземные воды, смешиваясь с обломками и пылью, возникающими при обвалах, иногда образуют густой грязевой поток (сель), который, устремляясь вниз по склону, сметает все на своем пути. Такие потоки образовались при Алма-Атинском землетрясении 1887 г. Они покрыли некоторые долины 40-метровым слоем и протягивались вниз по долине на 10 км. Толщина грязевого потока, образовавшегося в результате Хаит- ского землетрясения 1949 г., достигла 60 м, а скорость движения доходила до 1 км)мин. Чаще же такие грязевые потоки движутся медленно, со скоростью 100—200 м/сутки.
Оползни. Во время землетрясений обычно активизируются оползневые процессы. Оползни и оплывины, связанные с землетрясениями, могут достигать огромных размеров. Так, после Алма-Атинского землетрясения 1887 г. они заняли на северном склоне Заилийского Алатау площадь свыше 400 км2. Особенно катастрофичны были оползни лёссовых пород при землетрясении 1920 г. в Китае. Вследствие этих оползней погибло свыше 200 тыс. человек.
Оползни, обвалы и другие постсейсмические явления сильно изменяют рельеф поверхности Земли. Кроме нагромождений, образующихся у подножия гор и на склонах, иногда в результате землетрясений происходит изменение гидросети, образование новых озер и источников, появление родников и ручьев.
Оплывины. Не менее существенные изменения совершаются в связи с землетрясениями на дне морей и океанов. Оплывины, перемещения рыхлых илов вниз по склону на дне моря происходят в еще более грандиозных масштабах, чем на суше. В районах частых моретрясений морские осадки передвигаются на десятки и сотни километров от берега в сторону глубоких впадин. Образующиеся при моретрясениях волны (цунами) способ- етвуют более интенсивному разрушению берегов.
Таким образом, собственно сейсмические и постсейсмические явления сильно изменяют облик земной поверхности как в пре-
делах населенных пунктов, где они особенно бросаются в глаза человеку, так и за их пределами, в условиях расчлененного горного рельефа.
Несомненно, что землетрясения имели место и в доисторические времена и также вызывали изменения земной поверхности. Проблема выявления палеосейсмических форм, г. е. выявления нарушений, связанных с древними доисторическими землетрясениями, очень интересна, но еще мало разработана. Местами на поверхности Земли можно наблюдать древние трещины, следы древних обвалов и осыпей, следы огромных, покрывающих десятки километров поверхности подводных оползней, возможно связанных с древними землетрясениями, но все это только небольшая часть примет древних сейсмических явлений.
ПРИРОДА ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Эндогенные землетрясения связаны с каким-то толчком или рядом толчков, происходящих в недрах Земли. Природа этих толчков еще недостаточно ясна.
Глубину первичных толчков можно указать довольно определенно. Наибольшее число очагов землетрясений располагается на небольших глубинах, порядка нескольких десятков километров. Статистические данные показывают, что, например, в Италии 90% всех очагов располагалось на глубине до 8 км, 8% — на глубине от 8 до 30 км и только 2% —на больших глубинах. В последнее время были выявлены очаги землетрясений на глубинах 700—800 км, Такие очаги были установлены на западном побережье Охотского моря (рис. 176) и у берегов Южной Америки.
По глубине залегания очага землетрясения разделяются на четыре типа:
Поверхностные (глубина очага менее 10 км).
Нормальные (глубина очага 10—60 км).
Промежуточные (глубина очага 60—300 км).
Глубокофокусные (глубина очага 300—800 км).
Наибольшие разрушения на поверхности производят промежуточные землетрясения. Очаги подобных землетрясений установлены по периферии Тихого океана, а также в Бирме, Иране, Румынии, Греции, Италии и южной части Атлантического океана. Энергия глубокофокусных землетрясений также очень велика, но при подходе к поверхности Земли она ослабевает; зато площадь, охватываемая таким землетрясением, максимальна.
Энергия крупного землетрясения в очаге достигает больших значений. П. М Никифоров подсчитал, что во время Кебинского землетрясения 1911 г. выделилась энергия в количестве 4,1 X X 1024 эргов. Чтобы получить такую энергию, Днепрогэс должен непрерывно работать на полную мощность в течение 325 лет. Энергия самого сильного (12-балльного) землетрясения опреде- 486
ляется в I025 эргов, что соответствует 1 триллиону лошадиных сил. В результате землетрясений на земном шаре в целом освобождается значительное количество энергии, в среднем равное 1017 эрг]сек.
Вследствие освобождения энергии в гипоцентре создается огромное давление на окружающие горные породы, происходит
Рис. 176. Схема расположения очагов землетрясений по профилю через о-в Хоккайдо и берега Азиатского материка
На карте (справа внизу) показано расположение очагов
1 — неглубоких; 2 — промежуточных; 3 — глубоких
сжатие пород и затем их расширение, которое и вызывает ко- лебательное движение частиц — сейсмическую волну,— распространяющуюся от гипоцентра.
По мере удаления от гипоцентра сейсмическая волна постепенно затухает, так как амплитуда колебания более удаленных частичек пород будет последовательно уменьшаться. Вот почему глубокофокусные землетрясения, первоначальная энергия которых равна энергии среднефокусных землетрясений, на поверхности Земли проявляются слабее. Максимальное колебание частиц происходит в плоскости рапространения волны.
При землетрясениях возникают волны двух основных типов. Первый из них — продольные волны (Р), которые называют также волнами сжатия и разрежения. Они вызывают периодическое изменение объема той среды, через которую проходят.
Второй тип волн — поперечные волны (S), связанные с изменением формы вещества без изменения объема. Эти волн»
вызываются периодическими сдвигами или кручением вещества в противоположные стороны. Направление колебаний частиц
нения волны, поэтому эти волны и называются поперечными.нения волны, поэтому эти волны и называются поперечными.в волнах этого типа перпендикулярно направлению распростра
нения волны, поэтому эти волны и называются поперечными.
нения волны, поэтому эти волны и называются поперечными.
Скорость распространения продольных волн относится к ско
рости распространения поперечных волн, как V3 : 1. Таким обра-
Скорость 6 км/секСкорость 6 км/секРис. 177. Изменение скоростей сейсмических волн7 — продольные волны; 2 — поперечные волныРис. 177. Изменение скоростей сейсмических волн7 — продольные волны; 2 — поперечные волнызом, поверхности Земли сначала достигают продольные волны, а несколько позднее — поперечные. Волны распространяются по всем направлениям. Отдельное взятое направление, по которому распространяются волны, называется сейсмическим лучом. Абсо-
Скорость 6 км/сек
Скорость 6 км/сек
Рис. 177. Изменение скоростей сейсмических волн
7 — продольные волны; 2 — поперечные волны
Рис. 177. Изменение скоростей сейсмических волн
7 — продольные волны; 2 — поперечные волны
лютная скорость распространения сейсмических волн зависит от физических свойств вещества, в котором они проходят. Чем больше
упругость среды, тем быстрее распространяются сейсмические волны. В стали продольная волна идет со скоростью 5,8 км/сек, в глине — 2,1—2,5 км/сек, в гравии и песке — 0,5—1,0 км/сек. Продольная волна пробегает через весь земной шар за 22 минуты.
Скорость распространения волн по мере приближения к поверхности (к менее упругой среде) в общем убывает (рис. 177), но так как глубинные оболочки неоднородны, то это убывание идет далеко не равномерно. Изменение скоростей распространения сейсмических волн с глубиной характеризуется данными табл. 19.
Таблица 19
Изменение скорости сейсмических волн с глубиной
Глубина в км
Скорость продольных волнСкорость поперечных волн
в км!секв км}сек
6370—4000
4000—2900 2900 -2450 2450—1200
1200 -60
60—0
11,0—9,5!—
9,5-8,6:—
13,5-13,4।7,3-7,5
13,4—12,5'7,5—6,75
12,5—8,0।6,75—4,3
5,9—3,53,5—2,0
Продольные волны распространяются быстрее поперечных, а следовательно, чем больший путь проходят сейсмические 488
волны до поверхности Земли, тем больше запаздывает приход поперечной волны. На основании этого по разности прихода продольной и поперечной волн можно выявить глубину гипоцентра.
Сейсмические волны, так же как и световые, на границе сред с различными свойствами преломляются и отражаются, образуя соответственно преломленные и отраженные сейсмические волны. Именно на основании изменения скоростей сейсмических волн и их преломления или отражения отчетливо выявляются оболочки земного шара, обладающие различными упругими свойствами. Ядро земного шара с глубины 2900 км поперечные волны не пропускает, а скорость продольных волн на границе ядра резко уменьшается. Изменения скорости прохождения волн происходят также на глубинах 900 и 400 км и у нижней границы земной коры.
На границе различных сред возникает еще один тип волн — поверхностные волны (L), характеризующиеся наибольшей длиной и наименьшей скоростью по сравнению с продольными и поперечными волнами.
Наибольшее различие в среде наблюдается на границе литосферы и атмосферы, а поэтому именно здесь, на поверхности Земли, и возникают наиболее интенсивные поверхностные волны. Амплитуда этих волн велика, и с расстоянием они затухают слабо. Поверхностные волны сильных землетрясений могут два раза обойти поверхность земного шара.
Движение этих волн удается не только ощущать, но иногда и видеть, так как под их действием в рыхлых породах могут образоваться валы и впадины, подобные волнам на воде. Частица среды под действием этих волн описывает движение по эллипсу в вертикальной плоскости.
При переходе из одной среды в другую сейсмический луч искривляется. Это связано с преломлением луча на поверхности сред. Таким образом, большинство сейсмических лучей преодолевает путь от гипоцентра к эпицентру не по прямой, а по ломаной линии. Чем меньше угол между сейсмическим лучом и преломляющей поверхностью, тем сильнее преломление, и только лучи, приходящие под углом 90°, не преломляются.
Особенно сильное искривление сейсмических лучей наблюдается на границе ядра Земли, в связи с чем в пределы определенных участков Земли, находящихся в противоположной (по отношению к эпицентру) части земного шара, сейсмические лучи не распространяются. Это явление носит название сейсмической тени, как бы отбрасываемой ядром Земли (рис. 178). Так, например, сейсмические волны землетрясений Японии не проникают в пространство Центральной Америки и Западной Африки (рис. 179). Поле сейсмической тени располагается в интервале 13—16 тыс. км по поверхности Земли от эпицентра.
Итак, в результате сейсмического толчка из гипоцентра на поверхность Земли приходят волны двух типов: продольные
Рис. 178. Пути сейсмических лучей и положение сейсмической тени
/ — сейсмические лучи; 2 — волновые фронты; 3 — сейсмическая тень
Рис. 179. Область сейсмической тени японских землетрясений
т. п.т. п.Рис. 180. Обелиск в Сан-СтефаноРис. 180. Обелиск в Сан-Стефано
т. п.
т. п.
Рис. 180. Обелиск в Сан-Стефано
Рис. 180. Обелиск в Сан-Стефано
и поперечные, а на самой поверхности возникают еще поверхностные волны. Все эти волны вызывают движение частиц трех типов: вертикальное, горизонтальное и вращательное.
Вертикальные движения возникают в случае, когда сейсмические лучи пересекают земную поверхность под углом от 80 до 90°, т. е. они имеют место в области эпицентра и на участках, непосредственно прилегающих к эпицентру. В связи с этим только здесь испытывается ощущение подбрасывания вверх.
Горизонтальные движения четко выявляются в резком на
клоне деревьев, башен, колоколен и Особенно отчетливо проявляются вращательные движения. Во время Алма-Атинского землетрясения 1887 г. каменная колонна была повернута на 7°; в г. Беллуно во время землетрясения 1873 г. на верхушке 60-метрового собора была повернута на 20° фигура 5-метрового ангела; в Сан-Стефано, в Калабрии при землетрясении 1783 г. была повернута верхняя часть обелиска (рис. 180).
Движения, которые испытывает любая частица на поверхности Земли во время землетрясения, обычно очень сложны, так как в одну и ту же точку поверхности приходят различные по силе и направлению волны, заставляющие частицы хао-
тически двигаться во всех направлениях.
Сила землетрясения в различных частях земной поверхности неодинакова, она прямо пропорциональна интенсивности первичного толчка, т. е. интенсивности колебаний в гипоцентре, и обратно пропорциональна квадрату расстояния от центра землетрясения. Сила землетрясения зависит также от свойств пород, через которые проходит сейсмическая волна.
При прохождении через рыхлые породы и через породы с различными коэффициентами упругости сейсмическая волна ослабевает быстрее, чем когда она проходит по однородным породам.
Учитывая, что наикратчайший путь — путь от гипоцентра до эпицентра, можно теоретически предположить, что наибольшей силы землетрясение достигает в эпицентре. По мере удаления от эпицентра сила его ослабевает, и если в эпицентре землетрясение имеет разрушительную силу, то где-то на периферии становится едва ощутимым, а еще далее может быть зафиксировано только точными приборами.
Линии, соединяющие пункты с одинаковой силой землетрясений, называются изосейстами. Изосейсты разделяют изо-
сейсмальные области, т. е. области с одинаковой силой землетрясения. Эти области представляют собой концентрические пояса неправильной формы, расположенные вокруг эпицентра (рис. 181). Если эпицентр изображается в виде точки, то изосейсты близки к кругу, а если он вытянут — образуют эллипс.
Область, ограниченная изосейстой наибольшего значения, т. е. область, непосредственно окружающая эпицентр, называется плейстосейстовой областью. В плейстосейстовой области разрушительная сила данного землетрясения максимальна.
1^^ I 1234 CZ5 5
Рис. 181. Схема сейсмической области
1 — эпицентр; 2 — плейстосейстовая область; 3 — изосей-смальные зоны; 4 — изосейсты; 5 — сейсмические лучи
Ширина изосейсмальных областей находится в прямой зависимости от глубины гипоцентра: чем он глубже, тем эти области шире и площадь, охваченная землетрясением, больше. Так, например, крымские поверхностные и нормальные землетрясения не выходили за пределы Крымского полуострова, а румынское землетрясение промежуточного типа ощущалось на территории почти всей Украины.
Землетрясение начинается в различных пунктах земной поверхности неодновременно, что связано с неодновременностью подхода волн, и хотя это запаздывание волн очень мало, его все же иногда удается заметить. Так, при землетрясении 26 марта 1872 г. в Северной Америке первый толчок ощущался вдоль восточной окраины хребта Сьерра-Невада на линии длиной 400 км. К западу от этой линии в долине Иоакинда толчок ощущался на 2—3 минуты позднее, на западной окраине Сьерры-Невады — через 3—4 минуты, а на побережье Тихого океана, между Лос-Анжелосом и Сан-Франциско, — через 4—5 минут.
Линии, соединяющие пункты одновременного прихода волны, носят название гомосейст. Гомосейсты минимального значения располагаются ближе к эпицентру, а с наибольшим значением — на периферии.
РЕГИСТРАЦИЯ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Сейсмографы. Все приборы, записывающие волны землетрясений, основаны на принципе маятника. Сейсмические волны выводят из равновесия подставку маятника, колебания
Рис. 182. Сейсмограф Голицына
маятника записываются на бумаге или на пленке, находящейся под острием маятника. Наиболее совершенные сейсмографы были впервые сконструированы акад. Голицыным, крупнейшим русским сейсмологом (рис. 182).
Сейсмографы бывают двух типов — с вертикальным и горизонтальным расположением маятника.
Схемы устройства сейсмографов приведены на рис. 183. Каждый из них состоит из маятника (М), стержня (Л), на котором укреплен маятник, проволочного подвеса (Г), записывающего колебания устройства (S), теперь обычно заменяе-
мого световым лучом (Si), вращающегося барабана (Б) с бумагой или фотобумагой, на которой фиксируется запись.
Сейсмографы монтируются на массивных подставках (В), которые укрепляются прочно на грунте. Обычно сейсмографы устанавливаются в подвалах обсерваторий, вдали от местных возбудителей колебаний (транспорт, грохочущие машины и т. п.).
В обычных условиях записывающий прибор маятника сейсмографа прочерчивает на барабане прямую линию. Как только подходят волны, штатив вместе с почвой сдвигается в сторону или поднимается вверх, маятник в силу инерции отстает от
Рис. 183. Схемы важнейших типов сейсмографов
Для записи горизонтальных колебаний — вертикальный (7), горизонтальный (2); для записи вертикальных направлений — вертикальный (3)
этого движения, и на барабане появляется первая черта вверх или вниз от срединной линии, затем маятник начинает раскачиваться вследствие колебательных движений штатива. Эти колебания фиксируются на барабане в виде ломаной линии.
Полученная запись называется сейсмограммой. В сейсмографах старых систем запись производилась непосредственно концом маятника, что создавало трение, хотя и очень небольшое, и несколько изменяло характер записи. В большинстве современных сейсмографов на конце маятника имеется приспособление, отбрасывающее свет на зеркало, от которого он в виде узкого луча отражается на барабан с фотобумагой.
Барабан вращается посредством часового механизма с определенной скоростью, поэтому на сейсмограмме можно определить интервалы времени между отдельными колебаниями. Период собственного колебания маятника должен быть в 3— 5 раз больше периода сейсмической волны, в противном случае появляются искажения в записи сейсмической волны, которые особенно велики, когда периоды колебания маятника и волны одинаковы (явления резонанса). Для уменьшения искажения необходимо, чтобы маятник качался с некоторым затуханием. Для этого к маятнику прикрепляют медную пластинку (п), помещенную между полосами магнита (ш). При колебаниях маятника в пластинке возникают вихревые электрические токи, ко-
торые взаимодействуя с полем магнита, тормозят движение маятника.
Каждый маятник записывает движение только определенного направления, поэтому сейсмические станции оборудуются тремя сейсмографами, два из которых записывают горизонтальные колебания (маятник одного из сейсмографов колеблется в меридиональном направлении, а другого — в широтном), а третий сейсмограф записывает вертикальные колебания земной коры (см. рис. 183, -3).
Рис. 184. Вертикальный электродинамический сейсмограф общего типа конструкции Д. П. Кириоса
Для регистрации сильных и катастрофических землетрясений в СССР употребляются сейчас сейсмографы конструкции советского ученого Д. П. Кирноса (рис. 184). Период свободных колебаний маятника в этом приборе составляет 5 секунд. Масса (Л1) маятника равна 20 кг. Для регистрации удаленных или слабых землетрясений пользуются приборами, в которых механическая энергия колеблющегося маятника преобразуется в электрическую. Это электродинамические и электромагнитные сейсмографы.
Сейсмограммы. Все сейсмограммы обладают общими чертами (рис. 185). В начале сейсмограммы обозначаются колебания небольшой амплитуды, в средней части ее зигзаги достигают наибольшей величины, в конце размах снова становится небольшим. Это связано с разновременным приходом различных волн. Начало колебаний, обозначаемое Р (от латинского слова «прима» — первые), свидетельствует о приходе продольных волн. Затем через некоторое время, которое определяется удаленностью данной сейсмической станции от эпицентра землетрясения, появляются резкие колебания, свидетельствующие о приходе поперечных волн. Начало прихода поперечных волн обозначается S (от латинского слова «секунда» — вторые).
После нескольких резких зигзагов на сейсмограмме вновь отмечаются небольшие колебания кривой, но вскоре они сменяются очень правильными колебаниями большой амплитуды и периода. Эти колебания характеризуют приход поверхностных
Рис. 185. СейсмограммаРис. 185. Сейсмограмма
Рис. 185. Сейсмограмма
Рис. 185. Сейсмограмма
Рис. 186. ГодографРис. 186. Годограф5 — поперечные волны; Р - продольные волны; Д° — эпицентральное расстояние в градусах меридиана5 — поперечные волны; Р - продольные волны; Д° — эпицентральное расстояние в градусах меридиана
Рис. 186. Годограф
Рис. 186. Годограф
5 — поперечные волны; Р - продольные волны; Д° — эпицентральное расстояние в градусах меридиана
5 — поперечные волны; Р - продольные волны; Д° — эпицентральное расстояние в градусах меридиана
волн L (от латинского слова «лонга»—длинные). Часть сейсмограммы, отражающая поверхностные волны, является наиболее растянутой. Момент прихода поперечных волн бывает не всегда четко выражен, и тогда на сейсмограмме отчетливо фик
сируются только моменты прихода продольных и длинных волн.
Сейсмограмма позволяет судить о длительности землетрясения, о количестве, амплитуде и периоде отдельных колебаний. По соотношению времени прихода продольных и поперечных волн можно определить расстояние сейсмической станции от эпицентра. Скорость прохождения волн от эпицентра до сейсмической
станции не является одр» наковой на всех этапах землетрясения. Для выяс
нения характера движения волны составляются графики кривых времени пробега — годографы. На таком графике по вертикали откладывается время в минутах (Т), а по горизонтали — расстояние в градусах меридиана (рис. 186).
По годографу и разности времени прихода продольных и поперечных волн можно легко определить расстояние до эпицентра.
Местополо?жение эпицентра определяется методом засечек с различных станций. Этот метод состоит в том, что на большом
глобусе из пунктов расположения сейсмических станций проводятся окружности, радиусы которых равны эпицентральным расстояниям. В точке пересечения этих окружностей и находится эпицентр.
Эпицентр можно определить и путем сравнения показаний нескольких сейсмографов на одной станции. Наиболее верную амплитуду колебаний запишет только тот сейсмограф, колебания маятника которого совпадают с направлением сейсмического луча. Амплитуда (смещение) записи волн сейсмографами, расположенными в других направлениях, будет тем меньше, чем больше угол а между направлением луча и колебанием маятника. Этот угол можно определить по формуле.
где Хг и А'з — амплитуды колебания продольных волн, записанных двумя взаимно-перпендикулярно расположенными сейсмографами.
Определив таким образом направление сейсмического луча продольной волны и отложив на нем эпицентральное расстояние, получим точку эпицентра.
СИЛА ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Для борьбы с вредными последствиями землетрясения очень важно определить его силу. Первые попытки классифицировать землетрясения по силе были сделаны еще в XVI в. До изобретения приборов, оценивающих интенсивность землетрясений, сила землетрясений определялась по характеру разрушений, главным образом в населенных пунктах, и по ощущениям, испытываемым человеком. Землетрясения подразделялись различными исследователями на 10 или 12 групп.
Сила землетрясения в каждой группе оценивалась баллом. Одной из широко известных классификаций землетрясений была 10-балльная шкала Росси-Фореля, предложенная в 1883 г. Согласно этой шкале, основанной главным образом на ощущениях человека, землетрясения подразделялись следующим образом:
1-балльные толчки людьми не ощущаются, а отмечаются только приборами;
, 2-балльные сотрясения ощущаются немногими людьми, находящимися в состоянии покоя;
3-балльные сотрясения ощущаются многими лицами, находящимися в состоянии покоя;
4-балльные землетрясения ощущаются людьми, запятыми обычной деятельностью, дребезжат оконные стекла, скрипят полы, раскачиваются предметы, подвешенные к потолку;
5-балльные сотрясения ощущаются всеми; движется мебель, звенят колокола;
при 6-балльных — пробуждаются спящие, останавливаются маятники часов, начинают раскачиваться деревья, многие жи
тели в испуге покидают дома;
при 7-балльных — опрокидываются отдельные предметы, падает штукатурка, общий ужас охватывает население;
при 8-балльных — падают дымовые трубы, образуются тре-
Рис. 187. Сейсмометр для определения силы землетрясенияРис. 187. Сейсмометр для определения силы землетрясениящины в стенах зданий;
Рис. 187. Сейсмометр для определения силы землетрясения
Рис. 187. Сейсмометр для определения силы землетрясения
при 9-балльных — частично или полностью разрушаются некоторые здания;
при 10-балльных — происходит всеобщее разрушение, образование трещин в земле, горные обвалы.
Подобное разделение, конечно, весьма субъективно. Более объективной является классификация, основанная на изменениях ускорения колебаний почвы. Выяснено, что сотрясение с ускорением колебаний менее 2,5 мм/сек людьми не ощущаются. При наиболее сильных землетря
сениях колебания почвы превышают 5000 мм]сек.
До последнего времени в СССР была принята 12-балльная
следующим образом:следующим образом:шкала (ОСТ ВКС 4537), в которой землетрясения оцениваются
следующим образом:
следующим образом:
Количество баллов Ускорение в мм]сек
1
До 2,5
2
2—6
3
6—10
4
11—25
5
25-50
6
50-100
7
101—250
8
251-500
9
501—1000
10
1001—2500
11
2501—5000
12
Свыше 5000
Однако ограничиваться в классификации землетрясений только показаниями приборов невозможно; многие данные, характеризующие силу землетрясений, можно получить только от очевидцев. Поэтому современная шкала землетрясений должна
учитывать как показания приборов, так и данные непосредственных наблюдений над разрушениями, вызываемыми сотрясениями.
С 1952 г. в СССР принята новая сейсмическая шкала (табл. 20). Эта шкала построена, с одной стороны, на основе показаний сейсмометра (рис. 187) с периодом собственных колебаний 25 секунд, с другой стороны, на основании ощущений людей и наблюдаемых явлений (степень повреждения зданий, построенных без антисейсмических мероприятий). Все здания разделены на группы: а) одноэтажные дома со стенами из камня, кирпича-сырца, самана и т. п.; б) кирпичные и каменные здания; в) деревянные дома.
В шкале учитываются также нарушения в грунтах и изменение режима грунтовых вод.
Запись на сейсмометре производится механически на сфе- рически-вогнутом стекле. Смещение сферического упругого маятника в сейсмометре обозначнется Хо и выражается в миллиметрах.
Как указывалось выше, в пределах одной изосейсмальной зоны сила землетрясения повсеместно одинакова. Однако в той же изосейсмальной зоне даже в одном городе некоторые дома подвергаются разрушению, а соседние с ними — сохраняются. Эти местные колебания силы землетрясений в пределах одной изосейсмальной зоны объясняются тем, что местами подходят две или три сейсмические волны сразу. Они интерферируют между собой, увеличивая или уменьшая силу сотрясения. При увеличении силы сотрясения создаются своего рода узлы, где землетрясение является наиболее разрушительным.
Таблица 20
Сейсмическая шкала
Балл, смешение
Наименование землетрясения
Характеристика землетрясения
1
Незаметное
Землетрясение людьми не ощущается, колебания почвы регистрируются приборами, повреждений и нарушений нет
2
Очень слабое
Повреждений и нарушений нет; отмечается сейсмическими приборами и ощущается немногими лицами, находящимися в полном покое
3
Слабое
Повреждений и нарушений нет. Наблюдается легкое раскачивание висячих ламп, занавесей; колебания ощущаются немногими людьми
_Наименование земле*
Балл, смещениетрясения
Характеристика землетрясения
4, лг0 0,5 ммУмеренное
Повреждений нет, в сырых грунтах возможны мелкие трещины, легкое колебание жидкости в сосудах, слабый звон посуды; ощущается большинством людей, находящихся внутри здания
5, хй 0,5—1,0 мм Довольно сильное
Легкий скрип полов, дребезжание стекол, осыпание побелки, движение незакрытых дверей и .окон, появление в сырых грунтах тонких трещин и волн в непроточных водоемах; ощущается всеми людьми внутри здания и большинством под открытым небом; животные ведут себя беспокойно
6, х0 1,1—2,0 ммСильное
Во многих зданиях легкие повреждения; трещины в сырых грунтах толщиной до 1 см, изредка оползни и осыпи; маятники стенных часов останавливаются, легкая мебель сдвигается; передвижение людей неустойчивое; животные выбегают из укрытий
7, х0 2,1—4 ммОчень сильное
В большинстве зданий группы „а* сильные повреждения, в зданиях группы „б“ легкие повреждения, во многих зданиях группы „в“ легкие повреждения и во многих значительные; на крупных откосах насыпей дорог редкие оползни, в отдельных случаях на дорогах трещины поперечные; повреждения каменных оград; тонкие трещины в сухих грунтах, большое количество трещин в сырых грунтах, оползни на берегах рек, в горах оползни и осыпания грунтов, возможны горные обвалы; изменяется дебит источников и уровень грунтовых вод; все люди выбегают из помещений, перемещение людей без опоры затруднено
8, х0 4,1—8,0 мм Разрушительное
В зданиях'группы „а* обвалы, в зданиях группы „б* значительные повреждения и в отдельных — разрушения, в зданиях группыJ „в*
Балл, смещение
Наименованиеземлетрясения
Характеристика землетрясения
9, л0 8,1—16,0 мм Опустошительное
10, х0 16,1—32,0мм
Уничтожающее
легкие повреждения, иногда значительные, отдельные случаи разрывов стыков водопровода; памятники и статуи сдвигаются или опрокидываются, каменные ограды обрушиваются, трещины в грунтах достигают нескольких сантиметров. Большие оползни и осыпи горные обвалы, вода в водоемах становится мутной, возникают новые или пропадают существующие источники воды; мебель сдвигается и часто опрокидывается, легкие предметы подскакивают вверх и опрокидываются, люди с трудом удерживаются на ногах
Во многих зданиях группы „а“ обвалы, в зданиях группы „б* разрушения и в отдельных — обвалы; значительные повреждения насыпей и дамб, местные искривления железнодорожных рельс, разрывы трубопроводов, многочисленные повреждения их, большое количество трещин на дорогах; памятники и статуи опрокидываются, большая часть труб и башен разрушается.
Трещины в грунтах шириной до 10 см, а по склонам и берегам рек свыше 10 см. Горные обвалы, небольшие грязевые извержения, большие волнения в водоемах. Мебель опрокидывается и ломается, волнуются животные
В зданиях группы „б* обвалы, во многих зданиях группы „в" разрушения и в отдельных — обвалы, значительное повреждение насыпей и дамб, местные разрушения железнодорожных рельсов, разрывы трубопроводов. Дороги получают много трещин и деформаций,опрокидываютсятрубы,
башни, памятники,ограды.
Ширина трещин в грунтах достигает нескольких дециметров и в отдельных случаях Доходит до метра. Обвалы скал в горных районах и у морских берегов, большие оплывины песчаных и
Балл, смещение
Наименование землетрясения
Характеристика землетрясения
глинистых масс, прибой и выплескивание воды в водоемах и реках, возникновение новых озер
Многочисленные повреждения предметов домашнего обихода; животные мечутся и кричат; ломаются стволы деревьев
11, х0 32,0 мм
Катастрофа
Общее разрушение зданий, разрушение насыпей, трубопроводы приходят в полную негодность, железнодорожные пути искривляются по всей длине
12
Сильная ката* строфа
Образуются многочисленные трещины на поверхности земли, происходят вертикальные перемещения пластов, большие обвалы и оползни; из трещин выступают водонасыщенные рыхлые отложения
Общее разрушение зданий и сооружений, сильное изменение рельефа, громадные обвалы и оползни, значительные вертикальные и горизонтальные разрывы и сдвиги, большие изменения режима подземных и наземных вод, образование водопадов и озер, изменение русел рек. Гибнет значительная часть населения под обломками зданий, растительность и животные погибают от обвалов и осыпей в горных районах, а также от приливных вод
С ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЯМИ
ЯВЛЕНИЯ, СВЯЗАННЫЕ
Следствием землетрясений могут быть нарушения магнитного и электрического поля Земли, световые и звуковые явления. Природа этих явлений до сих пор еще окончательно не изучена.
В ряде случаев перед началом или во время землетрясения был виден желтовато-зеленый свет в отдельных участках атмосферы, часто над остроконечными горами, за высокими зданиями и т. п. Иногда это был мерцающий свет, иногда он напоминал вспышки молний или появлялись лучи, похожие на полярное сияние. Так, например, жители г. Ашхабада во время
землетрясения 1948 г. наблюдали слабое сияние над горами Копет-Даг. Молниеобразный эффект наблюдался в Германии при землетрясении 1911 г. Все эти световые явления связываются с явлениями атмосферного электричества или с изменением теплового режима (в результате трения отдельные частицы раскаляются до температуры свечения и вылетают в атмосферу в виде искр). В отдельных случаях наблюдатели фиксировали зарево от пожаров, возникающих при землетрясении, зарево от загоревшихся газов угля и т. д.
Звуковые явления при землетрясениях выражаются гулом или шумом низкой частоты. Иногда гул предшествует землетрясению, иногда его сопровождает, но были случаи, когда он был слышен, а землетрясения не происходило.
Причиной этих звуковых явлений, по-видимому, является возникновение в твердой земной коре волн с очень малым периодом и большой частотой колебаний. Подходя к поверхности Земли, эти звуковые волны распространяются в атмосфере и гидросфере и дают звуковой эффект как в земной коре, так и в атмосфере.
Изучение магнитных свойств Земли показывает их изменение в период землетрясения и, возможно, до его начала. Так, при землетрясении 1862 г. в г. Селенгинске произошло изменение магнитного склонения на 3,5°. Особенно сильные изменения магнитного поля наблюдались некоторыми обсерваториями в связи с землетрясением на юге Испании в 1884 г., причем в Лиссабоне эти магнитные возмущения начали отмечаться за два дня до землетрясения. Связь землетрясений и изменений магнитных свойств теоретически вполне объяснима: при землетрясении в Земле происходит перераспределение магнитных горных пород, что и вызывает изменение магнитного поля.
Советские физики экспериментально доказали, что магнитные свойства некоторых горных пород при сжатии изменяются; в земной же коре перед землетрясением, по-видимому, и происходит процесс сильного сжатия.
В ряде случаев в районах, охваченных сильным землетрясением, наблюдалось ненормально высокое напряжение электрического поля атмосферы вблизи земной поверхности. По мнению проф. Чернявского, это объясняется тем, что во время землетрясения некоторые минералы разогреваются до красного или белого каления и в условиях большого давления способны выделять положительные заряды, в результате чего создается изменение электрического поля в нижних слоях атмосферы.
ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Эпицентры землетрясений располагаются по поверхности земного шара закономерно. Основная масса землетрясений (около 90%) располагается в двух узких поясах, окаймляющих земной шар.
Первый пояс протягивается вдоль восточного побережья Азии, проходит к северу и востоку от Австралии и прослеживается вдоль западного побережья Южной и Северной Америки. Этот пояс образует гигантское полукольцо, окаймляющее Тихий океан, и называется Тихоокеанским поясом землетрясений. К этому поясу приурочено около 68% всех землетрясений, причем подавляющее большинство глубокофокусных землетрясений. Особенно страдают от землетрясений в Тихоокеанском поясе жители Японских и Филиппинских островов.
Второй сейсмический пояс протягивается в широтном направлении. Он начинается от о-вов Зеленого мыса и Португалии, проходит через бассейны Средиземного и Черного морей, через Малую Азию и Гималаи к Индонезии и называется Средиземноморским сейсмическим поясом. Боковая ветвь пояса отходит в сторону Центрального Китая. С ним связано свыше 21% всех землетрясений. Основные сейсмические районы СССР: Карпаты, Молдавия, Крым, Кавказ, Южная Туркмения, Памир и Тянь-Шань, располагаются в пределах этого пояса.
За пределами двух указанных поясов за последние 100 лет совершилось не более 11% всех землетрясений. Очаги землетрясений концентрируются вдоль средней части Атлантического океана, протягиваясь от Шпицбергена и Исландии до о-ва Буве в южной части Атлантического океана. Небольшой пояс землетрясений протягивзется от р. Нила через область Великих озер Африки. Участок с относительно слабыми землетрясениями проходит вдоль Урала.
На огромных территориях земного шара очаги ощутимых человеком землетрясений отсутствуют совершенно. К числу таких территорий относятся все пространство Тихого океана, заключенное внутри Тихоокеанского пояса, северная часть Европы и Азии, северная часть Северной Америки.
Как правило, землетрясения происходят в областях наиболее резкого колебания высот рельефа, т. е. где горы чередуются с впадинами, а области больших равнин (Восточно-Европейская, Западно-Сибирская и т. п.) являются асейсмическими. Эту закономерность можно объяснить тектонически. Участки с расчлененным рельефом связываются со значительным проявлением тектонических напряжений, а области равнин обычно относятся к платформам, т. е. к районам, где внутренние силы Земли проявляются слабо уже давно. Нужно отметить, что области проявления землетрясений в основном совпадают с областями проявления вулканизма. Связь между этими двумя явлениями, по-видимому, довольно тесная. Наблюдалось, что в одних случаях землетрясения как бы оживляли вулканическую деятельность, а в других — извержения вулканов прекращались после землетрясений. Так, например, во время Лиссабонского землетрясения перестал действовать Везувий. Все это свидетельствует о том, что причины землетрясений и вулканиз-
ма едины и связываются с общим процессом движения вещества в подкоровом слое Земли.
ПРИЧИНЫ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Вопрос о причинах землетрясений до сих пор окончательно не изучен. Землетрясения зарождаются в различных частях земной коры и в подкоровом слое, т. е., по-видимому, в условиях твердой среды. Большинство современных исследователей считают, что непосредственной причиной землетрясения является смещение на глубине в веществе Земли, связанное или с моментальным сдвигом, со скольжением, или с кручением вещества. Это доказывается тем, что гипоцентры землетрясений
км а !■ю - го - зо -40 -км а !■ю - го - зо -40 -ЯлтаЯлтаКонтинентальныйКонтинентальный//СЗ 325"СЗ 325"ЮВ 55°ЮВ 55°км 010203040км 010203040КонтинентальныйКонтинентальный
км а !■
ю - го - зо -
40 -
км а !■
ю - го - зо -
40 -
Ялта
Ялта
Континентальный
Континентальный
/
/
СЗ 325"
СЗ 325"
ЮВ 55°
ЮВ 55°
км 0
10
20
30
40
км 0
10
20
30
40
Континентальный
Континентальный
Рис. 188. Распределение очагов крымских землетрясений
располагаются вдоль плоскостей ранее существовавших разрывов земной коры. Многие землетрясения на Тихоокеанском побережье Северной Америки были связаны с известным тектоническим разломом Сан-Андреас в Калифорнии. Гипоцентры землетрясений Крымского полуострова располагаются в пределах узкой зоны, наклоненной от дна Черного моря под Крымский полуостров (рис. 188).
Такая же картина распределения очагов наблюдается вдоль берегов Охотского моря. Вероятно, в обоих случаях имеют место крупные разломы, плоскости которых наклонены в сторону суши. По этим разломам область Крымского полуострова и Дальневосточного побережья двигаются в сторону моря. Эти движения вызывают напряжения, с которыми связываются повторные разрывы вдоль ранее существовавших нарушений в земной коре, а эти разрывы в свою очередь вызывают землетрясения.
Гипотеза разрывного происхождения землетрясений доказывается тем, что в целом ряде землетрясений поперечные волны, образуемые как раз при сдвигах, оказываются более интенсивными, чем волны продольные. В случае простого сжатия и растяжения вещества без разрыва продольные волны должны были бы быть более сильными.
Тщательный анализ сейсмограмм способствует выяснению причин землетрясений. Разработанная в настоящее время
аппаратура (экстенсометр Вешнякова, сейсмограф Кирноса) позволяет раздельно изучать продольные и поперечные волны и, вероятно, уже в ближайшее время поможет окончательно выяснить причину землетрясений.
Землетрясения поверхностного типа более разнообразны по происхождению. Они могут быть вызваны, с одной стороны, тектоническими причинами, а с другой — вулканизмом, обрушениями в пустоты, на поверхности и вблизи нее.
Некоторые ученые связывают поверхностные землетрясения с атмосферными явлениями. Это предположение основано на том, что большинство землетрясений в северном полушарии приходится на зимние месяцы; некоторые землетрясения следовали за сильными грозами или ураганами. Было установлено, что дело не в самих ураганах или грозах, а в изменениях градиента атмосферного давления.
Изменение атмосферного давления в мм
12,6
8,8
5,2
1,6
0,4
Число землетрясений , ,
148
128
ИЗ
103
97
Изменение атмосферного давления, конечно, не создавало, а только вызывало землетрясения, и лишь в том случае, когда напряжения в земной коре уже были близки к нарушению равновесия.
ЗНАЧЕНИЕ ИЗУЧЕНИЯ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Изучение землетрясений имеет существенное практическое значение. Землетрясения приносят огромные бедствия человечеству. Современная наука не способна ликвидировать или даже ослабить действие сил, вызывающих землетрясения, но может уменьшить те вредные последствия, которые причиняют землетрясения человечеству. Решение этих задач сводится к следующему: 1) определить области возможного распространения землетрясения, 2) определить возможную силу землетрясения в той или иной области, 3) в зависимости от предполагаемой силы землетрясения разработать такой тип построек, который был бы максимально устойчив при данной силе землетрясения, 4) своевременно предсказывать начало катастрофического землетрясения, чтобы жители смогли уберечь себя от вредного воздействия землетрясения.
Современная наука разрешает или стоит на грани разрешения всех вышепоставленных задач.
Области возможного проявления землетрясения в настоящее время определяются более или менее точно, исходя из анализа тектонического строения земной коры, учета расположения эпицентров всех ранее происходивших землетрясений, причем чем полнее собран материал по предыдущим землетрясе-
ниям и чем более точно поставлен учет современных землетрясений, тем точнее будет оконтуривание площади возможного распространения будущих землетрясений.
Для регистрации современных землетрясений только на территории СССР организовано свыше 70 сейсмических станций; кроме того, во всех частях страны имеются информаторы, оповещающие сейсмические институты о тех или иных проявлениях землетрясения. Всего на земном шаре действует около 450 сейсмических станций.
Наряду с регистрацией бывших землетрясений производится изучение геологического строения территории, выявление тектонических особенностей того или иного участка и главным образом характера новейших движений земной коры. Как отмечалось ранее, большинство землетрясений предопределяется тектоническими условиями. Поэтому на основании изучения тектонического строения выявляются районы возможного проявления землетрясений, а увязка этих данных с распределением бывших ранее эпицентров землетрясений создает представление о контурах области возможных в будущем землетрясений.
Учет силы землетрясений прошлых лет дает возможность предполагать, какой силы землетрясения возможны в данном районе. Так составляются карты сейсмического районирования.
Для территории СССР на карте сейсмического районирования, составленной Г. П. Горшковым, показаны районы 5—9- балльных землетрясений (рис. 189). Зоны более сильных землетрясений здесь объединены с зонами 9-балльных землетрясений. На карте видно, что на территории СССР 9-балльные и более сильные землетрясения охватывают районы Южной Камчатки, Курильских островов, Памира, отдельных хребтов Тянь-Шаня, хребта Копет-Даг и район Шемахи в Закавказье; 8-балльные землетрясения приурочены к тем же областям, но охватывают большую площадь; они проявляются и на территории Южного Сахалина, Западного Прибайкалья, Саян, отдельных участков Кавказа, Южного Крыма и Южной Молдавии; 6—7-балльные землетрясения захватывают широкую полосу вдоль восточной и южной границ СССР от Камчатки до Карпат.
Таким образом, на территории СССР вдоль ее южных границ возможны 6—9-балльные и более сильные землетрясения.
В более северных районах СССР, в областях Верхоянского и Яблонового хребтов, в области Южного Урала и Кольского полуострова возможны 5-балльные землетрясения.
АНТИСЕЙСМИЧЕСКОЕ СТРОИТЕЛЬСТВО
Землетрясения наносят большой ущерб народному хозяйству. Это прежде всего сказывается в разрушении построек.
Опыт показал, что в сейсмических районах можно создавать такие постройки, которые могут противостоять даже много-
%^ 9 баллов и более%^ 9 баллов и более8 баллов8 баллов5 баллов5 балловЗоны землетрясении6 баллов Ш Hill 7бал/Зоны землетрясении6 баллов Ш Hill 7бал/Рис. 189. Схема сейсмического районирования территории СССР по Г. П. ГоршковуРис. 189. Схема сейсмического районирования территории СССР по Г. П. Горшкову
%^ 9 баллов и более
%^ 9 баллов и более
8 баллов
8 баллов
5 баллов
5 баллов
Зоны землетрясении
6 баллов Ш Hill 7бал/
Зоны землетрясении
6 баллов Ш Hill 7бал/
Рис. 189. Схема сейсмического районирования территории СССР по Г. П. Горшкову
Рис. 189. Схема сейсмического районирования территории СССР по Г. П. Горшкову
балльным землетрясениям. При этом очень важно учитывать характер грунта, на котором происходит строительство. В районах, подверженных землетрясениям, лучше всего строить здания на массивных скальных невыветрелых породах, а также на мощных толщах аллювиальных и делювиальных отложений. Неблагоприятны для строительства маломощные рыхлые четвертичные отложения: галечники, глины, суглинки и т. п., залегающие на скальных породах, а также разрушенные и водоносные коренные породы. Особенно опасно строительство на маломощных четвертичных отложениях, располагающихся на склонах гор и оврагов, а также под отвесными и нависающими скалами.
Существует мнение, что менее всего разрушаются постройки, сооруженные над глубоко расположенными в земле пещерами и другими пустотами, а также постройки, окруженные водоемами. В связи с этим было предложено устраивать вокруг домов искусственные рвы и колодцы. Эти предложения основаны на том, что при переходе из одной среды в другую сейсмические волны затухают, но в то же время наличие пустот и впадин с водой может вызвать обрушения и оползни.
Наиболее удачны два типа антисейсмических построек. Постройки первого типа — это легкие бревенчатые здания с хорошо связанными перекрытиями, легкой крышей, нависшей над стенами; при землетрясении такие постройки напоминают корзину из прутьев: при сдавливании они пружинят, не рассыпаясь до определенного предела.
Подобные постройки применимы в сельской местности, в странах с теплым климатом, где не нужны массивные утяжеленные стены.
Второй тип антисейсмического строительства, применимый для городов, расположенных в условиях холодного климата, представляет собой массивные железобетонные постройки с мощным фундаментом и крепкой связью самой постройки с фундаментом. Необходимо, чтобы нижняя часть постройки была более массивная и прочная, а верхняя — облегченная. Здание должно быть круглой или овальной формы или, во всяком случае, с закругленными углами. Выяснено, что при землетрясении круглые здания сохраняются лучше. Так, во время землетрясения 1948 г. в Ашхабаде устояло против разрушения круглое здание элеватора, здание древней мечети, а окружающие их четырехугольные постройки были разрушены. То же можно сказать об округлых пагодах в Японии. В случае, когда известно направление распространения предполагаемых сейсмических волн, четырехугольные здания рекомендуется строить под углом 45° к их фронту. Окна зданий целесообразнее делать овальными, так как обычные окна во время землетрясения ломаются около углов (рис. 190).
В сейсмических районах не принято строить высокие дома, однако следует отметить, что высокие дома, построенные с учетом всех требований антисейсмического строительства, выдерживали даже очень сильные землетрясения. В Сан-Франциско успешно противостояло землетрясению девятнадцатиэтажное здание высотой 96 м. Известно, что наибольшим разрушениям подвергаются нижние этажи, а верхние этажи только
Рис. 190. Трещины в стенах, образовавшиеся при Ашхабадском землетрясении 1948 г.
раскачиваются. Вот почему некоторые из живущих на 17-м этаже даже не ощутили землетрясения.
Расчет прочности антисейсмических построек должен увязываться с предполагаемой величиной наибольшего ускорения, которое выражается формулой.
л4тс2а
где а — амплитуда колебания;
t — период колебания.
Ускорение возрастает с увеличением амплитуды и уменьшением периода колебаний. В исключительных случаях, например при землетрясении в Японии в 1923 г., амплитуда колебания достигала 50 см, а период колебания доходил до 1 секунды.
Очень важно в антисейсмическом строительстве предусмотреть все противопожарные меры (охрана электросети и т. п.), так как часто основные разрушения вызываются пожарами.
ПРЕДСКАЗАНИЕ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИИ
Одной из самых важных, но в то же время и трудных проблем современной сейсмологии является предсказание времени начала землетрясения. Если бы удалось узнавать о землетрясении хотя бы за несколько часов, то можно было бы вывести все население в безопасные места и полностью предотвратить человеческие жертвы, так как люди обычно погибают не непосредственно от толчков землетрясения или от колебания почвы, а под развалинами зданий, застигнутые врасплох.
Предсказание времени землетрясения — вопрос еще не решенный, но пути к его разрешению сейсмологи и геофизики усиленно ищут, основываясь на изучении тех явлений, которые предшествуют и сопутствуют землетрясению.
С давних пор были известны факты «предчувствия» землетрясений некоторыми животными. Наблюдалось, что за несколько часов до землетрясения коровы, собаки и другие животные вели себя очень возбужденно. Особенно сильно проявлялось волнение у животных, живущих под землей: кроты и мыши вылезали из нор и бежали. Это возбуждение животных раньше казалось необъяснимым. В настоящее время его пытаются связывать с появлением электромагнитных волн, предшествующих землетрясению, но это только одно из предположений.
Первый способ, состоящий в выявлении высокочувствительными приборами изменений электромагнитного поля Земли, предшествующих землетрясениям, является одним из путей предсказания землетрясений.
Второй способ предсказания землетрясения заключается в улавливании звуковых волн, проходящих в земной коре. Впервые этот способ был применен в Италии вблизи Везувия. Звукоулавливающий аппарат погружался в Землю на некоторую глубину. В Калифорнии такой звукоприемный аппарат был установлен на глубине НО л< в колодце, заполненном водой. В отдельных случаях эти аппараты фиксировали усиление подземных шумов перед землетрясением. Но в большинстве случаев они не предсказывали землетрясений, что, по-видимому, было связано с несовершенством аппаратуры.
Третий способ заключается в изучении наклонов земной поверхности особыми высокочувствительными приборами — наклономерами. Этот метод наиболее широкое применение нашел в Японии. Считается, что перед землетрясением происходит некоторый изгиб земной поверхности, вслед за которым совершается разрыв пластов на глубине, вызывающий землетрясение. Современные приборы — кварцевые деффиографы и водяные
уровни — достаточно чувствительны для выявления таких наклонов. Приборы устанавливаются на глубине нескольких десятков метров и могут фиксировать изменение наклона поверхности до долей секунды. В ряде случаев действительно за 5—10 дней до землетрясения прибор фиксировал так называемую бурю наклонов, т. е. более резкое, чем обычно, изменение наклона поверхности в различных направлениях. Но все эти изменения настолько малы, что трудно установить окончательно какими факторами они вызываются, так как некоторые атмосферные явления также образуют местные изменения наклона поверхности. Кроме того, этот способ не дает возможности предсказать район землетрясения.
Четвертый способ состоит в изучении упругих свойств вещества внутри Земли в связи с увеличением сил сжатия перед землетрясением. Этот метод технически очень трудно осуществим и широкого распространения пока еще не получил.
Таким образов, наметился целый ряд методов для предсказания начала землетрясения. К сожалению, ни один из этих методов в настоящее время не может считаться вполне надежным.
ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ИЗУЧЕНИЯ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
Изучение землетрясений способствует выявлению физиче- A1Z1XV ППЛПЛТП р и^ГТП ОТЛТЛТТ xz ITCirW^lI Qa*fnT7
i рvutiriA
Только благодаря изучению сейсмических волн удалось констатировать неоднородное зональное строение земного шара. По характеру прохождения сейсмических волн через ядро Земли можно судить о физических свойствах его. Изучение свойств сейсмических волн открыло перед современными геофизиками новый метод выявления полезных ископаемых на глубине, который состоит в создании искусственных сейсмических волн на определенных участках земной коры.
Для получения искусственных сейсмических волн производят взрывы при помощи аммонала. Изучение землетрясений существенно обогатило науку о деформациях земной коры, т. е. геотектонику.
ГЛАВА 21
ТЕКТОНИЧЕСКИЕ ДВИЖЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Тектоническими движениями называют перемещения вещества земной коры под влиянием процессов, происходящих в более глубоких недрах Земли. Эти движения вызывают тектонические нарушения, т. е. изменения первичного залегания горных пород. Особенно отчетливо эти изменения наблюдаются на примере осадочных пород, которые первично отлагаются в виде горизонтально залегающих пластов, а вследствие тектонических
нарушений оказываются смятыми в складки или разорванными на отдельные чешуи и блоки. Тектонические движения в конечном счете создают наблюдаемую структуру земной коры, т. е. они являются созидательными движениями («тектонос» по-гречески— созидательный). В результате этих движений возникают и основные неровности рельефа поверхности Земли.
Тектонические движения можно разделить на два типа: радиальные— колебательные, или эпейрогенические движения, и тангенциальные, орогенические. В первом типе движений напряжения передаются в направлении, близком к радиусу Земли, во втором — по касательной к поверхности оболочек земной коры. Очень часто эти движения бывают взаимосвязаны, или один тип движений порождает другой. В результате этих типов движений создаются три вида тектонических деформаций: 1) деформации крупных прогибов и поднятий; 2) складчатые и 3) разрывные.
Первый тип тектонических деформаций, вызванный радиальными движениями в чистом виде, выражается в пологих поднятиях и прогибах земной коры, чаще всего большого радиуса. Колебания, вызывающие образование подобных форм, в отличие от сейсмических колебаний совершаются относительно медленно, ощутимых разрушений не приносят и непосредственным наблюдениям человека не поддаются.
Складчатые деформации вызываются тангенциальными движениями и выражаются в виде складок, образующих длинные или широкие пучки, иногда короткие, быстро затухающие морщины.
Третий тип тектонических деформаций характеризуется образованием разрывов в земной коре и перемещением отдельных участков ее вдоль трещин этих разрывов. Разрывные нарушения очень часто являются производными от первых двух типов но в большей мере от складчатых. Установить причину той или иной деформации не всегда удается, так как, кроме вышеуказанных типов движений, деформации могут образоваться в связи с внедрением магмы и т. п. Поэтому нарушения в земной коре классифицируют не по типу вызвавших их движений, а по форме или каким-либо другим особенностям самих нарушений.
РАДИАЛЬНЫЕ (ЭПЕЙРОГЕНИЧЕСКИЕ) ДВИЖЕНИЯ
Земная кора, несмотря на ее твердость и прочность, испытывает повсеместные изменения. Она изгибается, колеблется наподобие того, как изгибается морская поверхность под влиянием притяжения Солнца и Луны. Вдали от берегов не удается наблюдать невооруженным глазом изгибы морской поверхности и изгибы Земли. В отличие от изгибов морской поверхности, достигающих максимальных размеров каждые 12 часов, колеба-
ния земной коры нарастают очень медленно: увеличение их идет со скоростью нескольких миллиметров, реже сантиметров в год. Но движения столь незначительных размеров приводят часто к весьма ощутимым результатам, если учесть, что такие движения протекают в одном направлении в течение многих десятков и сотен тысячелетий и даже многих миллионов лет.
Если мы представим себе, что какой-то участок земной коры поднимался со скоростью 1 см!год, то только за самый короткий в истории Земли четвертичный период, продолжительностью около 1 млн. лет, он поднялся бы на 10 км над своим первоначальным положением, т. е. стал бы самой высокой горой мира. На самом деле скорость вертикальных движений чаще еще меньше, чем в приведенном выше примере.
Лучше всего результаты этих движений выявляются при сравнении положения какого-либо участка Земли с постоянным уровнем, за который условно можно принять уровень океана или связанного с океаном моря,
СОВРЕМЕННЫЕ КОЛЕБАТЕЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ
На берегу Средиземного моря в Неаполитанском заливе в районе г. Поццуоли имеются три 12-метровые мраморные колонны древнего храма Сераписа, затопленные водой более чем на 2 м.
Храм был построен за два века до нашей эры. В XIV—XV вв. в результате медленного опускания его колонны погрузились более чем на 6 лг ниже уровня моря, причем нижняя часть колонн до высоты 3,6 м была занесена морскими отложениями, слоями вулканического пепла и известковыми осадками расположенного вблизи горячего источника. Участки колонн, возвышающиеся над этими осадками, омывались морской водой и разрушались морскими животными, одни из которых прилипали к поверхности колонн, а другие высверливали себе норки внутри камня. Следы деятельности сверлящих моллюсков — ли- тодомусов заметны и сейчас на колоннах на уровне от 3 до 6,3 м.
В XVI в. в связи с поднятием суши колонны вышли из-под воды, а в 1749 г., когда их впервые обнаружили, они находились на берегу залива, полузасыпанные песком и заросшие кустарником. Их раскопали и очистили от морских отложений мраморный пол, на котором стоят колонны. В начале XIX в- участок берега с храмом начал вновь погружаться под воду. В 1836 г. пьедестал колонн находился ниже уровня моря на 31 см (рис. 191), в 1878 г,—уже на 65 см, в 1911 г.— на 188 см (рис. 192), а в настоящее время он находится на глубине свыше 2 м (рис. 193). Таким образом, в XIX и XX вв. прогибание берега у Неаполитанского залива происходило со средней скоростью 2 см]год.
Подобные факты не единичны. В 1620 г. на берегу Ботнического залива была выстроена гавань с портовыми сооружениями для приема больших кораблей. В 1724 г. оказалось, что в результате подъема местности причалы для кораблей находятся на суше вдали от берега.
В восточной части Аральского моря с самолета можно видеть под водой остатки трех караванных троп, которые были
Рис. 191. Колонны храма Сераписа в 1836 г. (по Ч. Ляйеллю)
показаны на карте 1873 г. проходящими вдоль берега моря. Участок суши на юго-восточном берегу этого моря с 1847 г. прогибается настолько интенсивно, что море в этом месте залило территорию шириной 30—35 км, и колодцы Ак-Сага, находившиеся в 1849 г. в 35—40 км от моря, через 88 лет оказались уже в 3 км от него.
О затоплении водой суши свидетельствуют также деревья и целые леса, обнаруживаемые на дне озер и морей. Так, напри-
мер, на юго-западном берегу оз. Байкал можно наблюдать в воде пни лиственниц. Вблизи берега Ланкашира в Атлантическом океане (Ирландское море) имеется подводный лес, опускание которого началось 3000 лет назад (по Радому). Вблизи южного берега Сегозера обнаружены затопленные пни. Один из таких пней принадлежал 115-летней сосне, причем годичные кольца этого пня на периферии были очень сближены, что свидетельствовало о ненормальных условиях роста (в связи с затоплением), т. е. об опускании берега.
Рис. 192. Колонны храма Сераписа в 1911 г. (по Кетгнеру)
Все эти данные весьма убедительно свидетельствуют об изменениях береговой линии моря и о расширении или сокращении площади водных бассейнов. Однако может возникнуть вопрос, не связаны ли эти изменения с увеличением или уменьшением количества воды в океане или в море, тем более, что такие явления в геологической истории того или иного моря действительно наблюдаются.
Ученые предполагают, что уровень северных морей в период максимального четвертичного оледенения был на 90 м ниже современного. После же таяния льда произошло резкое увеличение массы воды во всех морях и океанах; в это время, по-видимому, Индийский океан, расширив свои пределы, залил широкую долину низовьев рр. Тигра и Евфрата и образовал Персидский залив. Жившее в плодородной долине Тигра и Евфрата многочисленное племя сумер было оттеснено вверх по долине на новые места.
Еще более отчетливо таяние льда отразилось на изменении очертаний внутренних морей. В послеледниковое время Каспийское море расширило свои границы как на север, так и на восток. Эвстатические колебания уровня океана возможны и в будущем. Подсчитано, что если бы растаял весь лед Антарктиды и Гренландии, уровень Мирового океана повысился бы на
Рис. 193. Колонны храма Сераписа в настоящее время (фото Г. П. Горшкова)
30 л, т. е. все приморские низменности были бы полностью за топлены водой. Может ли осуществиться подобное явление когда-либо — сказать трудно, но замечено, что за последнее столетие лед в Антарктиде на Земле Росса отступил на 35 м.
Несмотря на то, что эвстатические. колебания уровня моря выявляются вполне отчетливо, объяснить ими ранее приведенные факты невозможно. Эвстатические повышения или понижения
уровня моря равномерно распространяются на весь океан, а тем более на все море. Если море высыхает, то из-под воды выступает дно вдоль всех берегов и, наоборот, при увеличении массы воды трансгрессия распространяется во всех направлениях. В приведенных же случаях (Неаполитанский залив, Аральское море и др.) мнимое повышение уровня воды охватывало только отдельные участки берегов, причем часто оказывалось, что рядом с поднимающимся берегом располагался берег опускающийся.
В последние годы в Каспии наряду с эвстатическими колебаниями, вызвавшими исчезновение заливов Комсомолец и М. Култук, наблюдается значительное «отступание» моря в югозападной части Апшеронского полуострова — на глазах человека расширяется пляж, мелеют проливы, увеличиваются в размерах острова. В то же время в 50—100 км к югу, там, где долина р. Куры подходит к морю, наблюдается обратная картина — море здесь как бы медленно наступает на сушу, отвоевывая год за годом все новые участки Куринской низменности.
Все эти противоречивые явления можно объяснить только тем, что в пределах сравнительно узкой полосы на юге Апшеронского полуострова, уходящей далее в систему Кавказских хребтов, совершается поднятие или, как принято говорить, колебание земной коры положительного знака, тогда как южнее, в области Куринской низменности, происходит опускание, или отрицательные движения.
По данным повторных нивелировок западная часть Апшеронского полуострова за 26 лет приподнялась на 19 см, а в Куринской низменности за то же время произошли опускания на 16,6 см.
Колебательные движения земной коры были впервые установлены М. В. Ломоносовым. Значительно позднее (в 1890 г.) эти движения описал Джильберт на основании изучения опусканий и поднятий в районе оз. Бонневиль в США. Джильберт назвал их эпейрогеническими движениями (движениями, образующими континенты). Значительно раньше Цельсий и К- Линней на основании изучения берегов Скандинавии установили размах и скорость этих движений.
Колебательные, или эпейрогенические, движения присущи не только современному этапу развития Земли, но совершались и во все прошлые геологические эпохи, хотя точно выявить эти движения в прошлом еще труднее, чем современные.
МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ КОЛЕБАТЕЛЬНЫХ ДВИЖЕНИЙ
Методы выявления колебательных движений очень разнообразны. Одни из них выявляют количественную, а другие качественную сторону явления. В большинстве случаев при изучении колебательных движений одновременно используются различные методы, дополняющие друг друга.
Метод повторного нивелирования
ah 6мм 1888-1925 6ah 6мм 1888-1925 6Рис. 194. Результаты повторного нивелирования через о-в Хонсю в Японии (по Г. Цубои)Рис. 194. Результаты повторного нивелирования через о-в Хонсю в Японии (по Г. Цубои)Наиболее точным методом выявления современных движений является метод повторных измерений абсолютных отметок данного места, а также повторение измерения наклонов поверхности Земли. Это так называемое повторное прецизионное нивелирование. В 1906 г. было произведено точное нивелирование вдоль Забайкальской железной дороги. Спустя 22 года, это нивелирование было повторено и оказалось, что на отдельных участках данные разошлись на величину от 18 до 38 слг При этом в юго-западном углу Байкала к западу от линии селений Хвойная—Кедровая все пункты оказались приподнятыми и, наоборот, к востоку от этой линии — опущенными.
ah 6мм 1888-1925 6
ah 6мм 1888-1925 6
Рис. 194. Результаты повторного нивелирования через о-в Хонсю в Японии (по Г. Цубои)
Рис. 194. Результаты повторного нивелирования через о-в Хонсю в Японии (по Г. Цубои)
Рис. 195. Изменение высотполинии Такасаки — Симо-сува (по Г. Цубои)
Сравнение результатов нивелирования 1920—1939 гг. с результатами 1945—1948 гг. для Европейской части СССР в районе между Кавказом и Москвой показало, что область к северу от линии Ростов-на-Дону— Сталинград испытала поднятия, а район Предкавказья, наоборот, — погружение. Среднегодовая скорость опусканий в нижнем течении р. Терека достигала 5—7 мм/год, в то же время поднятия в пределах Среднерусской возвышенности достигали местами 15—20 мм]год. Эти поднятия были очень неравномерными; так, отдельные участки Донецкого кряжа и Украинского кристаллического массива поднимались на 6—8 мм в год, Воронежского массива — до 10 мм в год и т. п.
Неравномерное, но строго закономерное опускание отдельных участков в связи с колебательными движениями очень четко было выявлено на о-ве Хонсю в Японии. Оказалось, что с 1896 по 1928 г. происходило общее опускание острова, причем наиболее сильно (до 70 мм) опустились пункты в краевых частях острова, тогда как центральные части опустились всего на несколько миллиметров. На рис. 194 поверхность острова в 1896 г. условно изображена прямой линией, а нижняя кривая показывает изменение поверхности в 1928 г. по отношению к прямой 1896 г.
В данном случае вся площадь в течение 34 лет испытывала опускания, хотя и очень неравномерные. Однако могут происходить и изменения в направлении движения. Это было выявлено при ряде повторных нивелировок на одном из Японских островов. Здесь (рис. 195) пункты, поднимавшиеся в период 1888— 1926 гг., после 1926 г. начали испытывать опускания и наоборот. Скорость движения измерялась несколькими миллиметрами в год.
Площадь, на которую распространяются движения определенного знака, бывает очень различна. Так, например, современным опусканием охвачены все предгорья Баварских Альп, образуя здесь своеобраз-
Рис. 196. Современные опускания Баварских предгорий Альп с 1887 по 1906 г. (по М Шмидту)Рис. 196. Современные опускания Баварских предгорий Альп с 1887 по 1906 г. (по М Шмидту)ную котловину, очертания которой хорошо видны на рис. 196. Форму ее обрисовывают линии, проведенные через пункты равных опусканий; эти линии получили название изокатабаз. Центральные части этой «котловины» опустились за 19 лет на 60 мм, тогда как краевые — всего на 10—30 мм. Ширина области прогибания превышает 100 км.
Рис. 196. Современные опускания Баварских предгорий Альп с 1887 по 1906 г. (по М Шмидту)
Рис. 196. Современные опускания Баварских предгорий Альп с 1887 по 1906 г. (по М Шмидту)
При колебательных
движениях поверхность
Земли поднимается или опускается неравномерно, создаются плоские котловины или плоские возвышенности, поэтому отдельные точки изгибающей поверхности изменяют свое поло- 6,
Рис. 197. Горизонтальные изменения расстояний при колебательных движениях
жение не только в вертикальном, но и в горизонтальном направлении. На рис. 197 видно, что расстояние Б}—Г1 больше, чем первоначальное Б — Г. Очень часто происходит сближение точек. Эти изменения также неоднократно выявлялись при по-
вторных триангуляциях. Установлено, что Мюнхен (Южная Бавария) за 100 лет (триангуляция проводилась в 1801 и 1905 гг.) приблизился к р. Зальцах на 75 см; причем в отдельные годы скорость движения достигала 18 мм. По мнению некоторых ученых (Кох, Вегенер), происходит раздвигание точек, расположенных на восточном побережье Гренландии и на западном побережье Норвегии со скоростью около 1 см,год (1870— 1906 гг. — 32 см).
Особенно отчетливо поднятия земной коры фиксируются на Скандинавском полуострове. В Швеции в районах, прилежащих к Ботническому заливу, за послеледниковое время поднятия составили 175 м. Современные поднятия на Скандинавском полуострове также очень интенсивны, но не равномерны, о чем свидетельствует табл. 21.
Таблица 21
Скорость современного движения земной коры в райо-не Балтики на основании наблюдений с 1889 по 1911 г.
Места наблюдений
Поднятие в мм/год
Ротан
+10
Вастервик
+ 4
Кронштадт
+3
Клайпеда
+ 1
К югу от Скандинавии наблюдается обратное явление. В Дании, Голландии, Бельгии все точки побережья испытывают опускание. Скорость опусканий отдельных пунктов в Дании за период с 1899 по 1931 г. (по Н. И. Николаеву) следующая (в мм,год):
Слинсхевн 0,9—1,8
Копенгаген•. . . .0,23—1,03
Аргус 0,58—1,12
Фредериксхавн 0,03—0,71
Метод изучения колебательных движений при помощи повторных нивелировок весьма эффективен, но очень сложен и не всегда доступен из-за своей дороговизны. Иногда использование этого метода приводит к серьезным ошибкам, так как регистрируемые таким образом смещения земной коры в районе реперов могут происходить не только вследствие колебательных движений, но и в результате некоторых экзогенных процессов (оползней, карста и т. д.).
В редких случаях современные колебательные движения могут отмечаться и без применения приборов. Так,^ например, в одной местности в Германии в результате поднятий стал виден крест церкви соседней деревни.
Лимнологический метод
Лучшие представления о характере колебательных движений составляются при повторном сравнении положения тех или иных участков суши с береговой линией озера или моря и при изучении очертаний озер и морей в прошлом и в настоящее время. Раньше уже приводились примеры изменения берегов Аральского, Каспийского, Средиземного и других морей.
На некоторых озерах Прибалтики и Карелии (например, Сег- озеро) было замечено, что вдоль одного берега происходит на отупление воды на сушу, а у противоположного, наоборот, дно озера освобождается от воды (рис. 198).
Рис. 198. Схема изменения уровня воды в озере на крыле поднятия I—первоначальное положение; П—положение после поднятия
Амплитуду колебания позволяют выявить установки реперов или футштоков и замер ежегодного изменения уровня озера на различных берегах. К сожалению, количество реперов еще очень невелико, а колебательные движения совершаются повсеместно.
Описанные выше методы позволяют определять количественную сторону процесса колебательных движений, т. е. выяснить амплитуду движений в определенный отрезок времени. Однако они имеют весьма ограниченное применение и используются только для регистрации современных движений. Движения, совершающиеся в более ранние геологические периоды, не удается так точно определять во времени.
Для определения характера движений недавнего геологического прошлого, так называемых новейших движений, существуют методы, позволяющие установить в основном только их направленность. Количественная сторона этих движений (их скорость) при этом определяется весьма условно. Эти методы поэтому называются качественными. Среди них выделяются: биогеографические, геоморфологические, орогидрографические и геологические методы.
Биогеографический метод
Этот метод основан на изучении площади распространения того или иного животного или растительного вида и на изучении характера изменения растительных и животных сообществ.
Пространство, занятое на поверхности земного шара (на суше или в воде) каким-либо видом, родом и семейством животных и растений, получило название ареала. Очень часто ареалы бывают сплошные, т. е. данный вид (вместе с некоторыми
Рис. 199. Схема расположения морских проливов в зонах опускания по краям Балтийского щига в позднеледниковое время
1 — море; 2 — суша
другими) занимает сплошь большую территорию, но иногда наблюдаются прерывистые ареалы. Например, одни и те же виды встречаются на западе и востоке какого-либо материка и отсутствуют в его центральной части. Или же в двух соседних, но совершенно разобщенных озерах, встречены одни и те же рыбы и т. п.
Во всех этих случаях возникает вопрос, в связи с чем произошло разобщение ареала. Разрешение этого вопроса часто позволяет выявить характер колебательных движений.
Установлено, что в Балтийском и Белом морях много общих видов рыб и других морских животных, отсутствующих в то же время в северной части Атлантического океана. Это можно объяснить только наличием в среднечетвертичное время пролива
между Балтийским и Белым морями, который и был установлен по другим данным, путем реконструкции очертаний так называемого Иольдиевого моря. Таким образом, в это время целая полоса, окружающая Балтийский щит с юга и востока, испытала опускание и была залита водой (рис. 199). Исчезновение Иольдиевого моря было связано с наличием положительных колебательных движений на участке между Финским заливом и Онежской губой.
Советский исследователь Г. У. Линдберг выяснил, что в реках Дальнего Востока СССР (Анадырь, Пенжина, Амур), Китая (Сайфун, Хуанхэ), Камчатки и Аляски водятся одни и те же виды пресноводных рыб. Жить в морской воде и переплывать
3000300000900 км3000300000900 кмРис. 200. Схема древнего рельефа Охотского моря (по Г. У. Линдбергу)Рис. 200. Схема древнего рельефа Охотского моря (по Г. У. Линдбергу)моря эти рыбы не могли. Вероятно, раньше эти реки соединялись между собой. И действительно, на дне Охотского моря прослеживаются древние русла многих рек (рис. 200), что свидетельствует о наличии в недавнем геологическом прошлом на месте Охотского моря суши и об образовании Охотского моря в результате опускания этой территории.
3000300000900 км
3000300000900 км
Рис. 200. Схема древнего рельефа Охотского моря (по Г. У. Линдбергу)
Рис. 200. Схема древнего рельефа Охотского моря (по Г. У. Линдбергу)
Сходство наземной фауны Аппенинского полуострова и Корсики заставляет предполагать, что не так давно эти области были связаны между собой, а затем разъединились вследствие опускания участка земной коры между ними.
Удивительное сходство палеозойской наземной фауны о-ва Мадагас
кар и Индии уже давно привело ученых к мысли о том, что
в палеозое и начале мезозоя эти территории были связаны
в единую сушу, а затем опускания в области современного Индийского океана разъединили их.
Нахождение остатков морской фауны на береговых уступах,
расположенных выше современного уровня моря, свидетельствует об относительном понижении уровня моря и, следовательно, чаще всего о поднятии данного участка. О поднятии дна моря
свидетельствуют также коралловые острова, возвышающиеся над урезом воды. Нахождение остатков фауны в несвойственных ей условиях всегда заставляет задумываться о причинах нахождения се здесь. Так, например, на дне подводной ложбины Монтерей у Калифорнийского побережья Тихого океана на глубине 1800 м были найдены раковины фораминифер, которые могли жить только в мелководных условиях. Это явилось доказательством происшедших здесь опусканий дна моря.
Интересные данные относительно колебательных движений можно получить из изучения растительных сообществ. В Дагестане и Северном Азербайджане на высоте 1200—1500 м над уровнем моря были обнаружены ископаемые черноземные почвы, свидетельствующие о том, что здесь в плиоцене (свыше 1 млн. лет назад) были степи, местами поросшие ковылем. Выровненные поверхности гор свидетельствуют о равнинном ландшафте того времени. В связи с поднятиями в четвертичное время Кавказ подвергался интенсивному оледенению. Теплолюбивая растительность дочетвертичного периода вымерла и только на берегу Каспийского моря в Талышских горах сохранились реликты этих теплолюбивых миоценовых растений. Они сохранились здесь потому, что Талыш интенсивно не поднимался в четвертичное время и не подвергался оледенению.
Орогидрографические и геоморфологические методы
Эти методы выявления колебаний земной коры являются наиболее распространенными и применимы для изучения колебательных движений как суши, так и океанического дна. Колебательные движения не могут совершаться, не производя каких- либо изменений в поверхности земной коры. В случае длительных опусканий образуются глубокие впадины, чаще всего заполненные водой (Охотское и другие моря) или осадками (Ферганская впадина), иногда обширные низменности (Прикаспийская) с многочисленными болотами и озерами. В случае поднятия создаются возвышенности, плоскогорья, иногда холмистый и горный ландшафт.
Экзогенные геологические процессы (деятельность рек, озер, морей, подземных вод и т. п.) в условиях поднятия и опускания протекают по-разному, и, следовательно, изучение особенностей их проявления может способствовать установлению характера движений земной коры.
Отчетливо выявляется характер колебательных движений при изучении продольного профиля рек, речных террас, меандр, речных перехватов и строения устьевых частей рек.
Продольный профиль реки. Выработанный профиль равновесия реки характеризуется, как указывалось выше, вогнутой кривой, приближающейся к горизонтальной линии в устьевой части и к вертикальной в верховьях (рис. '201, /). Эрозия
в верховьях рек в старческую стадию очень мала, а следовательно, и накопление аллювия в низовьях также незначительно. Такое положение длительно может сохраняться только при условии отсутствия колебательных движений. Если же при вогнутой кривой русла эрозионная работа все же совершается интенсивно, то следует предположить наличие поднятий в верхней части долины. Если же три этом аллювий не только переносится в море, но интенсивно накапливается в низовьях реки, то, по-ви- димому, имеет место опускание в нижнем течении реки (см. рис. 201, 2). Такого типа профили характерны для рек Кавказа: Куры, Риона, Мзымты и др. Малая кривизна профиля рек (см. рис. 201, 3) свидетельствует об очень слабых поднятиях в сред-
Рис. 201. Типы продольных профилей реки
1 — выработанный профиль равновесия. Профили реки: 2 —при опускании в нижней части реки; 3 — при слабых поднятиях в средней части; 4 — при неравномерных поднятиях в среднем течении реки; 5 — при значительных поднятиях в средней части реки
ней части их течения. Небольшие выпуклости и впадины на профиле указывают на местные поднятия и опускания.
Профили, характеризующиеся переломами терминанты (рис. 201, 4), связаны с поднятиями в среднем течении реки. Такой профиль имеют р. Лососинка в бассейне Онежского озера, р.Та- паравани в Закавказье и др.
Очень часто о колебательных движениях свидетельствует асимметрия долины реки. Иногда действие колебательных движений оказывает на долину большее влияние, чем смещение берега согласно закону Бэра. В случае преобладания поднятий на правом берегу реки она начнет отодвигаться к левому берегу, подмывать его. Левый берег станет более крутым, а правый более пологим. На р. Енисее в связи с поднятием Среднесибирского плоскогорья и опусканием Западно-Сибирской низменности правый (восточный) берег менее обрывист, и долина реки смещается в сторону левого (западного) берега (рис. 202).
Интересный материал о колебательных движениях дает анализ характера эрозионной работы и изгибов русла реки. В случае частного поперечного к руслу поднятия река будет стре- 526
миться перепилить это поднятие, усилится глубинная эрозия, берега станут более высокими, в старой долине даже в условиях равнинного ландшафта может образоваться молодая V-образная или каньонообразная долина. В случае колебательных движений отрицательного знака профиль речной долины выполвживается,, глубинная эрозия прекращается, усиливается боковая эрозия, река начинает образовывать крупные меандры.
IIРис. 202. Стадии смещения речной долины (/, II, III) в случае поднятия на одном берегуРис. 202. Стадии смещения речной долины (/, II, III) в случае поднятия на одном берегу
I
I
Рис. 202. Стадии смещения речной долины (/, II, III) в случае поднятия на одном берегу
Рис. 202. Стадии смещения речной долины (/, II, III) в случае поднятия на одном берегу
Меандры. Иногда долина реки запечатлевает в своих излучинах весь ход колебательных движений. Река Днестр в среднем течении на участке Нижнев-Незвиск течет вдоль оси современного поднятия и в этом месте наблюдаются очень крупные врезанные меандры с крутыми обрывистыми берегами (рис. 203).
Рис. 203. Врезанные меандры на р. Днестре Пунктиром показана область поднятия
Как это могло образоваться? По-видимому, в начальную стадию поднятия продольный профиль на этом участке стал выравниваться, усилилась боковая эрозия — появились меандры, при дальнейшем поднятии усилилась донная эрозия, меандры стали резко углубляться, врезаться. При продолжении поднятия врезанные меандры могли прорваться, а русло выпрямиться.
Врезанные меандры наиболее отчетливо видны на р. Смотрич (левый приток Днестра) в районе г. Каменец-Подольска. Здесь меандры находятся в стадии интенсивного углубления, так как местность продолжает подниматься.
Речные террасы. Образование продольных речных террас в большинстве случаев связано с колебательными движениями. Сам факт наличия террас свидетельствует об общем поднятии
местности на величину, отделяющую верхнюю террасу от пойменной. Но поднятие это было сложное, неравномерное, каждая терраса говорит о периоде более ускоренного поднятия и о его замедлении или даже прекращении.
Если поднятие было равномерным для всей долины, то террасы на всем протяжении идут параллельно друг другу; если же поднятие прогрессивно увеличивалось к верховьям реки, то относительная высота надпойменных террас будет увеличиваться вверх по течению реки. Террасы будут в этом направлении по высоте расходиться в виде веера.
Интенсивные опускания в низовьях речной долины приводят иногда к погружению террас под уровень моря или озера и перекрытию их морскими или озерными отложениями. При после-
Рис. 204. Изгибание террас р. Нарына между Ферганой и Кетментюбинской впадиной (по В. Н. Ог- неву)
АБ — продольный профиль р. Нарына; IV — VI —• профиль по надпойменным террасам
дующих движениях поверхности террас, так же как и профиль речного русла, могут претерпевать деформации. На рис. 204 виден этот процесс изменения высот и террас для рек Тянь- Шаня. Однако изменение базиса эрозии не всегда связано с колебательными движениями. Оно может быть связано также с понижением или повышением уровня воды в море или озере, в которое впадает данная река.
Таковы многочисленные доказательства колебательных движений, фиксируемых в области речных долин. Так как речные долины рассекают почти все части суши, то этот метод выявления колебательных движений может иметь универсальное значение для всех континентов.
Подземные воды. Колебательный движения отражаются и на режиме подземных вод. В случае поднятий усиливается разгрузка водоносных горизонтов, уровень подземных вод опускается — происходит обмеление колодцев, исчезновение родников и т. п. В случае опусканий, наоборот, подземные воды приближаются к поверхности, происходит заболачивание местности, может начаться образование торфяников. Большинство участков крупного торфонакопления в Европейской части СССР находится в зонах опусканий (например, Полесье).
Выявление колебательных движений на побережьях морейи океанов
Выявление колебательных движений в области моря базируется на изучении побережий и на анализе рельефа дна океана или моря. На побережьях часто сохраняются следы поднятий или опусканий: морские террасы, древние береговые валы и абразионные уступы, расположенные вне досягаемости волн современного моря, пересыпи и косы, дельты.
Морские террасы. Обычно морские террасы располагаются параллельно морскому берегу. Они образуют резкие уступы, покрытые частично рыхлыми отложениями часто с морской фауной. Количество террас бывает до 10 и более. У Черного моря в районе Сухуми наблюдается 6 террас, причем верхняя (плиоценовая) поднята на высоту до 900 м над современным уровнем моря. В случае сложных дифференцированных колебательных движений террасы поднимаются на различных участках неодинаково, а иногда отдельные участки могут и опускаться.
Прекрасным примером этого являются террасы Каспийского моря. На рис. 205 показаны кривые положения этих террас. Две древние террасы оказались резко приподняты в районе Апшеронского полуострова между г. Баку и р. Рубасчай. Севернее, в районе между городами Дербентом и Махачкалой они, наоборот, опущены. Таким образом, по изучению изменения высоты террас можно говорить о положительных движениях в районе Баку — Рубасчай и об опусканиях севернее и южнее (Куринская низменность). Изучение террас и другие данные свидетельствуют о поднятии Кавказа за четвертичное время на 2—3 тыс. ли Поднятия Крыма происходили со средней скоростью 1 мм/год, а опускания Черноморской впадины со скоростью 2—3 мм!год.
Береговые валы и абразионные уступы. На берегах морей, испытывающих поднятия, можно видеть плоские длинные валы, вытянутые параллельно берегу и сложенные морским песком, галькой, битыми раковинками. Эти валы появились несомненно в результате намыва морскими волнами. Расположение их теперь вне досягаемости даже самых больших волн свидетельствует о поднятии берега. Иногда наблюдается не один, а несколько рядов таких древних береговых валов, причем в случае поднятия берега самые удаленные от берега валы оказываются самыми высокими.
Абразионные уступы, образованные действием волн и имеющие часто все отличительные черты вплоть до волноприбойной ниши, в случае поднятия берега могут быть удалены от последнего на значительное расстояние и заметно возвышаться над современным уровнем моря.
Дельты. Образуются дельты, как правило, в устьях тех рек, которые находятся на поднимающихся берегах. Скорость на-
Рис. 205. Кривые колебания абразионных уровней каспийских террас у западного берега Каспийского миря (по М. М. Жукову)1 — хвалынская; 2 — хозарская; 3 — бакинскаяРис. 205. Кривые колебания абразионных уровней каспийских террас у западного берега Каспийского миря (по М. М. Жукову)1 — хвалынская; 2 — хозарская; 3 — бакинскаяСталинградСталинград
Рис. 205. Кривые колебания абразионных уровней каспийских террас у западного берега Каспийского миря (по М. М. Жукову)
1 — хвалынская; 2 — хозарская; 3 — бакинская
Рис. 205. Кривые колебания абразионных уровней каспийских террас у западного берега Каспийского миря (по М. М. Жукову)
1 — хвалынская; 2 — хозарская; 3 — бакинская
Сталинград
Сталинград
растания дельты отражает интенсивность поднятия (конечно, при достаточном количестве приносимого аллювия). Нарастание дельты хорошо видно на примере дельты р. Дуная, образование которой относится к недавнему времени. Раньше Дунай оканчивался лиманами. Современные поднятия в районе гор Добруджи способствовали заносу аллювием этого лимана и создали условия для образования и роста дельты.
Развитие дельты, ее нарастание хорошо видны на примере р. Волги (рис. 206). Очень интенсивно нарастает дельта р. По.
Рис. 206. Схема нарастания дельты р. Волги (по О. К- Леонтьеву)
Известно, что г. Адрия в 1800 г. был портом и находился в устье р. По, в настоящее время он отстоит от берега моря на 22,5 км. Дельта р. Миссисипи ежегодно удлиняется в отдельных участках на 75 м. Дельта р. Терека растет со скорость 100—120 м/год, дельта р. Аму-Дарьи нарастает со средней скоростью 108 м]год, т. е. за последние 50 лет она увеличилась почти на 5,5 км.
Признаки опускания морского побережья наблюдаются главным образом на дне моря. Многие из них уже описывались ранее: это затопленные морем леса, древние дороги и караванные пути, постройки человека, оказавшиеся ниже уровня воды, торфяники на дне моря, почвенный лед под водой и т. п. Из чисто геоморфологических форм о погружениях свидетельствуют также эсту-
арные (лиманные) формы устьев рек, переуглубленные долины рек в устьевой части, подводные долины (каньоны), плосковерхие вершины и эрозионные хребты на дне моря, коралловые постройки, погруженные на большую глубину.
Лиманы, губы и эстуарии. Эти формы являются по существу затопленными устьями рек; они могут образовываться, следовательно, только при поднятии уровня воды в море или при опускании района самого устья. Такие формы устьев часто бывают характерны для группы рек, расположенных по соседству. Например, группа наших северных рек, впадающих в Ледовитый океан, — Обь, Енисей — оканчивается губами; группа рек, впадающих в Азовское море, — Дон, и др.,— оканчивается лиманами и т. п. Ряд рек (Конго и др.), расположенных на опускающемся берегу Атлантического океана, оканчиваются эстуариями.
Многие ученые считают, что образование эстуариев связано с вымыванием и уносом осадков из устьевой части реки приливами и отливами, но этим можно объяснить только частные случаи, а не общую закономерность образования эстуариев у всех рек данного участка морского побережья.
В некоторых случаях, например в Днепровско-Бугском лимане, бурение показало, что речной аллювий в устье рек лежит ниже современного уровня моря. Этот факт с несомненностью свидетельствует о происшедших опусканиях побережья.
Подводные долины (морские каньоны) и хребты. Во многих морях и океанах вблизи берегов на дне наблюдаются своеобразные узкие и длинные ложбины, очень напоминающие по форме долины наземных рек. Многие ученые считают, что эти долины образовались на суше, а затем при общем погружении берега оказались на дне океана или моря. За их наземное образование говорит их большое сходство с долинами наземных рек (они бывают V-образпой, каньонообразной и корытообразной формы), изгибы, напоминающие речные излучины (меандры), наличие боковых притоков и, что очень важно, присутствие на дне их аллювиальных отложений.
Многие из этих подводных долин располагаются на продолжении устьевых частей современных рек, текущих по поверхности суши. Такие каньоны имеются на продолжении рек: Конго, Инд, Ганг, Колумбия, Сан-Франциско (Бразилия), Миссисипи, Гудзон, Салинас (Калифорния), Адур; у рек, впадающих в Охотское море, и т. п.
Особенно интересен каньон р. Конго. Река Конго заканчивается огромным эстуарием, наличие которого уже само по себе свидетельствует об опусканиях. В 35 км от устья реки на дне
эстуария обнаруживается V-образная долина, имеющая извилистое русло длиной 233 км. Это русло прослеживается на дне океана до глубины 3 км. С южной стороны в каньон впадает много мелких притоков (рис. 207).
Не менее убедительно об опускании дна моря свидетельствует каньон Монтерей (Калифорния), расположенный против прежнего русла р. Салинас — вблизи ее устья. Каньон имеет до глубины 2743 м V-образную форму, а затем дно его становится более плоским. Русло каньона здесь извилисто (рис. 208) и с
Рис. 207. Подводный каньон р. Конго, глубоко заходящий в эстуарий одноименной реки
обеих сторон в него вливаются многочисленные притоки. Дно каньона заполнено песком, в основании которого на глубине 1550 м был обнаружен гравий. На глубине 914 м каньон прорезает граниты.
Подводные долины располагаются группами, свидетельствуя о погружении большого отрезка берега или даже всего побережья моря. На основании их можно, например, предполагать, что дно Белого и Баренцева морей еще недавно было сушей (рис. 209). Сев. Двина и Онега, сливаясь вместе, образуют обширную долину на дне современного Белого моря; рр. Эльба, Рейн и Темза также сливались вместе к западу от Норвегии на широте G0 параллели.
Креме подводных долин, на дне моря имеется немало форм, образование которых связано с сушей или с неглубокими частями дна моря. В Тихом океане вдоль Калифорнийского побережья и в заливе Аляски на глубине свыше 1600 м были обнаружены подводные возвышенности с плоскими вершинами, которые могли образоваться только при абразионном срезе, т. е. вблизи поверх ности океана.
Некоторые подводные хребты Атлантического и Индийского океанов по своим очертаниям очень напоминают наземные хребты, их значительная расчлененность трудно объяснима без
Рис. 208. Каньон р. Монтерей (по Ф. Шипарду)
Рис. 209. Древняя речная сеть Северо-Западной Европы в начале четвертичного периода (по Н. И. Николаеву)
1 — море; 2 — суша
Рис 210. Профили через Северную Америку и южную часть Атлантического океана (по Ф. Шипарду)Рис 210. Профили через Северную Америку и южную часть Атлантического океана (по Ф. Шипарду)
Рис 210. Профили через Северную Америку и южную часть Атлантического океана (по Ф. Шипарду)
Рис 210. Профили через Северную Америку и южную часть Атлантического океана (по Ф. Шипарду)
учета экзогенных сил. Давно идут ■споры о происхождении срединного хребта в Атлантическом океане, относительные превышения в котором достигают 2000 м (рис. 210). Хребет так расчленен, что фактически представляет собой ряд параллельно вытянутых хребтов, имеющих к тому же и боковые ответвления. Ряд дополнительных фактов свидетельствует об интенсивных опусканиях области современного подводного хребта.
Коралловые рифы. О колебательных движениях дна моря убедительно свидетельствуют коралловые постройки. Известно, что кораллы селятся на глубинах 40— 60 м, значит, при неподвижном дне океана высота коралловой постройки не может превышать 40—60 л. В то же время новейшие данные свидетельствуют об огромной мощности коралловых сооружений. Скважина на коралловом острове Эллис (Тихий океан), пробуренная до глубины 300 м, не вышла из кораллового известняка. По геофизическим данным на коралловом рифе Бикини мощность кораллового известняка свыше 600 м. Еще более мощные коралловые сооружения обнаруживаются при изучении осадков древних периодов.
Очевидно, коралловые постройки такой мощности могли образоваться при опусканиях дна моря. Рост кораллового рифа будет наиболее интенсивным, когда скорость постройки равна скорости опускания дна, т. е. когда верхняя часть рифа остается все время на одной и той же глубине, не превышающей 40—60 м.
Установлено, что скорость роста коралловых рифов при самых благоприятных условиях равняется
20—35 м в тысячу лет, т. е. 10—30 мм в год. Дарвин одним из первых связал рост коралловых рифов с опусканиями, разработав теорию образования кольцевых атоллов (рис. 211). Первоначально кораллы селились на склонах острова, образуя подводное кольцо. По мере опускания острова и нарастания рифа остров исчезал, а атолл в виде островного кольца оказывался на поверхности океана. В случае, если по-
Рис. 211. Образование атолла по гипотезе
Ч. Дарвина
/ — первая стадия; 2 — вторая стадия; 3 — третья стадия после полного опускания острова
гружение дна шло быстрее нарастания колонии, кораллы умирали и рост рифа прекращался. В районе Мальдивских островов обнаружена коралловая банка на глубине свыше 200 м.
КОЛЕБАТЕЛЬНЫЕ ДВИЖЕНИЯ ПРОШЛЫХ ГЕОЛОГИЧЕСКИХПЕРИОДОВ И МЕТОДЫ ИХ ИЗУЧЕНИЯ
Для изучения колебательных движений прошлых периодов применяются так называемые геологические методы. Последние с успехом используются для выяснения колебательных движений как на дне бывших морей, так и на континентах. Они основаны на наблюдениях над осадками, на изучении мощностей и фаций отложений прошлого, а также на изучении контактов между отдельными свитами.
Ранее было установлено, что наступание моря на сушу, т. е. трансгрессия моря, например на берегах Голландии, происходит в связи с отрицательными колебательными движениями в области суши. Следовательно, если в каком-либо месте обнаруживается смена в вертикальном разрезе снизу вверх континентальных осадков морскими, —- можно говорить о происходившей в это время трансгрессии моря, т. е. об опусканиях материка.
Рис. 212. Схемы трансгрессии моря на опускающуюся сушу (Л) и регрессии моря в связи с поднятием суши (Б)
1 — конгломераты; 2 — пески, песчаники; 3 — глины; 4 — подстилаюшие^породы
Смена в вертикальном разрезе прибрежных конгломератов песками и затем глинами, т. е. так называемая трансгрессивная серия пород, помогает установить продолжающиеся опускания в данном пункте (рис. 212, А). Наоборот, смена морских осадков на лагунные, а затем на континентальные свидетельствует о происходивших поднятиях. Смена глин песками и затем конгломератами характерна для отступающего моря и называется регрессивной серией пород (см. рис. 212, Б).
В середине верхнего девона море покрывало почти всю Русскую равнину и в том числе Подмосковье. На дне этого моря накапливались органогенные известняки с морской фауной. В конце девона дно моря в районе Подмосковья начинает под-
ниматься— море мелеет, образуются лагуны, в которых при усиленном испарении происходит засоление воды и выпадение на дно доломита и гипса. В начале каменноугольного периода море покидает эту территорию; образуется низкая суша с широкими реками, озерами и болотами, в которых идет накопление глин, песков и углей.
Таким образом, в течение девона и в начале карбона здесь накапливалась регрессивная серия отложений, по которой легко устанавливаются колебательные движения положительного знака, охватывающие Подмосковье в это время.
Метод анализа мощностей осадочных пород позволяет уточнять данные, полученные в результате фациального анализа и
Рис. 213. Характер залегания слоев
Л — согласное залегание; Б — стратиграфическое несогласие (слоя 5 на слое 3); В — прил гание толши (толщи 2 к толще 7)
дает возможность судить об относительной величине колебательных движений. Этот метод основан на представлении о том, что прогибание земной коры приводит к образованию впадины, заполняющейся осадками. Чем больше прогибание, тем больше впадина может вместить в себя осадков. Значит, по мощности осадков можно судить о величине прогибания, а если бы удалось достаточно точно определить время заполнения впадины осадками, то можно было бы говорить и об интенсивности (скорости) колебательных движений.
Изучение несогласий. Важным признаком проявления колебательных движений является стратиграфическое или п а- раллельное несогласие (рис. 213). При непрерывном отложении осадков в каком-либо бассейне они накапливаются параллельными пластами, хотя часто граница между этими пластами четкая, тем не менее обычно наблюдается постепенный переход нижнего слоя в верхний даже при изменении состава породы. Такое залегание пластов или толщ называется со гл а с- ны м (см. рис. 213, Л).
Мощные толщи согласно залегающих пластов свидетельствуют о проявлении отрицательных движений, т. е. опускании. Последние имели место или перед накоплением данной толщи слоев и создали впадину—вместилище осадков, или в период самого осадконакопления, чаще всего имеет место и то, и другое.
Рис. 214. Схема колебательных движений для: Центрального Тянь-Шаня (по В. В. Попову и Н. А. Резанову, 1955)
/—изобазы через 1 км; 2 — области впадин (современного и древнего опускания); А - амплитуда вертикальных движений от начала плиоцена до настоящего времени (в км)
Бывают, однако, случаи, когда более молодой пласт располагается па значительно более древнем, а промежуточные пласты отсутствуют. Такой случай налегания пластов и называется стратиграфическим или параллельным несогласием (см. рис. 213, Б). Как можно объяснить исчезновение из разреза слоя 4 и как объясняется стратиграфическое несогласие вообще? После отложения слоя 4 морское дно приподнялось и оказалось выше уровня воды. Вследствие процессов эрозии или абразии слой 5 оказался уничтоженным, затем, когда вновь началось осадконакопление, то слой 5 уже отлагался на поверхности слоя 3. Стратиграфическое несогласие свидетельствует о поднятии, т. е. положительном движении, а последующее осадконакопление — о смене знака движения на отрицательный. В тех случаях, когда более молодой осадок покрывает неровный рельеф дна, несогласный контакт бывает весьма извилистым. На отдельных участках (см. рис. 213, В) более молодая порода не налегает сверху, а как бы прислоняется к более древней. Такой тип контакта называется контактом прислонен и я.
Мы познакомились с движениями, которые охватывали огромные площади и вместе с тем были однообразными по своей направленности. В связи с этими движениями целые материки погружались под уровень моря и, наоборот, море уходило с огромной площади. Такие явления фиксируются в далеком прошлом и, по-видимому, совершаются в современную геологическую эпоху.
Может быть, с ними связаны огромные погружения на западе
и востоке Евразии? Ведь еще в плиоцене материк Азии далеко простирался на восток, вплоть до Курильских и Японских островов. На юго-востоке он широкой полосой связывался с Австралией, на западе опускания привели к образованию Северного моря и отделению Англии, появлению Баренцева моря, по дну которого еще недавно текли реки.
Наряду с этими огромными краевыми опусканиями, в центральных частях Евразии намечаются поднятия очень крупных регионов, например Сибирской платформы и др.
Другим видом колебательных движений являются движения, охватывающие территории, меньшего размера. Они развиваются на фоне первых, но часто могут не совпадать с ними по знаку; области, захваченные этими движениями, по размеру очень неодинаковы: от нескольких километров до сотен километров в поперечнике.
Колебательные движения наблюдаются во всех частях земной коры, но они различаются по своему размаху и проявлению в геосинклиналях и на платформах. На платформах колебательные движения определенного знака охватывают очень широкую, обычно изометричную (округлую) по форме территорию, например Скандинавское поднятие, Северо-Каспийская зона погружения и др. Амплитуда и скорость поднятий на платформах обычно меньше чем в геосинклинзлях.
В геосинклинальных областях площади поднятий и опусканий обычно бывают узкими, вытянутыми. На карте они изображаются в виде узких полос или вытянутых овалов, что очень хорошо видно на схеме колебательных движений Тянь-Шаня (рис. 214).
Территория СССР является прекрасным примером всех видов колебательных движений. Здесь имеются (как это показал на своей карте новейших колебательных движений Н. И. Николаев) области крупных опусканий и поднятий платформенного и геосинклинального типа (рис. 215).
В чем же причина колебательных движений? По мнению большинства современных исследователей, колебательные движения являются результатом процессов, происходящих под литосферой или в ее нижних частях.
Внутри Земли происходит движение вещества, которое отражается на поверхности Земли в виде колебательных движений. Оттоки подкорового вещества или его уплотнение вызывают опускания, притоки вещества или его расширение — поднятия.
Таким образом, колебательные движения должны быть отнесены к категории эндогенных явлений. По степени изменения лика земной поверхности в историческом масштабе — это одни из самых мощных явлений, хотя в короткие отрезки времен-1 результаты их проявления мало заметны.
СКЛАДЧАТЫЕ ТЕКТОНИЧЕСКИЕ НАРУШЕНИЯ
Складчатые нарушения вызваны главным образом тангенциальным напряжением. В большинстве случаев образование их связано с уплотнением или сжатием вещества Земли. В отдельных случаях тангенциальные или косо направленные напряжения тектонических движений могут разложиться на горизонтальные и вертикальные вектора сил и тогда складчатые деформации могут возникнуть непосредственно от влияния вертикальных сил. Вполне возможно, что в основе многих тангенциальных направлений лежат также вертикальные движения, передающие напряжения от глубинных течений.
Складчатые нарушения морфологически подразделяются на два основных типа: выпуклые и вогнутые. В случае горизонтального среза в ядре выпуклой складки располагаются более древние по возрасту пласты, а на крыльях — более молодые. Вогнутые изгибы, наоборот, имеют в ядре более молодые отложения. В складках выпуклые крылья обычно наклонены в стороны от осевой поверхности.
К числу выпуклых нарушений относятся: антиклиналь, купол, антеклиза; к числу вогнутых: синклиналь, синеклиза, прогиб, мульда, чаша. Формы изгибов пластов (складок) очень разнообразны, так же как весьма разнообразны способы и причины их образования.
Классификация складок производится, исходя из различных принципов. В главе 8 была приведена наиболее простая морфологическая классификация складок, в основу которой было положено расположение осевой поверхности складки в отношении горизонта, характер крыльев и их сочленения (т. е. тип замка). Сложнее генети ческ а я классификация складок, т. е. классификация, исходящая из происхождения той или иной группы складок. Складки возникают не мгновенно, они обычно формируются в течение длительного времени.
Подобная складка (рис. 216, /) образуется и связывается с раздавливанием и растяжением пород на крыльях и перемещением вещества с крыльев складки в замок, в связи с чем в замке складки наблюдается утолщение слоев, а на крыльях, наоборот, утончение и растяжение слоев.
Параллельной (см. рис. 216, 2) называется складка, у которой мощность пластов не изменяется, и поверхности всех пластов в складке параллельны друг другу.
Конседиментационной, т. е. совпадающей по времени образования с накоплением осадков, складкой называется антиклинальная складка, пласты которой в замке бывают сильно утончены, а в крыльях расширены. Конседиментационные складки растут параллельно с осадконакоплением. В повышенной части замка такой складки осадков накапливается меньше, чем на крыльях и в синклиналях. Таким образом,в замке антиклина-
лей складки пласты оказываются наиболее тонкими. Конседи- ментационные складки по форме несколько напоминают так называемые диапировые и псевдодиапировые складки (см. рис. 216, 3).
Диапиров ой складкой называется такая складка, у которой в сводовую часть внедрилось снизу какое-либо пластичное вещество, например соль (соляной диапир, см. рис. 216, 4) или глина (глиняный диапир), и оно протыкает («диапиро»— протыкаю, пронизаю) покрывающие пласты горных пород. Пласты в такой складке оказываются приподнятыми в сторону внедрившегося тела. Свод складки утончен.
Рис. 216. Типы складок по взаимоотношению крыльев ,и замка
/ — подобные; 2 — параллельные; 3 — псевдодиапировая; 4 — диапировая
Флексура — это своеобразный вид складки, с одним резко утонченным и вертикально поставленным крылом (рис. 217). Это асимметричный зигзагообразный изгиб слоев.
Различия формы всех вышеприведенных складок выявлялись при поперечных разрезах через складку. Существенное различие в формах складчатых нарушений выявляется также при рассмотрении их в плане (рис. 218).
Линейными называются отчетливо вытянутые складки, длина их во много раз превышает ширину. Брахискладки, или укороченные складки,— это складки, длина которых превышает ширину не больше чем в три раза. Шарнир этих складок испытывает быстрые поднятия в случае вогнутой складки или опускания в случае выпуклой. Выпуклая брахи- складка называется брахиантиклиналью, а вогнутая — брахисинклиналью.
Купол — это антиклинальная складка, у которой ширина приближается к длине и очертания в плане напоминают окружность или эллипс. Чаша — соответствующая куполам синклиналь.
Брахискладки, купола и чаши очень характерны для окраинных частей геосинклинальных областей. Они развиты в зонах общего погружения линейной складчатости.
На платформах развиты крупные пологие сводообразные и впадинообразные складки. Первые Н. С. Шатский предложил 514
называть плакантиклиналями, а вторые — плако- синклиналями1. Крылья этих складок наклонены под очень малыми углами — порядка минут или нескольких градусов.
Складки обычно располагаются группами, образуя системы, вытянутые в определенном направлении. Особенно отчетливо это проявляется в геосинклиналях. Но и на платформах наряду с одиночными складками имеются системы складок. Так, нередко плакантиклинали располагаются наподобие звеньев цепи,
Рис. 217. Флексура. Восточный Копет-Даг (фото в. И. Славина)Рис. 217. Флексура. Восточный Копет-Даг (фото в. И. Славина)
Рис. 217. Флексура. Восточный Копет-Даг (фото в. И. Славина)
Рис. 217. Флексура. Восточный Копет-Даг (фото в. И. Славина)
т. е. следуют одна за другой в определенном направлении. Такая цепь плакантиклиналей называется валом. Примерами валов могут являться Окско-Цнинский вал, разделяющий Московскую и Восточно-Русскую впадины; Вятский вал, прослеживающийся к югу от г. Кирова, и др. Изучение валов представляет значительный интерес, так как с ними, точнее с составляющими их плакантиклиналями, связаны промышленные скопления нефти и газа.
В геосинклинальных и переходных областях складки могут располагаться четкообразно (в этом случае одна складка следует за другой в определенном направлении) или кулисообразно, когда отдельные складки располагаются вдоль определенной полосы, но ось каждой последующей складки не лежит на продолжении предыдущей (рис. 219).
Линейные складки располагаются очень часто параллельными пучками, иногда эти пучки начинают расширяться и в про-
Ог греческого слова «плякос» — равнинный, плоский.
545 '545 '35 Основы геологии
545 '
545 '
межутках между складками возникают новые складки. Иногда отдельная линейная складка может разветвляться на две. Это называется виргацией (ветвлением) складки.
Очень часто на фоне большой крупной антиклинальной складки возникают многочисленные более мелкие складки. Такая сложная антиклиналь носит название а нти к л и н о р и я (рис. 220). Соответственно сложная синклинальная складка но-
Рис. 218. Антиклинальная складка в плане. Северо-Западный Кавказ (фото Н. А. Сягаева)
сит название синклинория. Антиклинории и синклинории, так же как и отдельные складки, могут быть прямыми, наклонными и веерообразными. В складчатых системах обычно выделяется несколько параллельно расположенных антиклинориев. Так, например, на Большом Кавказе выделяются северный Передовой антиклинорий и антиклинорий Главного хребта. В складчатом сооружении Восточных Карпат выделяются Внешний и Главный антиклинории.
ТИПЫ СКЛАДЧАТОСТИ
В каждом складчатом районе встречаются различные по форме складки, но обычно какой-то вид их преобладает, что и определяет общий характер структуры. Например, для южного
склона Большого Кавказа весьма характерны изоклинальные складки, поэтому этот район называется районом развития изоклинальной складчатости.
Рис. 219. Расположение складок
7 — четковиднее расположение брахиантиклиналей; 2 — кулиссобраз- ное расположение брахисинклиналей
По характеру складок выделяют районы с прямой, веерообразной, брахиантиклинальной, куполовидной, диапировой складчатостью. Тип складчатости является одним из самых главных признаков, позволяющих выделить наиболее крупные структурные элементы земной коры, такие, как геосинклинали, плат-
Рис. 220. Сложные складчатые формы А — антиклинорий; Б — синклинорий
формы и промежуточные между ними области — краевые прогибы.
В геосинклиналях складки заполняют все пространство путем непрерывного чередования выпуклых и вогнутых форм. В связи с этим В. В. Белоусов складчатость геосинклиналей называет полной складчатостью, т. е. заполняющей все
пространство. Этот тип складчатости называется также линей- ной-складчатостью, так как отдельные складки прослеживаются на больших расстояниях. Складки в геосинклиналь- ных областях очень часто осложнены различными дизъюнктивными нарушениями (разрывами — см. ниже).
В областях с линейной складчатостью можно выделить следующие типы складчатости.
Коробчатая складчатость развита на тех участках складчатой области, где напряжения проявились с меньшей силой или распространены массивные, трудно поддающиеся смятию породы. Для этой складчатости характерны сундучные антиклинали и коробчатые синклинали с плоским замком и более крутыми крыльями.
Гребневидная складчатость наиболее типична для крупных прогибов, часто развитых на границе геосинклиналей й платформ и именуемых передовыми или краевыми прогибами, или для межгорных прогибов (см. ниже). Эта складчатость характеризуется узкими сжатыми антиклиналями и широкими плоскими синклиналями коробчатого типа. Кроме того, для этого типа характерны диапировые складки. Такие складки образуют четкообразные или кулисообразные сочетания. Подобная складчатость развита в Предкавказском краевом прогибе, Ку- ринском межгорном прогибе, Предкарпатском краевом прогибе и др.
Для платформы весьма характерны крупные своды и впадины, созданные колебательными движениями. Это крупные плоские впадины — синеклизы типа Московской, ширина которой достигает нескольких сотен километров, а наклон крыльев измеряется секундами, и крупные своды — антеклизы типа Скандинавской.
Из складчатых форм на платформах встречаются флексуры, плакантиклинали и плакосинклинали, купола и чаши. Все эти складки не заполняют целиком пространства платформы, где остается много участков с горизонтально залегающими пластами, в связи с чем складчатость платформ В. В. Белоусов предложил называть прерывистой.
ПРОИСХОЖДЕНИЕ СКЛАДЧАТЫХ НАРУШЕНИЙ
Вопрос о происхождении и способах образования складчатых нарушений является весьма сложным. Несомненно, что складки в земной коре могут образовываться под влиянием различных причин.
Большинство складок связано с силами, возникающими внутри земного шара. Такие складки носят название эндогенных складок. Другой тип складок — экзо генны х— обязан своим происхождением силам, возникающим в поверхностных частях земной коры и связанным с экзогенными про-
цессами. В. Е. Хайн предложил следующую генетическую классификацию складок (рис. 221):
Эндогенные складки:
складки сжатия;'
складки свободного скольжения под влиянием силы тяжести (гравитационные);
складки раздавливания;
диапировые складки;
отраженные складки;
Рис. 221. Типы эндогенных складок
1 — 3 — складки сжатия;4 — складки соскальзывания; 5 — складки раздавливания;
6 — отраженная складка
/ — положение до смятия; // — положение после смятия
складки, связанные с подъемом магмы (магматогенные); складки, связанные с метаморфизмом пород (метамор- фогенные);
Экзогенные складки:
складки облекания;
складки уплотнения;
складки выпирания;
складки разбухания;
складки обрушения;
складки оползания;
ледниковые складки;
Эндогенные складки. Уже само название складок в этой классификации указывает на различные причины их образования.
Складки сжатия (см. рис. 221, 1—3) образовались вследствие сокращения размера данного отрезка земной коры и объясняются в большинстве случаев горизонтальным или на-
клонным движением отдельных блоков земной коры. Пластичные породы, находящиеся между двумя сближающимися блоками, испытывают смятие по типу смятия листов бумаги, зажатых в тиски. Подобному способу образования складок еще совсем недавно придавали самое большое значение.
В настоящее время эта теория образования складок вызывает много возражений. Некоторые исследователи, например В. А. Магницкий и Ю. А. Косыгин, считают, что складки сжатия могут образоваться при прогибании земной коры, в результате которого часть пласта, занимая положение хорды, сокращает свою длину, что и вызывает коробление пласта, т. е. смятие в складки.
Складки свободного скольжения (см. рис. 221,4) под влиянием силы тяжести образуются следующим образом. На каком-то поднятии, возникшем вследствие колебательных движений, пласты осадочных пород начинают под влиянием силы тяжести соскальзывать от центра поднятия в сторону прогиба. Встречая сопротивление пластов, залегающих в осевой части прогиба, они и сминаются в складки.
Складки раздавливания образуются под влиянием вертикальных сил, идущих снизу (см. рис. 221,5). В участках максимального приложения этих сил создается поднятие, в сводовых частях которого происходит раздавливание пород и растекание их от центра поднятия к периферии. Это растекание, так же как и в случае свободного скольжения, вызывает на склонах поднятия образование складок.
Диапировые складки образуются следующим образом. Пласты, в составе которых принимает участие пластичное вещество, например соль, сминаются в пологие складки. Своды антиклинальных складок размываются, а в синклиналях накапливается дополнительное количество осадочного материала, снесенного со свода антиклинали.
В связи с этим над пластом соли возникает разность нагрузок, а следовательно, и различное давление, вследствие которого соль в области синклиналей начинает раздавливаться и перетекать в своды антиклиналей. Здесь она приподнимает пласты, иногда образуя в них дополнительно более мелкие складки, а затем устремляется по какой-либо трещине, обычно характерной для сводов антиклиналей, расширяет ее и образует штокообразное тело, которое нередко выходит на поверхность Земли.
Отраженные складки образуются в осадочном чехле при неравномерном движении отдельных блоков фундамента (см. рис. 221,6). Эти складки, по-видимому, имеют широкое распространение и преобладают на платформах.
Магматогенные складки образуются вследствие давления магмы на осадочные породы при ее внедрении в земную 550
кору. Эти складки бывают обычно локальными, одиночными, в зависимости от размеров магматического тела занимают ограниченную площадь.
Метаморфогенные складки (складки, связанные с метаморфизмом пород) в настоящее время изучены еще очень слабо. Они образуются как в самой метаморфизующейся толще, так и в окружающих ее породах вследствие увеличения объема метаморфизующейся породы от нагревания или вследствие химических реакций, вызывающих также увеличение объема.
Экзогенные складки. Складки этого типа часто называются атектоническими (рис. 222), что подчеркивает их нетектоническое происхождение, но морфологически они нередко бывают неотличимы от складок тектонических. Экзогенные складки образуются самыми различными способами. Антиклинальные складки облекания образуются вследствие того, что осадок, накапливающийся в море на поверхности какого-то резкого выступа морского дна, образует изогнутый пласт куполовидной формы. Соответственно осадок, выполняющий впадину в нижних частях, образует с и н к л и н а л ь н у ю складку облекания (см. рис. 222, /).
Складки выпирания (см. рис. 222, 2) образуются на дне долин или котловин, так как глинистые пласты могут выдавливаться по типу диапировых складок на дно, где они ничем не перекрыты и давление на них поэтому равно нулю. Такие складки выпирания описывались в долине р. Волги.
Складки уплотнения (см. рис. 222,3) образуются в неоднородных породах, состоящих из глин, в которых включены более плотные породы типа песчаников или известняков. Глины, уплотняясь, сжимаются и образуют изгиб вокруг линз неуплотняемой породы.
Складки разбухания, наоборот, возникают в связи с расширением некоторых минералов при перекристаллизации. Например, ангидрит, переходя в гипс, увеличивается в объеме. При этом он давит на окружающие породы, и в последних могут образоваться мелкие складки, именуемые складками разбухания.
Складки оползневые (см. рис. 222,4) выявляются наиболее отчетливо. Оползень, сползая по склону, давит своей массой на породы, расположенные в нижней части склона. В этих породах образуются мелкие, очень часто косые или опрокинутые складочки. Особенно интенсивно выражены складки при подводных оползнях, в морских или речных осадках, еще не утративших своей пластичности. Подобные складки можно в большом количестве наблюдать как в древних флишевых отложениях Кавказа, Карпат и др., так и в современных оползневых районах.
Складки обрушения (см. рис. 222, 5) образуются на дне карстовых воронок, пещер и других полостей в земной коре. Они обрисовывают форму поверхности дна указанной полости.
Ледниковые складки (гляциодислокации) являются наиболее крупными дислокациями экзогенного происхождения. Они создаются ледниками, которые, сползая с гор, сдавливают рыхлые отложения, в результате чего последние могут приоб-
Рис. 222. Атектонические складки1 — складки облекания: а — антиклинальная, б — синклинальная; 2 — складки выпирания;-^ — складки уплотнения; 4 — складки оползневые; 5 скидки обрушения; 6 — ледниковые складки в карстовой воронкеРис. 222. Атектонические складки1 — складки облекания: а — антиклинальная, б — синклинальная; 2 — складки выпирания;-^ — складки уплотнения; 4 — складки оползневые; 5 скидки обрушения; 6 — ледниковые складки в карстовой воронке
Рис. 222. Атектонические складки
1 — складки облекания: а — антиклинальная, б — синклинальная; 2 — складки выпирания;-^ — складки уплотнения; 4 — складки оползневые; 5 скидки обрушения; 6 — ледниковые складки в карстовой воронке
Рис. 222. Атектонические складки
1 — складки облекания: а — антиклинальная, б — синклинальная; 2 — складки выпирания;-^ — складки уплотнения; 4 — складки оползневые; 5 скидки обрушения; 6 — ледниковые складки в карстовой воронке
ретать складчатые формы. Древний ледник, спускавшийся с севера Евразии, в ряде мест произвел крупные смятия четвертичных и более древних отложений. Так, например, на правом берегу Днепра, в районе г. Канева на площади 20x5 км наблюдаются косые и опрокинутые в юго-западном направлении складки. Во многих местах они разорваны и надвинуты (см. рис. 222,6) друг на друга.
Складки экзогенного происхождения в целом занимают небольшую площадь, не распространяются на глубину и по сравнению со складками эндогенного происхождения играют ничтожную роль в структуре земной коры.
СКОРОСТЬ И ВРЕМЯ ОБРАЗОВАНИЯ СКЛАДОК
Вопрос о скорости образования складок достаточно сложен, так как в большинстве случаев сам процесс складкообразования недоступен непосредственному наблюдению. Только некоторые складки, например сейсмогенные, т. е. связанные с землетрясениями, образуются быстро. Складки диапирового типа, наоборот, растут в течение многих сотен тысячелетий и даже миллионов лет. Складки других категорий, вероятно, формируются еще медленнее, чем диапировые.
Рис. 223. Угловое несогласиеРис. 223. Угловое несогласиеР — известняки пермского возраста; Т — конгломераты триасового возрастаР — известняки пермского возраста; Т — конгломераты триасового возрастаДоказательством этого являются конседиментационные складки, развивающиеся в процессе накопления осадков. Период накопления этих осадков приблизительно можно определить по встречающейся в них фауне. Установлено, что крупные складки на платформах типа плакантиклиналей растут очень медленно, нередко в течение нескольких геологических периодов.
Рис. 223. Угловое несогласие
Рис. 223. Угловое несогласие
Р — известняки пермского возраста; Т — конгломераты триасового возраста
Р — известняки пермского возраста; Т — конгломераты триасового возраста
ДлительноеДлительноеРост складок в геосинкли- нальных областях, по-види- мому, очень неравномерен,
Длительное
Длительное
только крупные прогибы, разделенные такими же крупными поднятиями. Эти прогибы и поднятия растут относительно медленно. В определенный период в геосинклинали начинается процесс формирования линейных складок.
Возникновение и рост складок в пределах одной и той же геосинклинали совершается неодновременно. В одном месте складки возникают раньше, в другом позднее. Период возникновения, роста и окончательного формирования группы складок во всей геосинклинали или в ее части носит название ф а- зы складчатости.
Период фазы складчатости — это период максимально интенсивного проявления внутренних сил в геосинклинали. В это же время активизируются и все другие формы проявления эндогенных процессов: магматическая деятельность, землетрясения и др. В связи с неодновременным началом и окончанием фаза складчатости растягивается на длительное время. Н. С. Шат- ский определяет длительность одной из фаз третичной складчатости, создавшей складки на Юго-Восточном Кавказе, в 20— 25 млн. лет.
В результате проявления фаз складчатости структура данного участка земной коры резко меняется. Участок, где происходит складчатость, обычно испытывает поднятие; если здесь было море, то оно отступает и образуется суша, на которой начинают действовать процессы денудации. Замки вновь образо-
ванных складок обычно срезаются денудацией. При последующих опусканиях .морские осадки ложатся в этом месте на размытую поверхность складчатых пластов.
Следовательно, пласты, смятые в складки, соприкасаются с вновь отложившимися горизонтальными пластами под определенным углом. Такое расположение пород носит название углового несогласия. Угловые несогласия позволяют относительно точно определять время образования складчатости. На рис. 223 самым молодым пластом из числа смятых в складки, является пермский, а самый древний, из горизон- тальнолежащих образовался в триасе. Таким образом, складчатость в этом районе произошла или в самом конце пермского периода, или в самом начале триасового периода.
Угловые несогласия в залегании пластов бывают очень различны по размерам. В пределах отдельных площадей и даже одного обнажения угол несогласия может сильно варьировать. Иногда, в случае небольших углов несогласия, они в разрезах не выявляются, но часто видны на плоскости (на геологической карте) по срезанию основанием более молодой толщи отдельных пачек более древних толщ. Такую разновидность угловых несогласий называют географическим несогласием.
Эпоха (эра) с к л а д ч а т о с т и состоит из групп фаз складчатости, близких по времени их проявления. С начала палеозоя в истории Земли выделяются четыре эпохи складчатости: каледонская, герцинская, мезозойская, или тихоокеанская, и альпийская.
Каледонская эпоха складчатости приходится на конец нижнего палеозоя. В ней выделяется не меньше шести фаз складчатости. Во время каледонской эпохи складчатости сформировались складки в северном полушарии на широком пространстве северной части Атлантического океана и на его побережье, а также в Прибайкалье на юго-западной окраине Сибирской платформы. Особенно типичны для этой эпохи складчатые сооружения Норвегии, Шотландии, Уэлса и северной части Аппалачских гор Северной Америки.
Герцинская (позднепа леозойс к а я) эпоха складчатости характеризуется наиболее сильной складчатостью, проявившейся особенно отчетливо на огромном участке земной коры, охватившем территорию от Урала и Таймыра (на юг через Казахстан, Тянь-Шань и Индокитай) до Восточной Австралии, а также в Аппалачах и на юге Северной Америки.
Мезозойская эпоха складчатости охватывает периоды юры и мела. Складчатость в это время проявилась в основном по берегам Тихого океана.
Альпийская эпоха складчатости — самая молодая, происходившая в неогене, наиболее отчетливо проявилась в широтной полосе, разделяющей Северную Америку и Евразию, 554
с одной стороны, и Южную Америку, Африку, Индию и Австралию— с другой, а также по побережью Тихого океана.
Каждая эпоха складчатости, помимо складкообразования, характеризовалась определенным комплексом внедрившихся в это время магматических пород и связанных с ними полезных ископаемых. Вот почему в процессе изучения и распознавания той или иной эпохи складчатости выявляется комплекс связанных с ней полезных ископаемых и закономерности их размещения.
РАЗРЫВНЫЕ, ИЛИ ДИЗЪЮНКТИВНЫЕ, ТЕКТОНИЧЕСКИЕНАРУШЕНИЯ
Разрывными тектоническими нарушениями называют такие изменения, при которых нарушается сплошность (целостность) горных пород.
Разрывные нарушения разделяются на две группы: разрывы без смещения разделенных ими пород относительно друг друга и разрывы со смещением. Первые называются тектоническими трещинами, или диаклазами, вторые — параклазами.
РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ БЕЗ СМЕЩЕНИЯ (ТРЕЩИНЫ,ИЛИ ДИАКЛАЗЫ)
Трещины представляют собой наиболее часто встречающийся а природе вид тектонических нарушений. Их можно обнаружить на любом участке земной коры, т. е. как в геосинклиналях, так и на платформах. Трещины образуют чаще всего системы, располагающиеся параллельно друг другу. На одном и том же участке может быть несколько взаимно пересекающихся систем трещин. Весь набор трещин на данном участке носит название трещиноватости данной площади. Трещиноватость определяется густотой расположения трещин, количеством систем трещин и их взаиморасположением. Любая трещина характеризуется длиной, т. е. протяженностью, шириной или расстоянием между стенками трещины и углом наклона.
Длина трещин очень различна — от нескольких сантиметров до десятков километров. В главе о землетрясениях уже приводились примеры трещин, образовавшихся в Калифорнии. Ширина трещин также бывает весьма различна. По ширине трещины можно подразделить на скрытые, микро- и макротрещины. Ширина первых настолько мала, что они неразличимы невооруженным глазом и обнаруживаются только или в процессе дальнейшего движения, или при выветривании и раскалывании породы. Микро- и макротрещины имеют ширину от нескольких миллиметров до нескольких метров (изредка десятков метров. Обычно макротрещины заполняются каким-либо веществом — магматическим, гидротермальным, реже осадоч-
ными породами или продуктами разрушения вмещающих пород. Трещины, выполненные материалом осадочных пород, получили название нептунических даек.
Открытые, или зияющие, трещины, встречаются редко и возможны только в самых поверхностных частях земной коры, где всестороннее давление горных пород невелико, но
Рис. 224. Типы трещин (в плане)Рис. 224. Типы трещин (в плане)
Рис. 224. Типы трещин (в плане)
Рис. 224. Типы трещин (в плане)
1 — прямолинейная; 2 — коленчатая; 3 — дуго-образная; 4 — кольцевая
даже и вблизи поверхности Земли трещины быстро заполняются продуктами выветривания.
По углам наклона выделяют трещины: горизонтальные и близкие к ним, с наклоном от 0 до 10°; пологопадающие — от 10 до 45°; крутопадающие — от 45 до 80°; вертикальные и близкие к ним — от 80 до 90°.
Рис. 225. Системы трещин1 — параллельные взаимопересекающиеся; 2 — радиальные;3 — концентрические; 4 - кулисообразные; 5 — ветвящиеся;б — трещины оперенияРис. 225. Системы трещин1 — параллельные взаимопересекающиеся; 2 — радиальные;3 — концентрические; 4 - кулисообразные; 5 — ветвящиеся;б — трещины оперения
Рис. 225. Системы трещин
1 — параллельные взаимопересекающиеся; 2 — радиальные;
3 — концентрические; 4 - кулисообразные; 5 — ветвящиеся;
б — трещины оперения
Рис. 225. Системы трещин
1 — параллельные взаимопересекающиеся; 2 — радиальные;
3 — концентрические; 4 - кулисообразные; 5 — ветвящиеся;
б — трещины оперения
По пространственному положению на плоскости (в плане) различаются прямолинейные, коленчатые, дугообразные и к о л ь це о б р аз н ы е трещины (рис. 224),
Как уже указывалось выше, трещины обычно образуют взаимосвязанные системы, часто возникавшие одновременно 556
(рис. 225). Кроме параллельных систем, встречаются: радиальные трещины, располагающиеся на склонах куполовидной складки или в теле интрузивного массива; концентрические, образованные кольцевыми трещинами; кулисообразные, в которых короткие отдельные трещины располагаются параллельно друг другу, но под углом к направлению всей полосы. Часто можно наблюдать систему ветвящихся трещи н, а иногда так называемую систему трещин оперения (рис. 226), в которой от одной более крупной трещины под острым углом отходят многочисленные мелкие трещины.
Рис. 226. Трещины оперения. Северо-Западный Кавказ (фото
Н. А. Сягаева)
Очень часто трещины различают по их расположению в отношении слоистости осадочных или сланцеватости метаморфических пород. В этом случае выделяются трещины (рис. 227): продольные, т. е. следующие параллельно простиранию породы; поперечные, рассекающие породу в направлении падения; косые, встречающиеся наиболее часто; согласные, следующие параллельно слоистости или сланцеватости.
В интрузивных массивах выделяется также ряд систем трещин. Одна система обычно следует параллельно поверхности и боковым стенкам массива, подчеркивая, таким образом, его форму. Эти трещины часто называют пластовыми (рис. 228). Вторая система трещин располагается параллельно движению магмы в магматическом теле и совпадает по своей ориентировке с длинными осями вытянутых минералов. Эти трещины называют продольными. Следующая система трещин распола-
гается перпендикулярно по отношению к продольным — это п о- перечные трещины.
Кроме этих трех систем, связанных с движением вещества в магме и его остыванием, в интрузивном теле выделяются еще две системы трещин, так называемых диагональных, располагающихся косо по отношению к продольным ’■рещинам.
Рис. 227. Трещины в осадочных породахРис. 227. Трещины в осадочных породах1 — продольная; 2 — поперечная; 3 — косая; 4 — согласная1 — продольная; 2 — поперечная; 3 — косая; 4 — согласнаяРис. 228. Схема трещин в блоке, вырезанном из интрузивного массиваРис. 228. Схема трещин в блоке, вырезанном из интрузивного массива1 — пластовая; 2 — продольная; 3 — поперечные; 4 — диагональные1 — пластовая; 2 — продольная; 3 — поперечные; 4 — диагональные
Рис. 227. Трещины в осадочных породах
Рис. 227. Трещины в осадочных породах
1 — продольная; 2 — поперечная; 3 — косая; 4 — согласная
1 — продольная; 2 — поперечная; 3 — косая; 4 — согласная
Рис. 228. Схема трещин в блоке, вырезанном из интрузивного массива
Рис. 228. Схема трещин в блоке, вырезанном из интрузивного массива
1 — пластовая; 2 — продольная; 3 — поперечные; 4 — диагональные
1 — пластовая; 2 — продольная; 3 — поперечные; 4 — диагональные
Рис. 229. Типы отдельностиРис. 229. Типы отдельности1- матраиевидная; 2 — параллелепипедальная;3 — подушечная; 4 — полигональная; -о - грифельная; 6 —столбчатая1- матраиевидная; 2 — параллелепипедальная;3 — подушечная; 4 — полигональная; -о - грифельная; 6 —столбчатая
Рис. 229. Типы отдельности
Рис. 229. Типы отдельности
1- матраиевидная; 2 — параллелепипедальная;
3 — подушечная; 4 — полигональная; -о - грифельная; 6 —столбчатая
1- матраиевидная; 2 — параллелепипедальная;
3 — подушечная; 4 — полигональная; -о - грифельная; 6 —столбчатая
Обычно это крутые трещины, пересекающиеся друг с другом под острым углом.
Системы трещин разбивают породу на отдельные блоки, именуемые отдельностью. Форма отдельности (рис. 229) зави-
сит от типа трещин и взаимного расположения систем трещин. Пересечение в осадочной породе горизонтальных трещин, идущих по слоистости, с вертикальными создает пластовую отдельность, разновидностями которой являются матрацевидные и по душков идные отдельности, характерные для массивных песчаников, а также для магматических пород. Взаимное пересечение трех систем трещин, и» которых две взаимно-пер
пендикулярны, а третья косая, создает очень характерную п а- раллелепипедальную отдельность.
Количество систем трещин больше трех создает различные полигональные отдельности. Широкое развитие поперечных
трещин в мощных лавовых потоках, главным образом базальтовых, создает очень оригинальную столбчатую отдельность, при которой «столбы» располагаются, как правило, перпендикулярно поверхности лавового потока.
Концентрические трещины образуют шаровую отдельность, очень характерную для лав, изливающихся в море, а также для туфов. Очень частое пересечение нескольких систем трещин формирует так называемую грифельную отдельность, в связи с которой порода разделяется на тонкие палочки. Эта отдельность характерна для глинистых сланцев и некоторых тонкозернистых туфов и туффитов.
Стенки трещин бывают гладкие или шероховатые. Среди гладких различаются ровные, слабоволнистые, полированные; среди шероховатых — зазубренные, бугристые и др. Очень часто морфология трещины обусловлена последующими процессами: разъеданием ее стенок водой, отложением на них отдельных минералов, минеральных корочек и т. п.
Генезис трещин различен: часть из них образуется под влиянием внутренних сил —э ндогенные, или тектонические, трещины, часть — под влиянием экзогенных факторов — атектонические трещины.
КЛИВАЖ1
Своеобразный вид тектонических деформаций представляет собой кливаж — способность горной породы делиться по параллельным поверхностям трещин на тонкие пластинки; значительная густота этих трещин обусловливает малую толщину пластин. По своему происхождению кливаж, по определению М. А. Усова, это трещиноватость, связанная со сжатием, образовавшаяся в процессе формирования складок.
Вследствие кливажа в слоистых породах, смятых в складки, образуются две системы трещин: одна система совпадает со слоистостью пород, другая располагается под острым углом к первой, причем чем круче складки, тем меньше угол между этими системами на крыльях складки.
В обеих системах происходит скольжение вещества вдоль трещины, в связи с чем поверхности кливажных трещин бывают гладкими и иногда даже блестящими, полированными. Перемещение вдоль трещин весьма небольшое, часто не заметное невооруженным глазом (рис. 230).
В связи с тем, что трещины кливажа являются трещинами сжатия, они очень тонки и в однородных невыветрелых породах их не всегда можно рассмотреть. Однако в случае выветривания
От английского слова «кливаж» — раскол.
эти незаметные трещины сразу выявляются, и порода по ним разделяется на весьма тонкие пластинчатые отдельности.
Образование кливажа связывается с неравномерным движением вещества в горных породах во время формирования складки. Порода, слагающая внешнюю дугу складки, переме-
Рис. 230. Трещины кливажа в песчаниках. Крым (фото В. И. Славина)Рис. 230. Трещины кливажа в песчаниках. Крым (фото В. И. Славина)
Рис. 230. Трещины кливажа в песчаниках. Крым (фото В. И. Славина)
Рис. 230. Трещины кливажа в песчаниках. Крым (фото В. И. Славина)
ЕЗ' SJЕЗ' SJРис. 231. Схема образования трещин кливажаРис. 231. Схема образования трещин кливажа1 — первая система трещин; 2 — вторая система трещин; 3 — направление сил; аб — амплитуда перемещения1 — первая система трещин; 2 — вторая система трещин; 3 — направление сил; аб — амплитуда перемещения
ЕЗ' SJ
ЕЗ' SJ
Рис. 231. Схема образования трещин кливажа
Рис. 231. Схема образования трещин кливажа
1 — первая система трещин; 2 — вторая система трещин; 3 — направление сил; аб — амплитуда перемещения
1 — первая система трещин; 2 — вторая система трещин; 3 — направление сил; аб — амплитуда перемещения
щается на большее расстояние, чем та, которая слагает внутреннюю дугу. На рис. 231 это показано разностью длин отрезков аб и а'б'. Неравномерное движение в твердом веществе вызывает в нем разрывы и смещение по ним, причем чем больше та-
ких разрывов, тем меньше смещение в каждом из них. Если порода не совсем однородна, разрывы локализуются в определенных участках, в которых возникают более крупные трещины; вдоль последних и происходит движение отдельных пластин. Так образуется кливаж разлома.
В других случаях в движении
принимает участие вся масса породы, и перемещения равномерно рас-
вещества у нижней поверхности слоя; а'б* —то же у верхней поверхностивещества у нижней поверхности слоя; а'б* —то же у верхней поверхностипределяются по всему пласту. Тре-
вещества у нижней поверхности слоя; а'б* —то же у верхней поверхности
вещества у нижней поверхности слоя; а'б* —то же у верхней поверхности
щины в этом случае так малы, что фактически остаются незаметными. Напряжение при этом ви
де кливажа выявляется в переориентировке удлиненных и плоских минералов (тип слюд) длинными осями вдоль направления движения. Этот вид кливажа носит название кл и в а ж а
течения. Трещины в породе при этом виде кливажа находятся, таким образом, в потенциальном (скрытом) состоянии. ।
Изучение кливажа, особенно кливажа течения, способствует пониманию тех процессов, которые совершаются при метаморфизме горных пород, связанном со складчатостью.
Причины образования трещин весьма различны: они вызываются силами, растягивающими горную породу, или силами, сдавливающими породу. В обоих случаях порода сначала растягивается или сокращается до предела упругости; когда же этот предел пройден, порода разрывается. В случае растягивающих сил края трещины бывают зазубренные—рваные, а в случае сдавливания и сплющивания — гладкие. В случае, когда сила прикладывается к породе косо, возникают трещины скола, обладающие также ровными краями.
В зависимости от интенсивности силы, приложенной к породе, вдоль трещин сдавливания и скола может произойти перемещение блоков породы той или иной амплитуды, и тогда разрыв без смещения (диаклаз) перейдет в разрыв со смещением (параклаз). Провести резкую грань между диаклазами и пара- клазами не всегда удается, так как в любом диаклазе какое-то, пусть микроскопическое, смещение имеется. Поэтому и деление на диаклазы и параклазы является условным.
РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ СО СМЕЩЕНИЯМИ (ПАРАКЛАЗЫ)
Этот вид нарушений имеет очень большое значение в формировании структуры земной коры. Параклазами считаются такие нарушения, в которых смещение отдельных частей породы вблизи трещины наблюдается невооруженным глазом. Величина смещений в разрывных нарушениях бывает весьма разнообразна — от нескольких сантиметров до нескольких километров, а иногда и десятков километров.
Каждое нарушение характеризуется трещиной или сместителем и расположенными по обе стороны от него крыльями.
В зависимости от направления относительного движения крыльев (или одного крыла) нарушения делятся на четыре типа (рис. 232).
Сбросовый, когда одно из крыльев по сместителю опускается по отношению к другому крылу и плоскость сместителя наклонена от опущенного крыла.
Надвиговый, когда, наоборот, происходит поднятие или надвигание одного из крыльев на другое и плоскость сместителя наклонена в сторону поднятого крыла.
Сдвиговый, когда наблюдается перемещение крыльев в горизонтальном направлении.
Комбинированный тип нарушения может состоять из комбинации первого и третьего типов (сбросо-сдвиговое) или второго и третьего (сдвиго-надвиговое).
Первый тип разрывов обычно связан с растяжением слоев, а второй и третий — с сжатием. Установить точно тип движения в разрывах бывает очень трудно, так как обычно сам процесс движения наблюдать не удается, а видны только его результаты.
L LOpDCOObiU тип
Е.НаЭбигоВый типЕ.НаЭбигоВый типЖ КимбинирдЬинмый типЖ КимбинирдЬинмый типЖ. ьдиисииЬГи. щицЖ. ьдиисииЬГи. щицитннпиннинн.итннпиннинн.
Е.НаЭбигоВый тип
Е.НаЭбигоВый тип
Ж КимбинирдЬинмый тип
Ж КимбинирдЬинмый тип
Ж. ьдиисииЬГи. щиц
Ж. ьдиисииЬГи. щиц
итннпиннинн.
итннпиннинн.
67
Рис. 232. Типы разрывных нарушений со смещением (параклазов)
— прямой сброс; 2 — вертикальный сброс; 3 — обратный, или запрокинутый, сброс;
4 — взброс; 5 — надвиг; 6 — сдвиг правый; 7 — сбросо-сдвиг
В связи с этим практически часто классифицируют разрывные нарушения не по типу движений, а по форме самого нарушения — по взаимоотношению сместителя и крыльев и т. п. В том случае, когда тип нарушения неясен, нарушение называют обобщающим термином разлом.
Сбросовый тип нарушений. Характерным представителем этого типа нарушений является прямой сброс, при котором одно крыло опущено. Поверхность сместителя вертикальна или наклонена в сторону опущенного крыла (см. рис. 232, /). В зависимости от крутизны наклона этой поверхности выделяют сбросы пологие (до 45°), крутые (свыше 45°) и вертикальные (85—90°). Поверхность сместителя иногда бывает волнистая с наклоном под разными углами. У вертикальных сбро-
сов она в отдельных случаях может быть даже запрокинута, т. е. наклонена в обратную сторону от опущенного крыла, и тогда сброс называется обратным, или запрокинутым (см. рис. 232, Зу Амплитуда сбросов бывает очень различна, достигая многих сотен и даже первых тысяч метров.
На плоскости сместителя иногда наблюдаются царапины, вытянутые вдоль движения крыла. Часто сбросовая трещина заполнена перемятыми брекчированными породами, а иногда солями, принесенными подземными водами, которые почти всегда циркулируют в сбросовых трещинах.
Сбросовый уступ из-за процессов денудации сохраняется обычно недолго, и поэтому его можно видеть только у очень молодых (четвертичных) сбросов. К. В. Курдюков наблюдал сбросовый уступ высотой 10 л в районе оз. Балхаш. Резкий, как бы обрезанный уступ Талышских гор на восток в сторону Каспийского моря связан, по-видимому, также с молодым сбросом большой амплитуды.
Надвиговый тип нарушений. В этот тип включается целый ряд разнообразных нарушений, образованных при сжатии земной коры. Во всех этих нарушениях висячее крыло перемещается по наклонной поверхности снизу вверх в сторону лежачего крыла, а поверхность сместителя падает под поднятое крыло. В зависимости от угла наклона сместителя выделяют два вида нарушений этого типа.
Взбросом (см. рис. 232, 4) называется нарушение, когда сместитель крутой — круче 60° (по мнению некоторых, больше 45°).
Надвиг — нарушение, при котором угол наклона сместителя меньше 60° или меньше 45° (рис. 233). Морфологически взброс нельзя отличить от запрокинутого сброса. Поверхность сместителя в надвиге часто бывает волнистая; в таких случаях на отдельных участках надвиг может быть то положе, то круче, а иногда переходить во взброс. Плоскость сместителя чаще всего ровная, изобилует зеркалами скольжения, т. е. полированными блестящими площадками. Иногда вдоль нее наблюдается тектоническая брекчия.
Амплитуда взбросов и надвигов весьма различна: до сотен и тысяч метров. Особенно большие амплитуды надвигов наблюдаются у пологопадающих надвигов. В краевой северной части Советских Карпат наблюдается пологопадающий надвиг с амплитудой до 5—10 км (рис. 234). Висячее крыло этого нарушения разбито серией крутых (до 40—50°) надвигов.
Тектонический покров, или шарьяж (рис. 235) представляет собой тектоническое нарушение надвигового типа с максимальной амплитудой перемещений 20—30 км (иногда, возможно, и больше). Плоскость сместителя в шарьяже очень полога и волниста; на отдельных участках она может падать даже в обратную сторону. В шарьяже надвинутое крыло так далеко переме-
Рис. 233. Надвиг древнего палеозоя на палеоген. Справа принад виговая складка. Западная Болгария (фото В. И. Славина)
Рис. 234 Надвиг в сланцах. Карпаты (фото В. И. Славина)
щается от своего основания, именуемого корнями шарьяжа, что часто не удается установить то место, откуда произошло это надвинутое крыло. Таким образом, при шарьяже можно наблюдать, как изолированная пачка древних пород располагается над пачкой более молодых пород. Перемещение в шарьяжном нарушении происходит обычно по какому-либо пластичному слою типа глин, мерлегей, соли и т. п. Чаще всего перемещение происходит под влиянием силы тяжести — это так называемый
Рис. 235. Шарьяжи
.1 — тектонический; Б — гр ампанпснчый а — корни шарьяжа; б — перемешенное крыли
гравитационный ш а р ья ж (см. рис. 235, 5). После того как шарьяжи были описаны швейцарскими, австрийскими и французскими геологами в Альпах, их стали выделять во многих складчатых сооружениях: на Кавказе, Карпатах, Урале, в Тянь Шане. Амплитуду некоторых из этих нарушений, так же как и альпийских, считали порядка нескольких сотен километров. В последние годы было установлено, что нарушений с такими амплитудами не существует. Надвиговые нарушения этого типа довольно редки и по амплитуде обычно не превышают 30 км.
Поддвигом называется нарушение надвиговоготипа, когда движение испытывает не висячее, а лежачее крыло. Встречается он довольно редко.
Сдвиговый тип нарушений. При этом типе разрывов происходят боковые горизонтальные перемещения одного крыла по отношению к другому (см. рис. 232,6)- Амплитуда этих перемещений достаточно велика и измеряется сотнями метров, километрами, а иногда и десятками километров. Сдвиги подразделяются на правые и левые. Если смотреть по направлению движения, то в правом сдвиге оказывается отодвинутым крыло, располагающееся по правую руку, в левом — наоборот.
Смешанный тип нарушений. Обычно движение по сдвигам не бывает строго горизонтальным, а сочетается с вертикальным движением; тогда говорят о сбросо-сдвиге или сдвиго- надвиге (см. рис. 232, 7).
Дизъюнктивные нарушения наблюдаются не только в гори- зонтальнолежащих породах (как это показано для наглядности на рис. 232), но и в складчатых структурах. По характеру взаимоотношений сместителя дизъюнктивного нарушения с простиранием пластов в складчатой структуре выделяют продольные, поперечные, косые, согласные и несогласные нарушения.
Продольными нарушениями называются такие, у которых направление сместителя точно или приблизительно совпадает с направлением простирания слоев; у п о п е р е ч н ы х направление сместителя идет вдоль падения или восстания пластов.
Косые нарушения секут складчатую структуру под различными углами.
Согласными нарушениями называются такие, у которых плоскость сместителя наклонена в сторону падения слоев.
СИСТЕМЫ НАРУШЕНИЙ
Разрывные нарушения со смещением, так же как и трещины, группируются обычно в системы нарушений (см. рис. 236). Чаще всего они образуют параллельные системы, причем в одном и том же участке может пересекаться несколько систем дизъюнктивных нарушений: продольные и поперечные, крутые и пологие надвиги и др.
Параллельные сбросы иногда образуют систему, напоминающую ступени лестницы, в связи с чем такая система называется ступенчатыми сбросами (см. рис. 236, /). В этой системе каждый блок опущен ниже соседнего. В результате таких сбросов пласты осадочных пород могут быть опущены на значительную глубину. Ступенчатые сбросы очень часто располагаются по краям молодых тектонических депрессий.
Горст — структурная форма, у которой центральная часть оказывается выдвинутой кверху по системе двух разломов (см. рис. 236, 2). Горсты, так же как и грабены, могут быть самых различных размеров как по площади, так и по амплитуде смещения. В то время как в грабене среди более древних пород располагаются более молодые, в горсте, наоборот, среди более молодых располагаются более древние отложения. Характерные горсты имеются в горах Тянь-Шаня, Кавказа (Сурамский горст), Венгрии и т. д.
В том случае, когда один участок земной коры опускается по системе двух сбросов относительно прилежащих участков, образуется структурная форма, именуемая грабеном (см.
Рис. 236. Системы разрывных нарушений1 — ступенчатые сбросы; 2 — горст; 3 — грабен; 4 — чешуйчатые надвигиРис. 236. Системы разрывных нарушений1 — ступенчатые сбросы; 2 — горст; 3 — грабен; 4 — чешуйчатые надвигирис. 236, 5). Грабен — это сбросовая впадина («ров»— в переводе с немецкого языка). Грабены весьма широко развиты на поверхности Земли. Примерами их могут служить: Рейнский грабен, известная котловина оз. Байкал, котловина оз. Балатон в Венгрии и ряд других.
Рис. 236. Системы разрывных нарушений
1 — ступенчатые сбросы; 2 — горст; 3 — грабен; 4 — чешуйчатые надвиги
Рис. 236. Системы разрывных нарушений
1 — ступенчатые сбросы; 2 — горст; 3 — грабен; 4 — чешуйчатые надвиги
Очень часто грабены заполняются осадками, и в них образуются слои более молодого возраста, вплотную примыкающие к более древним слоям, которые слагают приподнятые крылья грабена.
Нередко возвышающиеся части (крылья) грабена бывают денудированы, выраженная морфологически (в рельефе) впадина исчезает, но грабен все же будет отчетливо выражаться на ровной плоскости по залеганию среди древних более молодых слоев.
Глубина грабена определяется амплитудой перемещения вдоль ограничивающих его сбросов. Стенки грабена могут быть вертикальными и наклонными в зависимости от крутизны плоскости сместителя. В некоторых случаях плоскости сместителя оказываются наклоненными в противоположные от центра грабена стороны. Это объясняется, по-видимому, более поздним тектоническим сближением стенок грабена, которое может быть вызвано поднятием соседних участков. Примерами таких грабенов служат грабены Забайкалья, в которых среди древних кристаллических пород располагаются юрские отложения.
Иногда наблюдается взаимное чередование горстов и грабенов. Такая структура называется клавишнойструктурой, так как в профиле она напоминает клавиатуру с отдельными придавленными клавишами. Параллельная система надвигов с перемещением пластов в одну сторону образует систему ч е- шуйчатых надвигов (см. рис. 236, 4). Подобные надвиги широко развиты на южном склоне Большого Кавказа, на северном склоне Карпат, где они получили название скиб ( в переводе с польского языка «перевернутый плугом пласт земли»),
ВРЕМЯ, СКОРОСТЬ ФОРМИРОВАНИЯ И ГЛУБИНАРАЗРЫВНЫХ НАРУШЕНИЙ
Дизъюнктивные нарушения могут образовываться в любых участках земной коры. В области платформ они являются одной из самых распространенных тектонических форм. В геосинкли- нальных областях дизъюнктивные нарушения часто образуются после складчатых нарушений, т. е. после того, как пласты земной коры теряют свою эластичность и способность растягиваться. В связи с этим очень часто из косой, опрокинутой или лежачей складки образуются разрывные нарушения надвиго- вого типа. Флексуры при дальнейшем растяжении крыла переходят в сбросы. Шарьяжи также в некоторых случаях образуются при разрыве крыльев крупных опрокинутых или лежачих складок.
Формирование дизъюнктивных нарушений происходило в течение всей геологической истории.Земли и происходит в настоящее время. В разделе о землетрясениях приводились многочисленные примеры образования современных трещин, сбросов и грабенов. На рис. 237 показан уступ сброса, образовавшегося в Болгарии в 1927 г. в результате землетрясения.
Многие дизъюнктивные нарушения, например связанные с землетрясениями, образуются очень быстро, мгновенно. Но есть такие, движения по сместителю которых происходили в течение длительного времени, что хорошо доказывается на примере так называемых послеэрозионных надвигов. Схема их образования показана на рис. 238, из которого видно, что вначале образовалась антиклинальная складка с небольшим разрывом по оси; затем свод антиклинали оказался размыт, но надвитутое крыло продолжало свое движение. После этого на размытом своде антиклинали отложились молодые осадки, которые позднее оказались разорваны, и древние породы висячего крыла надвинулись на эти молодые осадки. Таким образом, формирование надвига началось в период формирования складки, продолжалось во время денудации свода и отложения новых осадков и закончилось после формирования молодых осадков осадочной толщи.
Некоторые разломы формируются в течение нескольких геологических периодов, охватывающих многие миллионы лет. В этом отношении особенно характерны глубинные разломы, выявленные в последние годы советскими исследовате
Рис. 237. Сброс в Болгарии, образовавшийся во время землетрясения 1927 г. (по Кеттнеру)Рис. 237. Сброс в Болгарии, образовавшийся во время землетрясения 1927 г. (по Кеттнеру)
Рис. 237. Сброс в Болгарии, образовавшийся во время землетрясения 1927 г. (по Кеттнеру)
Рис. 237. Сброс в Болгарии, образовавшийся во время землетрясения 1927 г. (по Кеттнеру)
Рис. 238. Схема образования после- эрозионного надвигаРис. 238. Схема образования после- эрозионного надвига
Рис. 238. Схема образования после- эрозионного надвига
Рис. 238. Схема образования после- эрозионного надвига
лями (А. В. Пейве и др.). Эти разломы в отличие от всех
других нарушении рассекают не только поверхностные части
земной коры, но уходят на большие глубины. В связи Г ^ТИМ ПП ПИМ uonpni/n ТЭМАВ
V 51*11’1 11U ЦИАН 11 А— М 0,11,1 X v
ряется основная магма наиболее глубоких частей литосферы и верхних слоев мангии.
Глубинные разломы прослеживаются по простиранию на сотни тысяч километров. В. Е. Хайн считает, что большинство глубинных разломов представляет собой круто падающие сбросы, но среди них
имеются и сдвиги. Глубинные разломы выявлены сейчас в
пределах Тянь-Шаня, на Урале, вдоль Скалистых гор в Америке и др.
Глубинные разломы формировались в течение очень длительного времени. Н. И. Николаев доказал, что глубинный разлом
в хребте Каратау, зародившись в протерозое, развивался в течение всего палеозоя и мезозоя, а отдельные подвижки вдоль него наблюдались и в кайнозое. Движения вдоль глубинного разлома происходят с различной интенсивностью и даже с различным направлением, т. е. на определенном отрезке времени опускается одно крыло, а на другом отрезке времени это же крыло может воздыматься. Поэтому к глубинному разлому часто бывает трудно применить строго определенный термин (надвиг, сброс или сдвиг).
Генетически глубинные разломы связаны, по мнению В. Е. Хайна, с колебательными движениями. Среди разрывных нарушений выделяются нарушения, образовавшиеся за короткий промежуток времени или мгновенно, и нарушения, образование которых происходило в течение длительного периода.
В земной коре можно обнаружить многочисленные нарушения в виде трещин, сбросов, надвигов и других форм, морфологически неотличимые от тектонических, но имеющие совершенно иную природу. Эти нарушения связываются с экзогенными факто рами и в отличие от собственно тектонических, т. е. обусловленных внутренними силами, называются атектоническими.
Таким образом, все нарушения земной коры можно подразделить на две группы: атектонические, или экзогенные, и тектонические, или эндогенные.
Среди атектонических нарушений, обычно не рассматриваемых в тектонических работах, выделяют такие, которые обязаны своим происхождением деятельности человека. Во время разработки карьеров и подземных выработок, при взрывах в горных породах образуются трещины, а иногда провалы отдельных блоков, напоминающие грабены. Всё это искусственные атектонические нарушения.
Более многочисленны атектонические нарушения, связанные с естественными природными причинами. В предыдущих разделах отмечались изменения земной поверхности, связанные с физическим выветриванием. В процессе этих изменений могут образовываться многочисленные трещины, а иногда и складки. Таковы, например, нарушения, связанные с замерзанием воды в зоне многолетней мерзлоты. Многочисленные нарушения вызывают оползни. В оползневых районах часто большие площади бывают покрыты густой сетью трещин. Отдельные оползневые тела создают полное впечатление настоящих сбросовых нарушений, а в ряде случаев и надвигов.
Еще большим сходством с «настоящими» тектоническими нарушениями обладают нарушения, связанные с деятельностью льда, так называемые гляциодислокации. Особенно отчетливо они выявляются на правом берегу Днепра в районе г. Канева. Здесь можно видеть ряд надвигов и сбросов, образование которых связано с давлением ледника на выступ крутого
берега древней долины Днепра. Эти нарушения настолько близки по внешнему виду к настоящим тектоническим, что долгое время вызывали ожесточенные споры между сторонниками их тектонического и гляциального происхождения. И только бурение, вскрывшее под этими дислокациями ненарушенные слои, доказало их ледниковое происхождение.
заключение раздела о разрывных нарушениях земной коры приведем их генетическую классификацию:
Тектонические нарушения
Связанные со сжатием вещества земной коры и ее складчатостью: трещины скола, взбросы, надвиги, шарьяжи, кливаж.
Связанные с растяжением вещества земной коры: трещины разрыва, сбросы, грабены.
Связанные с вулканизмом: разрывы, сжатия, грабены (кальдеры).
Связанные с землетрясениями: трещины разрыва, сдвиги, сбросы, грабены.
Связанные с метаморфизмом: трещины сжатия и растяжения.
Атект оничес к ие нарушения
А. Искусственные:
Связанные со взрывами и ударами.
Связанные с обрушениями.
Б. Естественные:
Связанные с обвалами и оползнями.
Связанные с физическим выветриванием.
Связанные с движением и нагрузкой льда.
Связанные с физико-химическим преобразованием осадка (трещины высыхания и уплотнения).
Из приведенной классификации следует, что все эндогенные процессы (складчатость, колебательные движения, вулканизм, землетрясения, метаморфизм), так же как и многие экзогенные, способны вызывать образование разрывных нарушений в земной коре. Амплитуда и характер этих нарушений зависят как от силы и характера воздействующего фактора, так и от состояния земной коры в данном участке. Формы тектонических нарушений, вызванные различными факторами, бывают часто весьма сходными и морфологически неотличимыми. Даже такие различные факторы, как ледниковая нагрузка и эндогенные силы, могут давать сходные по форме нарушения. Поэтому определить природу того или иного нарушения очень трудно, а следовательно, построение и особенно применение генетической классификации связано с большими затруднениями.
ПРАКТИЧЕСКОЕ ЗНАЧЕНИЕ ИЗУЧЕНИЯ ТЕКТОНИЧЕСКИХНАРУШЕНИЙ
Практическое значение изучения тектонических форм очень велико. Невозможно себе представить поиски и разведку, а также эксплуатацию полезных ископаемых без знания закономерностей проявления тектонических нарушений. Допустим, что происходит разработка угольного пласта. Пласт идет почти горизонтально и вдруг исчезает. Можно было бы прекратить работу на данном участке, но оказывается, что данный пласт угля исчез не бесследно, а переместился по сбросу на определенное количество метров. Изучив характер нарушения и его амплитуду, можно предсказать, где обнаружится продолжение разрабатываемого пласта.
Многие руды располагаются вдоль трещин, поэтому, правильно определив систему расположения трещин в данном районе, можно выявить нахождение всех рудных месторождений. Скопление нефти обычно бывает приурочено к сводам антиклинальных складок, поэтому первоочередная задача геолога, ищущего месторождение нефти, — выявление антиклинальных складок в земной коре. При поисках месторождений артезианской воды приходится, наоборот, выявлять и изучать синклинальные складки. Таким образом, выявление и изучение тектонических нарушений необходимы при поисках и разведке всевозможных полезных ископаемых.
ПРИЧИНЫ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ
Вопрос о причинах тектонических движений до сих пор не может считаться разрешенным. Существует много гипотез, объясняющих их, но почти все исследователи считают, что причины тектонических движений земной коры связаны с саморазвитием земного шара, и силы, вызывающие эти движения, зарождаются где-то на глубине. Следовательно, при выяснении этих причин решающее значение имеют строение и состав внутренних зон Земли, а также процессы, совершающиеся в глубоких частях земного шара. До сих пор нет единого мнения о причинах тектонических движений, поэтому существует ряд гипотез и теорий, дающих только общие представления или субъективные мнения по данному вопросу.
Контракционная теория. Многие из приверженцев гипотезы Канта-Лапласа о первоначально расплавленном состоянии земного шара считают, что земная кора образовалась вследствие его остывания, постепенно нарастая и утолщаясь со временем. С остыванием подкорового расплавленного вещества было связано сокращение его объема. Между уменьшившимся в объеме ядром и твердой корой возникла потенциальная пустота. Приспосабливаясь к новой форме ядра, земная кора, сокращаясь в объеме, сминалась в складки, разламывалась. Таким образом, 572
эта гипотеза связывает развитие Земли с ее сжатием и получила название контракционной :.
Процесс смятия земной коры в складки согласно контракционной гипотезе определяют тангенциальные, т. е. направленные вдоль земной поверхности, напряжения. Вертикальные движения, т. е. опускание и поднятие отдельных участков, являются производными от тангенциальных движений. Из-за неоднородности земной коры ее смятие осуществлялось не на всей поверхности, а только в участках, где земная кора более пластична.
Рис. 239. Сокращение пласта при сжатии
Эти участки, называемые геосинклиналями, со временем становились все уже и уже, а так как в основном только в них происходило сжатие коры, то с течением времени оно становилось все более интенсивным. Так, например, по мнению сторон ников контракционной теории, земная кора на участке Альпийских гор в третичное время сократилась за счет складчатости и надвигов (шарьяжей) в 4—5 раз. И если ширина этой полосы раньше была 2000 км, то теперь она уменьшилась до 400— 500 км. На рис. 239 показано изменение протяженности пласта при сжатии в 4 раза. Так как давление обычно бывает неравномерным, то образовавшиеся складки наклоняются или опрокидываются по направлению наибольшего давления.
Контракционная теория, господствовавшая в геологии во второй половине XIX в. и в начале XX в., встретила затем резкую критику со стороны ряда геологов: во-первых, теория недостаточно объясняла вертикальные движения и изгибы коры, связанные с ними, и колебательные движения переменного знака, во-вторых, она не могла убедительно объяснить периодичность складкообразовательных процессов. Остывание Земли шло равномерно, но складкообразование происходило через определенные промежутки времени и занимало относительно небольшой отрезок времени.
Контракционная гипотеза в изложении исследователей XIX в. только в общих чертах объясняла процесс складкообразования,
От латинского слова «контракцио»— сжимаю.
не касаясь конкретных разнообразных форм этого процесса. Появившаяся в наши дни гипотеза О. Ю. Шмидта о возникновении планет из холодной материи ставит под сомнение и основное положение старого варианта контракционной гипотезы о непрерывном охлаждении Земли,
В наше время контракционная теория развивается и совершенствуется многими учеными (Н. С. Шатский, В. Е, Хайн и др.), которые считают, что в основе сжатия лежит не охлаждение Земли, а процессы гравитационного уплотнения вещества с его фазовыми превращениями.
Если принять во внимание, что сжатие Земли происходит неравномерно и что вследствие этого отдельные блоки земной коры опускаются менее интенсивно, чем другие, то этой неравномерностью движения можно объяснить причину вертикальных перемещений и колебательные движения. Трудно объяснить, однако, причину изменения знака движений, т. е. замену опусканий поднятиями и наоборот.
Гипотеза изостазии. Для объяснения вертикальных колебательных движений, не объяснимых с точки зрения контракционной гипотезы, английским ученым Праттом была выдвинута в 1855т. гипотеза, получившая название изостатической. В основе ее лежало предположение, что твердая земная кора плавает на жидкой или вязкой магме, причем во взаимоотношениях между этими двумя различными по физическим свойствам оболочками существует определенное равновесие, которое легко может нарушаться. Если на каком-нибудь участке увеличивается нагрузка земной коры, то этот участок, или блок, начинает погружаться в жидкую оболочку.
Увеличение или уменьшение нагрузки в отдельных участках земной коры совершается очень часто. В горной стране происходит разрушение вершин вследствие денудации, следовательно, вес этого участка уменьшается, и происходит поднятие, т. е. «всплывание» блока гор. Одновременно с этим прилежащие к горному массиву впадины нагружаются обломочным материалом, сносимым с гор, и испытывают погружение в магматический слой. Так происходят колебательные движения согласно гипотезе изостазии.
Теория изостазии, разработанная в XIX в. американским ученым Деттоном и позднее русским ученым И. Лукашевичем, в конце прошлого века получила широкое распространение благодаря своей простоте, но одновременно она встретила и существенные возражения.
Согласно этой гипотезе все впадины, в которые сносится обломочный материал, могут только опускаться. Но часто наблюдается, как такие впадины сменяют погружение на поднятие и, наоборот, участки размыва после продолжительных поднятий вдруг начинают опускаться и уже только после этого заполняются осадками. Хорошим примером подобного явления может
служить впадина Черного моря, которая продолжает опускаться без полного заполнения осадками.
Гипотеза изостазии в современном представлении не может претендовать на значение научной теории, объясняющей в целом причины колебательных движений и тем более тектонических движений вообще. С достаточным основанием эта теория объясняет только очень немногочисленные частные поднятия и опускания.
Гипотеза перемещения материков. Эта гипотеза, выдвинутая в 1912 г. А. Вегенером, основана также на предположении о различии в физическом состоянии верхней, сиалической, и нижней, симатической, оболочек Земли. По мнению А. Вегенера, в начале геологической истории сиалический слой был равномерно распределен на поверхности Земли. В палеозое из-за притяжения Солнцем часть сиалического материала была вырвана из области Тихого океана и перенесена в мировое пространство, образовав спутник Земли —Луну. В дальнейшем вследствие вращения Земли сиалическая оболочка, образовывавшая единый сгусток — материк Пангею,— начала расплываться, двигаясь с востока на запад под влиянием центробежных и приливных сил.
Первоначально в связи с этим движением Американский материк отделился от Евразиатского, а затем Африканский материк— от Индо-Австралийского. При трении двигающихся блоков сиаля о вязкий симатический субстрат на фронтальной стороне материков образовывались складки и горные цепи типа Анд и Кордильер в Северной и Южной Америке. В результате центробежных сил, направленных от полюсов к экватору, сиалический слой сминался в складки в области широтной Средиземноморско-Гималайской зоны. Таким образом возникли складчатые сооружения Альп, Кавказа и Гималаев.
От восточной тыльной стороны двигающихся материков обособлялись отдельные глыбы, образующие гирлянды островов: Алеутские, Курильские, Японские, Филиппинские — с восточной стороны Азиатского материка и Антильские, Фолклендские, Южные Сандвичевы — на тыльной стороне Американского континента, Мадагаскар на юго-востоке от Африканского материка. Между раздвинувшимися материками образовались впадины Атлантического и Индийского океанов.
Гипотезу образования материков и возникновения в связи с этим складок А. Вегенер обосновал целым рядом фактов.
Во-первых, он отмечает сходство очертаний разделенных Атлантическим океаном материков — западный выступ Северной Африки соответствует вогнутости Центральной Америки, выступ Южной Америки соответствует Гвинейскому заливу у берегов Африки; во-вторых, наблюдается сходство в геологическом строении таких континентов, как Африка и Южная Америка; в-третьих, существует сходство наземной фауны Африки
и Южной Америки, а также Мадагаскара, Индии и Австралии.
Использовав геодезические наблюдения, А, Вегенер доказал, что Гренландия за 24 года (1889—1913 гг.) переместилась к западу на 950 л. Наконец, основной предпосылкой гипотезы А. Вегенера было то, что в Тихом океане почти полностью отсутствует сиалическая оболочка.
Несмотря на такие, казалось бы, неопровержимые доказательства, гипотеза, выдвинутая А. Вегенером, вызывает такое количество возражений, что в настоящее время подавляющее большинство исследователей от нее отказались. ■
Гипотеза А. Вегенера не может объяснить того, что во многих местах складки материков (Европейского) прослеживаются в пределах океанов (в Атлантическом океане), что меньшая по размерам глыба Американского материка так сильно опередила в своем движении крупные глыбы Евразии и Африки. Гипотеза А. Вегенера совершенно не объясняет механизма подкоровых движений вещества и, в частности, с ней не увязываются явления глубокофокусных землетрясений. Эта гипотеза не может объяснить сущность колебательных движений, наличие складчатых зон внутри континентов, закономерности магматических процессов и, наконец, периодичность образования складчатых процессов. Однако идеи перемещения материков развиваются в настоящее время некоторыми исследованиями, особенно за рубежом.
Пульсационная теория. Американский геолог В. Бухер, а затем советские ученые М. А. Усов и В. А. Обручев, придерживаясь в основном контракционной гипотезы, значительно дополнили и улучшили ее.
В. А. Обручев на основе идей Ф. Энгельса считал, что с самого момента образования земной шар представлял собой арену борьбы сил притяжения и отталкивания. Притяжение обусловливало сокращение объема и распределение материи по удельному весу от центра к периферии, а при отталкивании возникало лучеиспускание и происходил выброс материи в мировое пространство.
После образования земной коры притяжение выражалось в ее сжатии, а силы отталкивания вызывали ее расширение. Твердая земная кора, оказывая сопротивление этим силам, способствовала накоплению энергии, которая после преодоления сопротивления периодически разряжалась, и в эти бурные «революционные» периоды образовывались складки.
В периоды накопления энергии происходили плавные колебательные движения. При расширении земной коры платформы поднимаются и растягиваются, на них образуются трещины и разломы, по которым происходят смещения и образование горстов и грабенов. В подвижных поясах, т. е. в геосинклиналях, идет выпячивание горных цепей, складки которых были образо- 576
ваны в период сжатия. Рядом с поднимающимися выпуклостями образуются новые прогибы, интенсивно заполняемые осадками
Слабым местом пульсационной теории является недостаточность физического обоснования процессов, совершающихся в недрах Земли, т. е. тех процессов, на которые и опирается пульсационная теория.
Гипотеза магматических течений. Многие исследователи связывают тектонические движения с движением магмы под земной корой. Австрийский геолог О. Ампферер высказал предположение, что под складчатой областью располагается область магматических потоков, в результате поднятия которых земная кора вздувается, образуя выпуклость, или, по терминологии немецкого геолога Э. Хаармана. геотумор. На склонах этой выпуклости образуются складки, веерообразно разбегающиеся от центра выпуклости. Э. Хаарман (1930 г.) и Беммелен (1936 г.) считают, что с вершины и склонов геотумора могут сползать слоистые толщи земной коры под влиянием силы тяжести в зоны прилежащих опусканий, при этом могут образоваться опрокинутые и лежачие складки, а также разрывные нарушения типа шарьяжей.
Возникновение подкоровых потоков некоторые ученые связы вают с неравномерным охлаждением Земли. В месте большего охлаждения магматическое вещество сжимается, а в образовавшееся разреженное пространство устремляются новые порции магмы. Так образуется магматический поток.
Другие исследователи в качестве причины изменения объема магмы выдвигают химические реакции, которые происходят при кристаллизации. Третьи связывают движения в магматическом слое с его дифференциацией на легкие сиалические продукты, устремляющиеся кверху, и тяжелые симатические, опускающиеся вниз. Часть ученых объясняет движения в магматическом слое солнечным и лунным притяжением, т. е. считают, что в магме образуются приливы и отливы, подобные океаническим.
Радиоактивные гипотезы. Эти гипотезы объясняют внутренние силы Земли накоплением тепла за счет радиоактивного распада внутри земного шара. По теории Дж. Джоли (1929), радиоактивный распад происходит в базальтовом и гранитном слоях. В результате этого распада соответствующие части оболочки Земли разогреваются. Часть тепла выходит на поверхность и уходит в мировое пространство. Тепло, образующееся под гранитными материками из-за их малой теплопроводности, скапливается и расплавляет базальтовый слой, который, по мнению Джоли, плавится раньше гранитного.
Гранитный материк начинает опускаться в расплавленную массу базальта, на поверхности его происходит прогибание, вызывающее трансгрессию моря. Как и в гипотезе Вегенера, материк, оказавшись на расплавленном фундаменте, вследствие
вращения Земли и притяжения Луны и Солнца сдвигается с востока на запад. Скопившаяся тепловая энергия получает свободный выход с тыльной стороны материка в атмосферу. Происходит охлаждение базальтового слоя, он сокращается в объеме, что вызывает складкообразование в области геосинклиналей, примыкающих к материку. Сам материк в это время поднимается, на нем происходит регрессия. Затем процесс повторяется вновь, т. е. идет накопление тепла, расплавление базальтового слоя, опускание материка, охлаждение базальтового слоя и образование складчатости.
Весь этот цикл, по мнению Дж. Джоли, происходит в течение 35—40 млн. лет.
Теория Джоли в отличие от многих других пытается объяснить как складчатые, так и колебательные движения земной коры; кроме того, она объясняет периодичность тектонических процессов. Но несмотря на это, теория Джоли страдает большим количеством недостатков. Во-первых, как было выяснено экспериментально, породы гранитного состава расплавляются раньше, чем базальты, во-вторых, предположение о движений гранитных материков под воздействием притяжения Луны и Солнца маловероятно и, наконец, совершенно неубедительно предположение о замкнутых равноценных циклах в истории Земли.
В 1942 г. В. В. Белоусовым была выдвинута новая гипотеза, основанная также на признании радиоактивного распада внутри Земли. Эта гипотеза была названа радиомиграционной. В. В. Белоусов исходит из предположения, что радиоэлементы распределены внутри Земли неравномерно. В гранитах их содержится в 3 раза больше, чем в базальтах. По мненик) В. В. Белоусова, первоначально радиоэлементы располагались в основной своей массе на значительной глубине в магматическом веществе, находившемся в недифференцированном состоянии.
В результате расщепления магмы граниты как более легкий поднимаются вверх и вместе с ними происходит миграция ра- диоэлементов в верхние части земной коры. Здесь они отдают в атмосферу тепло, получаемое при распаде, вследствие чеш общий тепловой баланс Земли понижается.
Выбросы магмы (а вместе с ней и радиоактивных элементов) на поверхность приводят к охлаждению и сжатию подкоровогб вещества в данном месте. Это сжатие вызывает опускание земной коры и зарождение геосинклинального прогиба. Под этим прогибом накапливается гранитная магма, богатая радиоэлементами. Распад их создает местный очаг подкорового разогревания, где происходит расширение вещества, вызывающее поднятие земной коры над очагом. Так в геосинклинальной области появляется центральное поднятие. Гранитная магма с радиоактивными элементами втягивается в это поднятие из соседних
областей, где происходит сжатие подкорового вещества и соответственное образование прогибов в земной коре. Если центральное поднятие растет достаточно энергично, земная кора может испытать растрескивание, магма выходит на поверхность, происходит резкое снижение тепловой энергии и весь геосин- клинальный цикл повторяется.
Так как в результате каждого цикла происходит необратимый процесс миграции радиоэлементов вверх, то полной обратимости тектонических циклов не наблюдается, тектонические движения от цикла к циклу становятся все менее активными. Геосинклинальные условия постепенно сменяются платформенными, но даже в платформенных условиях миграция радиоэлементов полностью не прекращается, чем и объясняется наличие колебательных движений на платформах.
Радиомиграционная гипотеза полнее, чем все другие радиоактивные гипотезы, объясняет процесс колебательных движений, но и она страдает, как отчасти указывает и сам автор, рядом недостатков: во-первых, она не может объяснить правильную периодичность и синхроничность тектонических процессов, во- вторых, она недооценивает роль силы тяжести при дифференциации вещества, в-третьих, все тангенциальные движения она подчиняет радиальным движениям.
Процесс тектонических движений в целом представляется весьма сложным и многообразным, и объяснить его одной причиной, например изостазией или радиоактивным разогреванием, не представляется возможным. Академик А. П. Павлов характеризовал геотектонические гипотезы следующим образом: «Явления, которые рассмотренные теории имеют в виду объяснить, чрезвычайно сложны. В большей части случаев они представляют комбинированные результаты воздействия многих сил, действующих на колоссальные и различные пб своей природе массы, частью находящиеся в условиях, недоступных непосредственному наблюдению и опытной проверке... Сложность объекта изучения и многообразие влияющих на него сил не позволяют охватить в одной схеме все его характерные особенности; отсюда трудность создать такую теорию формирования земной коры, которая хорошо объясняла бы все стороны процесса и не возбуждала бы возражений».
Каждая из этих гипотез в основном опиралась на какую-то часть глубинных процессов. Несомненно, в число причин следует включить и изменения теплового режима внутренней части земного шара, и химические реакции, происходящие в подкоровом веществе, и изменение физических (магнитных, электрических, упругих и т. п.) свойств глубоких оболочек и ядра, и, наконец, взаимоотношение и взаимодействие различных оболочек (литосферы, промежуточного слоя и ядра).
Очень многие факторы определяют процесс тектонических движений, но, по-видимому, главнейшими все же являются конт-
ракция, затем дифференциация вещества, радиоактивный распад, изостазия. Следует признать, что, вероятно, какую-то роль все же играют космические факторы.
Окончательная теория тектогенеза может быть создана только в результате более полного знания природы всех перечисленных процессов.
В настоящее время можно только сказать, что тектонические процессы в земной коре образуются в результате движения и развития материи в земной коре и в подкоровых частях земного шара, еще почти нам не известных.
ГЛАВА 22
МЕТАМОРФИЗМ ГОРНЫХ ПОРОД
Процессы, происходящие внутри Земли, — движение и физико-химические изменения магмы, глубинный и поверхностный вулканизм, тектонические напряжения, энергия землетрясений и другие эндогенные силы — вызывают преобразование горных пород, слагающих земную кору. Эти преобразования еще в 1825 г. были названы Ч. Ляйеллем метаморфизмом; таким образом метаморфизм — это изменение и преобразование горных пород под влиянием эндогенных сил или точнее в связи с изменением условий существования горных пород (изменение температуры, давления и т. п.).
В процессе метаморфизма горная порода часто изменяет не только свой внешний облик, структуру и текстуру, но и состав.
ТИПЫ И ВИДЫ МЕТАМОРФИЗМА
Главными факторами метаморфизма являются температура, давление, растворы и газы, выделяющиеся из магмы. Обычно эти факторы действуют одновременно, но преобладающим является какой-нибудь один; он и определяет тип метаморфизма. Метаморфизм, связанный с изменением давления, называется динамометаморфизмом, с изменением температуры — термометаморфизмом, а метаморфизм, связанный с газами и парами, — соответственно пневматолитовым и гидротермальным метаморфизмом.
При динамометаморфизме все округлые части породы (например, гальки в конгломератах) сдавливаются и превращаются в линзообразные включения, зерна породы также раздавливаются в направлении, перпендикулярном к направлению давления, происходит переориентировка всех вытянутых и плоских минералов длинными осями в одном направлении, перпендикулярном давлению. При этом порода как бы разделяется на множество тонких чешуек, или пластинок, которые часто скользят друг по другу, плоскости их вследствие трения пришлифовываются и индивидуальность чешуек выступает еще более отчетливо. Так возникает сланцеватая текстура, и вся порода
превращается в сланец. Давление, переориентировка минералов и трение вызывают повышение температуры, происходит частичная перекристаллизация минералов, изменение их формы и размеров.
При термометаморфизме главную роль играет повышение температуры. При разогревании породы происходит перекристаллизация вещества. В этом процессе часто принимает участие вода, которая, превращаясь в пар и вступая в реакции, способствует образованию новых минералов.
Термальный метаморфизм очень четко проявляется на контактах с интрузиями, температура которых часто превышает 1000°. Остывание интрузий идет очень медленно, поэтому происходит значительный прогрев вмещающих пород.
Пневматолитовый и гидротермальный метаморфизм способствует образованию в породе многочисленных новых минералов, а так как воздействие газов и паров воды совершается обычно в условиях повышенной температуры, то в породе одновременно происходит перекристаллизация первичного вещества, которое вступает в реакцию с вновь принесенными в парах, газах или воде элементами.
В результате пневматолитового и гидротермального метаморфизма сильно изменяются не только структура и текстура породы, но и ее химический состав.
Преобразования породы в процессе метаморфизма бывают настолько сильны, что первоначальный характер породы становится почти неузнаваемым.
Очень часты при метаморфизме, особенно пневматолитовом и гидротермальном, случаи замещения одних минералов другими— это явление называется метасоматозом. Так, например, кремнекислые растворы, идущие от магмы, могут заместить карбонат кальция в известняковой породе и тогда известняк сначала становится кремнистым, а затем может превратиться в кварцит.
Большое значение при метасоматозе играет вода, так как она облегчает перенос вещества и, растворяя и выщелачивая неустойчивые компоненты вмещающей породы, способствует образованию полостей, в которых отлагаются вновь приносимые элементы. Такие полости бывают иногда очень малы — типа пор между отдельными минералами. '
Причинами метаморфизма может быть внедрение магмы в верхние части земной коры и общее возрастание температуры и давления при погружении горных пород на большую глубину. В зависимости от причин, вызвавших метаморфизм, различают его отдельные типы: контактовый, региональный и ультраметаморфизм. Таким образом, получается классификация видов метаморфизма, основанная на другом принципе, чем выделение типов метаморфизма по факторам (температура, давление и т. п.).
■ ■ КОНТАКТОВЫЙ МЕТАМОРФИЗМ
Контактовый метаморфизм связан с интрузиями, которые, внедряясь в осадочные или ранее существующие изверженные породы, вносят в земную кору избыточное тепло (термометаморфизм). При этом интрузии занимают какое-то пространство, раздвигают, сдавливают и уплотняют вмещающие породы (динамометаморфизм) .
Выделяющиеся из магмы газы и пары, вступая в реакции с боковыми породами, способствуют образованию новых минералов (пневматометаморфизм), а гидротермальные растворы обусловливают явление метасоматоза. Таким образом, при внедрении магмы действуют все факторы метаморфизма.
Вблизи контакта магмы и вмещающей породы образуется пояс (ореол), сложенный метаморфическими породами. Чем Сильнее воздействие магмы, тем шире этот ореол. Контактовый метаморфизм распространяется не только на вмещающие породы, но его воздействие захватывает и краевую часть магматического тела. Это явление называется авто метаморфизмом (самометаморфизмом), термин в-данном случае показывает, что магма сама испытывает метаморфизм. Происходит это В связи с тем, что давление и явления, связанные с трением при внедрении магматического тела, распространяются в равной мере как на боковые породы, так и на магматическое тело.
Газы и пары также изменяют и магматическую и вмещающую породу вблизи их контакта. Метаморфизм вмещающих пород получил название явления алл о метам орфизм а. Таким образом, контактовый метаморфизм совершается по обе Стороны от контакта — на внешней (экзоконтактовын метаморфизм) и на внутренней (эндоконтактовый метаморфизм) стороне. Ширина зоны контактового метаморфизма очень различна, У интрузивных тел типа даек она Измеряется миллиметрами и сантиметрами, у крупных тел батолитового типа — сотнями метров и даже километрами. Так, например, зона метаморфизма у одной гранодиоритовой интрузии в Банате (Румыния) достигает 2 км, а у гранитного массива в Эльзасе — 1,2 км. Интрузии основного состава образуют меньший ореол метаморфизма, чем кислые интрузии, так как„ они в меньшем количестве содержат летучие компоненты и, по-види- мому, обладают меньшей энергией при внедрении.
Степень изменения пород при контактовом метаморфизме неодинакова: вблизи контакта породы, естественно, изменены сильнее, нежели на периферии зоны. Таким образом, создаются полосы различной степени метаморфизма — так называемые метаморфические фации. Характер метаморфической фации зависит не только от положения магматического очага, но и от состава и физического состояния вмещающих пород. Например, метаморфизм песчаников протекает совершенно
по-иному, чем метаморфизм известняков. В то же время породы пористые и трещиноватые метаморфизуются сильнее, чем плотные.
Иногда можно обнаружить участки более метаморфизованных пород среди поля менее измененных пород (рис. 240). По-видимому, это связано или с особым составом первоначальных пород в этих участках (2 а) или с какими-то более благоприятными условиями проникновения газов и паров (2 б) и т. д. Способность некоторых пород метаморфизоваться более других Носит название выборочного метаморфизма.
Рис. 240. Зоны контактового метаморфизма
/ — неизмененный гранит; 2 — метаморфизованные породы; 3 — неизмененные осадочные породы. Пунктир — граница метаморфизованных пород
В результате контактового метаморфизма образуются своеобразные горные породы — роговики. Это обычно мелкозернистые или среднезернистые плотные неслоистые породы, состав которых в значительной степени зависит от первичного состава породы. По данным В. М. Гольдшмидта, при метаморфизме глинисто-мергелистых пород в зависимости от количества карбоната может образоваться 10 типов роговиков. В роговиках появляются новые минералы, отсутствовавшие в первичных породах, такие, как андалузит, кордиерит, плагиоклаз, биотит, гиперстен, диопсид, гранат, волластонит. Роговики называются по наличию преобладающих минералов, например: плагиоклаз-ги- перстеновый роговик, гранат-волластонитовый роговик и т. п.
Главную роль в образовании роговиков играет температура. Наблюдения и теоретические вычисления показали, что большие Интрузивные массы в краевых частях имеют температуру до 1000°, причем остывание интрузии на глубине происходит медленно. Расчеты Цобеля свидетельствуют, что температура в интрузии гранита в 700 м от контакта через 6400 лет понижается от 1000 до 400°. Нагревание окружающей породы от магмы происходит так, что через 100 лет после внедрения в 100 м от контакта еще господствует температура в 700°.
Вследствие малой теплопроводности горных пород остывание нагретых вмещающих пород также совершается медленно, и тепло вблизи контакта может сохраняться в течение 10 тыс. лет. С этим связано, по-видимому, присутствие термальных источников в районах потухших вулканов.
Явления термо-контактового метаморфизма чаще всего сопровождаются пневматолитовым метаморфизмом, т. е. явлением изменения горных пород под влиянием циркуляции газов и паров. Среди легкоподвижных летучих компонентов чаще всего присутствуют галоиды, связанные с кремнеземом, железом и алюминием, сульфиды различных металлов и т. п.
При пневматолитово-контактовом метаморфизме карбонатных пород образуются особого типа породы — скарны, состоящие из известково-силикатных минералов: диопсида, волластонита, гроссуляра, авгита, эпидота, анортита; нередко присутствуют флюорит и апатит. Со скарнами связаны также железные руды и ряд редких и рассеянных элементов, благодаря чему они часто являются объектом эксплуатации как полезные ископаемые.
Породы, образованные при пневматолитово-контактовом метаморфизме, отличаются друг от друга по составу вновь образованных минералов. Вблизи контакта появляются высокотемпературные, т. е. кристаллизующиеся при высокой температуре, минералы, по мере удаления от контакта возникают все более и более низкотемпературные. Так, во внутренних частях зоны контактового метаморфизма появляются пироксен-амфиболо- вые и гранатовые породы, которые затем заменяются актиноли- то-эпидотовыми и цоизитовыми. Меняется также состав рудных минералов. С пироксен-гранатовыми породами связаны магнетитовые и гематитовые железные руды, а с актинолит-эпидото- выми — сульфидные руды меди, свинца и цинка.
Пары и газы, охлаждаясь, образуют горячие растворы, которые метаморфизуют -породу, — происходит гидротермальный метаморфизм. Вступая в реакции с боковыми породами, гидротермальные растворы изменяют их; очень часто при этом безводные минералы боковых пород переходят в водные соединения.
Гидротермальному метаморфизму подвергаются как осадочные породы, вмещающие интрузии, так и сами интрузивные породы. Ультраосновные породы подвергаются процессу серпентинизации (озмеевикования), при котором оливин (Mg, Fe)2SiO4 и пироксены Mg2(Si20e) переходят в серпентин Mg6(Si4OI0) (ОН)з, в результате чего образуется змеевик — плотная темно-зеленая, иногда желтоватая порода. Вследствие бокового давления она часто бывает трещиновата, с зеркалами скольжения по поверхностям трещин.
Под влиянием углекислых термальных растворов происходит от а л ь к о в а н и е и лиственитизация ультраосновных
пород. При отальковании из оливина образуется тальк по следующей схеме:
4 (Mg, Fe)2 SiO4 + Н2О + ЗСО3 - Mg3 [Si4O10] [ОН |2 оливин тальк
-3MgCO3 + Fe2O3.магнезит
Тальк — минерал листоватый, чешуйчатый и под влиянием динамометаморфизма порода часто превращается в тальковые сланцы.
Процесс лиственитизации состоит в замещении змеевиков карбонатами при выделении свободного кремнезема. Ли- ствениты представляют собой массивные светло-желтые или зеленые породы, состоящие из крупных зерен кварца и карбоната с тонкими чешуйками мусковита.
Под воздействием гидротермальных растворов плагиоклазы и амфиболы в основных породах преобразуются в минералы группы эпидота. Следует различать эпидотизацию с образованием собственно эпидота Са2(А1,Ре)351зО12[ОН[ и соссюритизацию с образованием соссюрита — скрытокристаллической разности цоизита CaoAUSisO^lOH]. Здесь же происходит процесс хлоритизации, т. е. образования зеленых листоватых слюдоподобных минералов группы хлоритов из класса силикатов.
В результате метаморфизма основных и средних пород в большом количестве образуются зеленые листоватые минералы, способствующие образованию зеленых сланцев.
Гидротермальный (совместно с пневматолитовым) метаморфизм кислых пород — гранитов и их аналогов — приводит к образованию грейзенов. Процесс грейзенизации заключается в разложении полевых шпатов на кварц и слюды под действием перегретых растворов, богатых газами. Вновь образовавшаяся порода (грейзен) состоит обычно из крупных блестящих листочков слюды и зерен кварца, среди которых часто скапливаются кристаллы пирита, арсенопирита, молибденита, вольфрамита, флюорита, топаза, образовавшихся за счет газовых компонентов. Поэтому грейзены обычно представляют большой промышленный интерес, особенно как вместилище руд олова, вольфрама и молибдена.
Одним из наиболее распространенных процессов при гидротермальном метаморфизме является процесс серицитиза- ц и и, т. е. образования из полевых шпатов скрыточешуйчатой разности белой слюды — серицита.
В осадочных породах под влиянием гидротермальных растворов также развиваются процессы гидротермального метаморфизма. Глинистые породы, как и магматические, могут хлори- тизироваться и серицитизироваться. Доломиты способны
отальковываться, процесс происходит по следующей схеме?
3 (Са, Mg) (COS)2 + 4SiOa + Н2О - Mg3 [Si4O10] [ОН]2 + доломит тальк
+ ЗСаСО3 + ЗСО2.
Очень характерны для осадочных и туфогенных пород процессы окварцевания, сульфидизации, а также алунитизации С образованием алунита KAl3(SiO4)2(OH)e. Процесс алунитизации происходит обычно в средних и основных туфах под влиянием сернокислых фумарол — таково, например, происхождение алунитизированных пород в Заглике на Малом Кавказе, в районе Берегова в Закарпатье и т. д.
Процессы контактового метаморфизма очень разнообразны, и образующиеся в связи с ними породы весьма многочисленны.
Контактовый метаморфизм в областях развития интрузивных пород очень широко распространен, но площади, занятые метаморфизованными породами, все же относительно невелики, так как они располагаются только в виде узких полос вблизи интрузий и связанных с ними гидротермальных жильных образований.
РЕГИОНАЛЬНЫЙ МЕТАМОРФИЗМ
Наряду с узкими полосами контактово-метаморфических пород наблюдаются огромные площади, занятые сплошными толщами метаморфических пород.
Они располагаются под очень тонким слоем молодых осадочных отложений в Финляндии, Карелии, на Кольском полуострове, Слагая так называемый Балтийский щит, на правобережье Днепра, образуя здесь Украинский щит, а также в Сибири — на Алдане и в верховьях Анабары. На огромных просторах Русской низменности, а также между рр. Енисеем и Леной метаморфические породы слагают основание платформ — Русской и Сибирской. Они были обнаружены скважиной в Москве на глубине Свыше 1500 м.
Метаморфические породы, залегающие в основании древних платформ, относятся к архею или протерозою. В геосинклиналь- ных складчатых областях сплошные толщи метаморфйческих пород могут быть более молодыми, чем на платформах, но, как правило, они древнее периода проявления главной складчатости в этом районе.
Таким образом, в любой части коры земного шара на определенной глубине под толщей неметаморфизованных отложений можно встретить метаморфические породы. Для объяснения их происхождения была разработана теория регионального метаморфизма, под которым понимается метаморфизм на обширных площадях и определенных глубинах, связанный с общими фи- 586
зико-химическими условиями, господствующими на этих глубинах.
Основоположники теории регионального метаморфизма объясняли наличие таких условий исключительно большими глубинами. Исходя из среднего геотермического градиента (1° при углублении на 33 м) на глубине 33 км температура должна быть равна 1000°, что вполне достаточно для глубокого метаморфизма. С другой стороны, такие глубины характеризуются весьма большим давлением, которое повышается (прогрессивно) на каждые 100 м на 2,7 кг] см?.
Таким образом, региональный метаморфизм возникает не вследствие каких-то спорадически действующих причин, а в связи с явлениями, типичными для глубоких частей земного шара. Вещество горной породы, попадая в иные условия, выходит из устойчивого равновесия и начинает приспосабливаться к новым условиям'—происходит процесс перекристаллизации.
Если при постоянной температуре изменяется давление, то минералы, появляющиеся вновь в процессе перекристаллизации, обладают большим удельным весом и более плотной структурой элементарной ячейки. Так, из оливина и анортита на значительной глубине образуется гранат:
Mg2S104 + CaAl2Si2Og ^ Са, Mg2Al2Si3O12.оливин анортит гранат
Суммарный молекулярный объем двух первых минералов равен 145, а граната 121.
При повышении температуры происходит перекристаллизация и образование новых минералов. Этот процесс сопровождается поглощением тепла.
Все реакции, связанные е перекристаллизацией на глубине, происходят в условиях борьбы двух сил — расширения при нагревании и сжатия при сдавливании. Чем сильнее изменилась среда, тем более глубокие изменения происходят в породе. Некоторые ученые, например У. Грубенман, критерием изменения условий метаморфизма считали только глубину от поверхности Земли, на которой происходит явление метаморфизма, исходя при этом из равномерного увеличения давления и температуры с глубиной. На основании этого им были выделены три зоны метаморфизма: верхняя — э п и з о н а, средняя — мезозона и нижняя — катазон а. В каждой из этих зон степень метаморфизма различна, и она повышается с глубиной. Такое понимание зон метаморфизма долгое время было господствующим. Земная кора разделялась по степени метаморфизма как бы на дополнительные оболочки.
По мере накопления фактического материала выяснилось, что правило зависимости степени метаморфизма от глубины имеет много исключений. В одних участках земной коры регио-
нально метаморфизованные породы встречаются на сравнительно меньших глубинах, чем в других областях. Это объясняется тем, что геотермическая ступень непостоянна, в геосинклиналях она намного больше, чем на платформах. Одни и те же температурные условия (например, 1000°) на золоторудном месторождении Витватерсранд (Африка) могут быть только на глубине 172 км, а в Бонанце (США) — на глубине 6,7 км (геотермическая ступень здесь 6,7 л<).
Кроме того, существуют условия, которые резко изменяют ход и степень метаморфизма. Такими условиями являются процессы складчатости, вызывающие в земной коре повышение бокового давления и увеличение температуры — вот почему в период складкообразования в геосинклинальных областях явление регионального метаморфизма осуществляется на глубинах, значительно меньших, чем это должно было бы быть при нормальном распределении зон метаморфизма Грубенмана.
П. Ниггли и другие исследователи понятие о зонах метаморфизма не связывают так тесно с глубиной, и их зоны эпи-, мезо- и катаметаморфизма являются показателем не столько глубины, сколько условий, господствующих на этой глубине.
Зона эпиметаморфизма характеризуется умеренной температурой и относительно низким давлением. Здесь обычно действует одностороннее боковое давление, именуемое стрессом. Породы здесь разбиты трещинами, иногда катаклазиро- ваны, имеют брекчиевидную и сланцеватую текстуры. Температуры в этой зоне не превышают 366°, т. е. критической температуры воды, поэтому здесь образуются минералы, содержащие гидроксильную группу (ОН), водные силикаты и т. п. В этой зоне глины превращаются в филлиты, песчаники — в кварциты, известняки — в мрамор. Очень характерны хлоритовые, серицитовые, тальковые и слюдистые сланцы, часто образующиеся при метаморфизме глинистых и вулканогенных пород.
Для зоны эпиметаморфизма очень характерно возникновение таких минералов, как хлорит, кварц, серицит, цеолиты, карбонаты; при тех же температурах, но при несколько большем давлении образуются: мусковит, эпидот, альбит, роговая обманка, биотит, актинолит, кварц, микроклин и др.
Зона мезометаморфизма характеризуется более высокими температурами, иногда исключительно сильным боковым и гидростатическим давлением. Текстура метаморфических пород этой зоны сланцеватая и гнейсовая. Образуются здесь главным образом безводные минералы — в большом количестве силикаты; окись кремния (SiO2) в условиях этой зоны очень активна и входит в состав многих вновь образующихся минералов.
В кремнистых известняках возникает очень характерный для этой зоны минерал волластонит
СаСОз + SiO, CaSiO3 + СО8.
Зоне мезометаморфизма свойственны такие породы, как гранато-слюдистые, роговообманковые сланцы, кварц-полевошпа- товые гнейсы, графиты. Из минеральных ассоциаций характерны: 1) гранат, диопсид, эпидот, кварц, актинолит, силлиманит, плагиоклазы; 2) гранат, роговая обманка, волластонит; 3) плагиоклазы, мусковит, диопсид, актинолит и др.
Глинистые и кварцевые породы в этой зоне превращаются в слюдяные сланцы и гнейсы, кислые интрузивные породы — в гнейсы, а основные породы — в амфиболиты.
Зона катамет аморфизм а характеризуется высокой температурой (более 3000°) и большим гидростатическим давлением; боковое давление отсутствует. Степень изменения породы бывает настолько велика, что распознать исходный материал часто не* удается. При этом изменяется текстура, структура и состав пород. Очень характерны для этой зоны кристаллические сланцы и гнейсы, например гиперстено-плагиоклазо- вые, а также эклогиты — породы, состоящие из оливина, граната, небольшого количества кварца и других минералов. Эти породы образовались, по-видимому, при метаморфизме пород основной магмы.
Из минеральных ассоциаций для зоны катаметаморфизма характерны ассоциации высокотемпературных минералов: гиперстен, плагиоклаз, оливин, гранат, кварц, силлиманит; присутствуют кордиерит, волластонит, корунд и др. Образование алмазов происходит, по-видимому, также в условиях зоны катаметаморфизма.
Таким образом, каждая зона метаморфизма характеризуется наличием определенных ассоциаций минералов, образование которых обусловлено наличием определенной температуры и давления.
УЛЬТРАМЕТАМОРФИЗМ
Ультраметаморфизм — высшая степень метаморфизма, связанная с глубокими частями земной коры и представленная явлениями метасоматоза, гранитизации, мигматизации и палингенезиса. Здесь же на больших глубинах в самых нижних частях земной коры, по мнению некоторых ученых, происходит расплавление вещества земной коры. Если оно частичное, то носит название палингенезиса, а если полное — анатексиса. Расплавлению подвергаются уже сильно метаморфизованные породы, т. е. гнейсы.
Расплавляясь, вещество земной коры превращается в магматический расплав, причем при частичном расплавлении, т. с. палингенезисе, всегда образуется расплав кислого состава, сходный с гранитной магмой. При последующем застывании этого расплава возникают вторичные граниты.
По мнению некоторых ученых, такой процесс развит исключительно широко и многие или даже все из известных гранитов
образовались именно таким образом, т, е, в результате переплав- ления метаморфических пород. В доказательство этой теории приводится тот факт, что у таких вторичных гранитов иногда еще удается распознать первичную гнейсовую текстуру.
Вновь образованные при палингенезисе граниты вследствие увеличившегося давления ( в связи с расширением при разогреве) отжимаются в боковые еще не переплавленные породы (обычно гнейсы), пронизывают их и получается тонкое переслаивание гнейсов и гранитов. Такая порода именуется мигматитом, а процесс ее образования — мигматитизацией. Толщина отдельных слоев гранита и гнейса в мигматите измеряется миллиметрами или сантиметрами. Мигматиты широко развиты в древних архейских образованиях, например на Балтийском и Украинском щитах. *
По мнению других ученых, на больших глубинах огромное значение имеют явления метасоматоза. С больших глубин из магматических очагов поступают перегретые щелочные растворы, которые пропитывают метаморфические породы и путем метасоматоза превращают их в породы, близкие по составу к гранитам. Такой процесс получил название гранитизации, а появившиеся в результате его породы — метасоматических гранитов. Некоторые ученые считают, что все граниты образовались именно путем гранитизации и, с их точки зрения, кислая магма отсутствует вообще.
Явление метасоматоза наблюдалось на Большом Кавказе, где Г. Д. Афанасьевым обнаружены гранодиориты, в которых плагиоклаз всюду оказался мета сом этически замещен микроклином.
По У. Грубенману, зоны метаморфизма определяются их глубиной от поверхности земли в связи с закономерным увеличением с глубиной давления и температуры.
Некоторые авторы (Э. Вайшейнк, В. А. Обручев, А. К. Мейстер, Н. П. Семененко, Д. С. Коржинский) видят много общего в факторах контактового и регионального метаморфизма и считают, что региональный метаморфизм связан с огромными магматическими очагами на глубине, температурное воздействие которых и пропаривание парами и газами создало обширные пояса метаморфических пород.
Глубина возникновения метаморфических пород, по взглядам этих авторов, связана не а относительной глубиной от поверхности Земли, а с положением магматического очага. По- видимому, в докембрийское время магматические очаги были ближе к поверхности Земли и более обширны, поэтому так велико развитие метаморфических изменений в породах архея и протерозоя.
Таким образом, в настоящее время, выделяя фации метаморфических пород, многие авторы не связывают распределение этих фаций только с фактором глубины.
ЗНАЧЕНИЕ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ПОРОД
Изучение метаморфических пород представляет большой практический интерес, так как с этими породами связано огромное количество важнейших полезных ископаемых. Крупнейшие месторождения железа (Криворожское, Курская магнитная аномалия и др.) связаны с регионально метаморфизованными породами. Многочисленные месторождения руд железа (магнетит и гематит), полиметаллов (меди, свинца и цинка), редких металлов (шеелита, молибденита, оловянного камня) связаны с зонами контактово-пневматолитового метаморфизма. Таковы многие месторождения Урала, Алтая и др. Крупнейшие месторождения меди во вторичных кварцитах (Казахстан) обязаны своим происхождением также контактовому метаморфизму.
Особенно многочисленны месторождения, связанные с гидротермальным метаморфизмом (месторождения полиметаллов, золота и т. п.). Многие метаморфические породы сами по себе являются полезными ископаемыми и используются как строительный и декоративный камень; так, например, стены Московского метрополитена облицованы различными метаморфическими породами: мраморами Урала, Кавказа и Алтая, гнейсами, яшмами и др. Широко применяются метаморфические породы для сооружения памятников, пьедесталов, колонн и т. п.
Раздел VII
ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ РАЗВИТИЯЗЕМЛИ
Все. описанные геологические процессы взаимосвязаны. В природе постоянно наблюдается совместная и одновременная деятельность эндогенных и экзогенных процессов. Все геологические процессы ведут к непрерывному изменению земной коры во всех ее частях, в том числе и ее поверхности. Чем больше развивается геология и особенно ее ветвь геофизика, тем отчетливее начинает выступать непрерывное движение и изменение вещества внутри земной коры и в более глубоких оболочках. Эти изменения вызывают основные эндогенные процессы, часто столь эффектно (вулканизм, землетрясения) проявляющиеся на поверхности Земли.
В геологических процессах в земной коре можно уловить повторяемость процессов, например усиление и ослабление тектонических движений, усиление и ослабление магматизма, трансгрессию и регрессию морей и т. п. Но было бы неверно говорить о господстве цикличности в развитии основных геологических процессов. В истории развития Земли в движении и изменении земной коры, несмотря на некоторую повторяемость, преобладает определенная направленность развития, которая приводит к смене одних типов строения земной коры другими, одного состояния отдельных участков земной коры другим.
Познать закономерности движений земной коры, выявить хотя бы общие черты направленности в развитии Земли ■— самая большая и самая трудная задача геологии.
ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ И РАЗВИТИЯЗЕМНОЙ КОРЫ
Под земной корой понимается верхняя твердая оболочка Земли, отличающаяся от более низких геосфер своим составом и физическими свойствами, что доказывается резким скачкообразным изменением скорости распространения продольных волн на нижней границе земной коры. Земная кора в целом отличается от более глубокой промежуточной оболочки большим количеством кремнезема. В свою очередь земная кора подразде- 592
ляется на два слоя: верхний — гранитный и нижний — базальтовый.
Многие ученые, например В. А. Магницкий, считают, что основным процессом в верхних частях земного шара является процесс образования земной коры. Этот процесс происходит в течение нескольких миллиардов лет в верхних частях мантии и характеризуется химическими реакциями, при которых цепные силикаты типа пироксенов превращаются в островные силикаты типа оливина. Схема этой реакции может быть изображена следующим образом:
2MgSiOa -> Mg2SiO4 + SiO2.энстатит форстерит
Выделяющийся кремнезем, как более легкий, поднимается вверх и обогащает верхние части.
Реакция эта идет повсеместно, но с различной скоростью, в связи с чем в разных участках поверхности земного шара толщина земной коры неодинакова. Реакция идет с поглощением теплоты, поэтому в тяжелой перидотитовой оболочке она первоначально началась в тех участках, где был более сильный подогрев, очевидно, за счет радиоактивного тепла.
Наибольшая активность этой реакции вызывает, по-види- мому, наибольшую подвижность земной коры, т. е. оживление эндогенных сил.
На больших глубинах в областях высоких давлений реакция протекает по-другому. После отделения кремнезема, обладающего меньшей плотностью и меньшим удельным весом, постепенно нижние слои сокращались в объеме. Это сокращение в объеме могло вызвать явления опускания в поверхностных, находящихся над ними, участках. Удаление кремнезема способствовало продолжению реакции. Постепенное обогащение кремнеземом (вместе с АЬОз) поверхностных частей приводило к их расширению, т. е. поднятию участка земной коры, которое могло сменить первоначальное опускание. Общий смысл реакции сводился к утолщению гранитной оболочки.
Таким образом, согласно описанной гипотезе, под поверхностью океанов, где гранитный слой отсутствует или очень тонок, этот процесс был еше недостаточно интенсивен; наиболее активно он проходил на материках, где местами земная кора увеличилась до 70—80 км.
В гипотезе, разрабатываемой В. А. Магницким, в верхних оболочках земного шара идет непрерывное видоизменение — движение вещества, в результате которого увеличивается мощность земной коры.
Движение вещества из глубоких недр Земли к поверхности принимается и другой гипотезой, высказываемой в последнее время В. В. Белоусовым. Согласно этой гипотезе Земля перво-
59359338 Основы геологии
593
593
начально была более или менее однородной по составу, но затем в течение длительного времени шла дифференциация вещества по удельному весу, и более легкое вещество устремлялось вверх, а более тяжелое медленно опускалось вниз. Этим процессом, по мнению В. В. Белоусова, и обусловливались колебательные движения. Там, где шло более интенсивное всплывание легкого вещества, образовались вздутия, а там, где шли погружения, должны были происходить прогибания земной коры.
О движении и перераспределении вещества внутри Земли свидетельствуют также процессы интрузивного и эффузивного вулканизма и землетрясения.
Следовательно, согласно указанным гипотезам в недрах земного шара идет непрерывное движение вещества, вызывающее видоизменения земной коры и обусловливающее все эндогенные геологические процессы.
ГЕОСИНКЛИНАЛИ И ИХ РАЗВИТИЕ
Процессы изменения (движения) земной коры лучше всего выявляются на примере развития геосинклинальных областей. Не случайно геосинклиналями считают наиболее подвижными участками земной коры. Земная кора в любых частях подвержена колебательным движениям, но ритм, направление и интенсивность этих движений не одинаковы.
На первой стадии развития отдельные, чаще всего эллипсовидной формы участки испытывают интенсивные опускания (колебательные движения отрицательного знака). Такой участок, как правило, покрывается морем; с окружающих возвышенностей (обычно плоских приподнятых материков или обширных островов) сносится в море достаточно измельченный обломочный материал, заполняющий дно впадины.
Одновременно с накоплением этого материала продолжается и прогибание, и бассейн со временем становится вместилищем огромных толщ однородных осадочных пород, достигающих мощности в несколько тысяч метров. Впоследствии эти осадки уплотняются, метаморфизуются и превращаются в сланцы.
Примером может служить геосинклиналь Кавказа, где огромные толщи так называемых аспидных сланцев, по возрасту относящиеся к юре, слагают южный склон и частично водораздел (на востоке) Большого Кавказа. Область, охваченная этими прогибаниями, очерчивает примерно область зародившейся геосинклинали. Эти опускания являются наиболее характерной чертой первой стадии геосинклинального развития (рис. 241).
Опускания бывают часто сложные — прогибание происходит не в одной, а в нескольких параллельно протягивающихся полосах, разделенных участками поднятий (внутренние геоантиклинали). В этих участках поднятий образуются большие плоские острова. Обломочный материал приносится в опускающиеся
прогибы как с прилежащих платформ, так и с островов главным образом реками. Последние обычно текут по низменностям или плоскогорьям, поэтому они переносят в основном средне- и мелкообломочный материал, который в процессе длительной транс-
I стадияI стадияЕ стадияСрединныйЕ стадияСрединныйЖ стадияЖ стадияРис. 241. Стадии развития геосинклиналиРис. 241. Стадии развития геосинклинали7 — пластовые тела основных интрузий; 2 — вулканы, извергающие лаву среднего состава;3 — интрузии основных, средних и кислых пород; 4 — малые интрузии основных, средних и кислых пород; 5 — вулканы, связанные с разломами7 — пластовые тела основных интрузий; 2 — вулканы, извергающие лаву среднего состава;3 — интрузии основных, средних и кислых пород; 4 — малые интрузии основных, средних и кислых пород; 5 — вулканы, связанные с разломами
I стадия
I стадия
Е стадияСрединный
Е стадияСрединный
Ж стадия
Ж стадия
Рис. 241. Стадии развития геосинклинали
Рис. 241. Стадии развития геосинклинали
7 — пластовые тела основных интрузий; 2 — вулканы, извергающие лаву среднего состава;
3 — интрузии основных, средних и кислых пород; 4 — малые интрузии основных, средних и кислых пород; 5 — вулканы, связанные с разломами
7 — пластовые тела основных интрузий; 2 — вулканы, извергающие лаву среднего состава;
3 — интрузии основных, средних и кислых пород; 4 — малые интрузии основных, средних и кислых пород; 5 — вулканы, связанные с разломами
портировки еще больше измельчается и попадает в море уже з виде глинистых, пылеватых и реже песчаных частиц. Этим объясняется мелкозернистость и однородность осадков первой стадии геосинклинального развития.
Морские течения подхватывают аллювий и довольно равномерно разносят его по всему относительно неширокому дну бас-
сейна. Весьма интенсивные прогибания отдельных участков влекут за собой образование крупных разрывов, т. е. образование сбросов на краях и крыльях прогибов. Через эти разрывы на поверхность часто устремляется магма. Возникают многочисленные вулканические кратеры и трещины, из которых изливается лава сначала кислого состава — липариты и дациты, а затем среднего и основного состава — андезиты и базальты.
В первую стадию эти излияния чаще всего бывают подводными, они сопровождаются также выбросами пепла. Вулканы иногда образуют острова. Большинство вулканических извержений сосредоточивается во внутренней части гео-синклинального прогиба. В связи с деятельностью вулканов иногда среди
ЯЯИзвестковый сланецМергельИзвестняк _X Е аИзвестковый сланецМергельИзвестняк _X Е а
Я
Я
Известковый сланец
Мергель
Известняк _
X Е а
Известковый сланец
Мергель
Известняк _
X Е а
Рис. 242. Флишевые серииА — карбонатная; Б — терригенная
глинистых осадков образуются кремнистые -осадки, превращающиеся в дальнейшем в зеленые кремнистые сланцы и яшмы, особенно характерные для герцинской геосинклинали Урала и Казахстана.
Вторая стадия характеризуется значительным усложнением формы прогиба. Движения в это время становятся более дифференцированными — возникают внутренние поднятия, которые расчленяют геосинклинальный прогиб первой стадии на ряд впадин. На месте поднятий возникают гирлянды островов— архипелаги, именуемые кордильерами, на месте впадин — узкие морские проливы, часто с сильными течениями. Такой период развития, по-видимому, переживает геосинклиналь, расположенная вблизи восточного побережья Тихого океана.
Колебательные движения в этот период развития геосинклинали наиболее интенсивны, часто наблюдается их закономерная периодичность, которая обусловливает накопление во впадинах весьма своеобразных отложений, называемых флишем. Флиш — это ритмичное чередование двух, трех или четырех типов пород, начиная с более грубых (например, конгломератов), до очень тонких (например, сланцев) с песчаниками посредине (рис. 242). Если размыву подвергаются известняко- 596
вые породы, то образуется карбонатный флиш. В верхнем элементе ритма в нем появляются тонкие осадки химического происхождения (см. рис. 242, Л).
Ритмичность движений при образовании флиша объясняется следующим образом: усиление темпа контрастных движений вызывает быстрое поднятие островов и сильное прогибание прилежащих впадин. Острова становятся гористыми с обрывистыми берегами. Они начинают более интенсивно разрушаться, в результате чего во впадины сносится грубообломочный материал, превращающийся в дальнейшем в конгломерат. Особенно крупные обломки, гальки и глыбы образуются вблизи берега, затем движения замедляются, во впадинах начинает накапливаться второй элемент ритма — песчаник.
Остров, наконец, почти полностью нивелируется, вынос грубого материала прекращается—в бассейне накапливаются только тонкие глинистые частицы, в то же время бассейн сильно мелеет, местами его дно может выходить на поверхность и подвергаться незначительному размыву. Таким образом, контрастность рельефа исчезает. Затем происходит вновь усиление колебательных движений, и весь процесс повторяется.
Общая площадь геосинклинали в этот период расширяется за счет вовлечения в прогибание прилежащих частей платформы и главным образом срединных массивов, т. е. участков внутри геосинклинальной области, в начальной стадии не затронутых прогибаниями. Если в центральных частях геосинклиналей, где тектоническая активность максимальна, происходит накопление флиша, то в краевых частях и в геоантиклиналях формируются толщи карбонатных отложений: известняков и мергелей. В начале этого периода в областях вновь образующихся поднятий возможна местная складчатость.
Магматизм в этот период обычно ослаблен: во впадинах могут изливаться в небольшом количестве лавы среднего состава (андезиты); в зонах поднятий иногда наблюдается внедрение кислых и средних интрузий в виде лакколитов или штоков. Зоны максимальных прогибаний в течение этой стадии развития постепенно смещаются в сторону периферических частей геосин клинали, т. е. в сторону платформы, а также в направлении средних массивов, так как в центральных частях уже начинается расширение геоантиклинального поднятия.
Третья стадия развития геосинклинали характеризуется постепенной заменой прогибаний поднятиями и складкообразованием. Поднятия начинаются с участков внутренних геоантиклиналей, разрастаются и постепенно захватывают и области прогибов.
В связи с этим море начинает мелеть, проливы замыкаются, появляются заливы, лагуны, озера, и, наконец, большая часть территории геосинклинали осушается. Соответственно происходит изменение состава осадков. Флишевые и карбонатные
осадки конца второй стадии заменяются глинами, песчаниками и конгломератами, местами появляются пестроокрашенные глины, гипсы, ангидриты и соли.
Вслед за поднятиями и одновременно с ними в геосинклинали начинается складкообразование. Это, по-видимому, высшая стадия тектонической активности геосинклинальной области. Складчатость часто совершается в несколько фаз, отделенных друг от друга относительно небольшими (в геологическом смысле этого понятия) отрезками времени. Складчатость начинается в областях геоантиклиналей и постепенно распространяется на зоны бывших прогибов. Наиболее ранние фазы складчатости приурочены к внутренним частям геосинклинали, наиболее поздние—к внешним частям. В конечном итоге складчатость охватывает всю геосинклинальную область.
В процессе складчатости происходит внедрение крупных масс интрузивных пород. Магматические тела этого времени очень разнообразны — от крупных батолитов до мелких гипабиссальных тел; по составу преобладают кислые и средние интрузии. Эффузивная деятельность в этот период ослабляется. В третий период происходит метаморфизм ранее сформированных пород.
Период складчатости по времени значительно менее продолжителен, чем предыдущие периоды, но все же измеряется миллионами лет. Рост складок совершается не катастрофически быстро. Складки сначала возникают как пологие, линейно вытянутые вздутия, затем они становятся все круче и круче, часто при этом опрокидываясь в какую-либо сторону; при дальнейшем росте в этом направлении они могут разрываться с образованием надвигов.
Четвертая стадия в жизни геосинклинали характери- зхется прекращением роста складок в центре геосинклинальной области и интенсивным общим сводовым поднятием всей области прежнего складкообразования, т. е. горообразованием — орогенезом. По мере роста поднятия складчатость как бы оттесняется к периферии, где в начале этой стадии часто образуются опрокинутые от центра складки с разрывами сводов; здесь же могут образовываться надвиги с пологими поверхностями, а иногда и покровы (шарьяжи) с амплитудой перемещения, достигающей первых десятксв километров. По краям поднятий начинают интенсивно расти передовые и внутренние прогибы, в которые может проникать море, но эти морские впадины неглубокие, так как, несмотря на прогибание, они быстро заполняются осадками, преимущественно грубообломочными.
На испытавших поднятие участках геосинклинали образуется высокогорное сводообразное плато (рис. 243, Л) типа современного Тибета и Восточного Памира. Атмосферная вода, выпадающая на его поверхность, усиленно разрушает склоны; особенно большой становится роль эрозии.
Реки, стекая по склонам, формируют свои долины. И чем быстрее идет поднятие свода, тем активнее глубинная эрозия, тем больше энергия воды, а значит, интенсивнее размываются и уносятся вниз по долине реки обломки горных пород. Реками возвышенная страна расчленяется на ряд хребтов (см. рис. 243, Б). Долины рек в верхней части узкие, каньонообразные, а стало быть, и склоны поперечных хребтов круты и обрывисты; в нижних частях долины рек становятся более широкими.
Особенно сильно разрушаются вершины гор, где действие всех процессов выветривания активизировано, вследствие чего
6
Рис. 243. Схема эрозионного расчленения поднятия (в плане} Л — до расчленения: Б — после расчленения
отдельные вершины хребтов заметно снижаются, хотя сводное поднятие всей области в целом все еще продолжается. Поэтому, несмотря на размыв и нивелировку, абсолютные отметки главного хребта, расположенного в центре поднятия, могут увеличиваться.
Наконец, хребет достигает таких высот, на которых не может развиваться не только древесная, но и травянистая растительность. Голые, неприкрытые защитным слоем растений скалы начинают еще больше разрушаться; вследствие физического выветривания образуются трещины, в них попадает вода, замерзая, она расширяет и разрывает эти трещины, происходят обвалы. Обвалившиеся склоны падают в долины бурнйх рек, дробятся, обломки уносятся вниз по течению. Поверхности скал вследствие денудации шелушатся, дают осыпи; подземная вода в свою очередь способствует оползням и оплывинам ■ — все эти процессы стремятся разрушить, понизить высоту хребта. Идет упорная
борьба сил экзогенных, снижающих хребты, и сил эндогенных, способствующих его поднятию.
Если последние действуют все еще интенсивно, хребет становится еще выше. Его изрезанные пикообразные вершины оказываются выше снеговой линии, во всех седловинах, котловинах и на менее крутых склонах начинает накапливаться снег, который переходит потом в лед. Образовавшиеся ледники начинают спускаться по долинам — вступает в действие новый фактор изменения склонов — экзарация. Речные долины приобретают облик трогов. Наряду с аллювием и пролювием от вершин к подножию начинает перемещаться новый вид рыхлых отложений— морены. Вершины Главного хребта Большого Кавказа и др. переживают в настоящее время эту стадию развития. Затем сводовое поднятие геосинклинали замедляется (или прекращается), и сразу начинают преобладать экзогенные процессы. Горы снижаются, исчезают ледниковые вершины, хребты выравниваются, зарастают лесами и процессы денудации постепенно затихают. Уменьшается глубинная эрозия, но зато усиливается боковая эрозия — растут и развиваются боковые притоки рек, долины становятся более широкими, расчленение рельефа становится еще более сложным. Высокогорный ландшафт может перейти в среднегорный, а затем в холмистый и в рельеф островных гор, а с течением времени вообще выровнится, образовав пенеплен, почти равнину.
В период создания сводового поднятия — орогена образуются предгорные и межгорные прогибы, в которых накапливаются продукты денудации горной страны. Чем выше поднимается хребет, тем больше сносится обломочного материала и тем он грубее. В устьях рек накапливаются огромные подводные конуса выноса, у берегов — шлейфы обломков, оторванных прибоем.
Наконец выносы обломочного материала становятся настолько велики, что они оттесняют морскую воду, покрывающую прогиб. Образуются равнины, на которых начинают формироваться континентальные осадки — аллювиальные, озерные, болотные.
В процессе роста этих равнин какая-то часть мелкого моря может быть отгорожена от основной части бассейна, образуется лагуна, в которой испарение воды может превышать ее приток. Лагуна мелеет, концентрация солей в ее воде будет повышаться и в результате произойдет выпадение солей — формирование галогенных толщ. Но если процесс опускания прогиба не кончен и скорость опускания превышает скорость накопления осадков, высохшая лагуна может вновь затопиться морем, и снова на этом месте будут накапливаться мелководные обломочные осадки.
Таким образом, в прогибе также идет борьба двух противоположных сил, но только с обратным знаком, чем в горах: эндо-
генные силы стремятся углубить впадину, а продукты экзогенных процессов засыпать ее, т. е. сделать более мелкой.
Вследствие непрерывного прогибания накапливаются осадочные породы огромной мощности (несколько километров). Ученые доказывают, что, например, в Предкарпатском прогибе в неогене накопились толщи обломочных и соленосных пород до 3 тыс. я мощности, а в Закарпатском межгорном прогибе за то же время — свыше 5—6 тыс. м.
Состав осадков, заполняющих предгорные и межгорные прогибы, очень разнообразен. Здесь чередуются морские и континентальные отложения: конгломераты, пески и глины, соленосные и угленосные образования. Вся эта разнообразная серия пород предгорных и межгорных прогибов получила название молассы. В момент наибольшего поднятия хребтов среди осадков прогибов могут обнаружиться и образования типа морен, переработанные реками и морскими водами.
Прогиб заполняется осадками сначала с внутренней, т. е. прилежащей к геосинклинали, стороны до тех пор, пока имеется разница в высотах между горной страной и этой котловиной. Но вот прогибание заканчйвается, впадина заполнена осадками, рельеф выровнен, море ушло, на этом и кончается определенный этап развития геосинклинали.
Здесь был описан наиболее простой случай борьбы эндогенных и экзогенных сил в течение четвертой стадии жизни геосинклинали, случай, когда вначале идет нарастание высоты горной страны и углубление прогибов, т. е. ведущим фактором являются эндогенные силы, а затем преобладание переходит к экзогенным силам, и происходит выравнивание рельефа. Эта простая последовательность может усложняться; поднятие горной страны может сопровождаться образованием разломов, по которым проваливаются отдельные участки, образуя грабены, или плавно прогибаются, образуя так называемые наложенные мульды; как в тех, так и в других происходит накопление обломочного материала.
С разломами часто бывает связана значительная активизация вулканизма. Образуются трещинные и центрального типа вулканы, главным образом наземные, изливающие лавы среднего и основного состава. Очень типичны в этом отношении вулканы Закарпатья, действовавшие в конце миоцена и начале плиоцена.
Глубинный вулканизм характерен и для четвертой стадии жизни геосинклинали, особенно для ее начального периода. В это время обычно внедряются мелкие тела в виде лакколитов, куполов и др.
В конце четвертой стадии начинается постепенное затухание всех процессов, связанных с эндогенными силами, и геосин- клинальная область постепенно переходит в платформенную, или, точнее говоря, в область с платформенным режимом, для
которого характерно менее активное проявление внутренних ■ сил.
Если связывать развитие геосинклинального процесса с физико-химическими преобразованиями вещества внутри Земли, то можно предположить, что первая стадия связана с активизацией процесса преобразования силикатов на значительной глубине, во время которого идет уплотнение вещества, вызывающее прогибание, а третья и четвертая стадии связаны с развитием той же реакции преобразования силикатов, но в более поверхностных частях. Реакция на этих глубинах вызывает образование пород с меньшим удельным весом и расширение вещества, т. е. в конечном счете поднятие. Завершение физико-химического процесса на данной стадии ведет к отмиранию геосинклинального режима.
Анализ историко-геологических фактов показывает, что процесс развития геосинклинали может возобновиться, и тогда гео- синклинальный режим восстанавливается, правда, как правило, в ослабленном виде. Так, в истории Земли известны палеозойские геосинклинали со складчатостью в конце нижнего или в конце верхнего палеозоя (каледонский и герцинский тектогенез) , мезозойские — со складчатостью в конце юры или конце мела и кайнозойские (альпийские)—со складчатостью в третичное время.
ПЛАТФОРМЫ И ИХ РАЗВИТИЕ
Как уже указывалось в предыдущем разделе, затухание эндогенных процессов в геосинклинали приводит к образованию платформы — участка земной коры, в котором эндогенные силы проявляются слабо. Складчатые процессы на платформах почти полностью отсутствуют, землетрясения крайне редки, поверхностный и глубинный вулканизм весьма своеобразен и связан обычно только с крупными расколами земной коры. Накопившиеся на платформе осадки лежат горизонтальными или полого смятыми слоями.
В строении платформы выделяется два структурных яруса — нижний, отображающий предшествующую геосинклинальную жизнь этого участка, завершенную интенсивным складкообразованием, а затем пенепленизацией, и верхний — уже собственно платформенный.
Несмотря на ослабленное влияние эндогенных процессов, нельзя говорить, что они совершенно не проявляются на платформах. Платформы непрерывно испытывают колебательные движения, в результате чего одни участки их прогибаются, а другие поднимаются. Участки прогибов и поднятий на платформах обычно велики по размерам и имеют чаще всего неправильно округлые или эллипсовидные очертания. Прогибание на платформах идет крайне медленно, охватывая часто проме-
жуток времени, измеряемый многими десятками миллионов лет.
Интенсивность прогибания значительно меняется во времени— то затухает, то усиливается. В периоды наиболее интенсивного прогибания в разрывающуюся впадину может проникнуть море, образуя неглубокий эпиконтинентальный бассейн с отлогими низменными берегами.
В платформенных морях накапливаются мелководные органогенные известняки, пески, глины. Здесь же могут формироваться месторождения фосфоритов, бокситов, а в болотах и озерах— бурые железные руды и угли. Все осадки на платформах обычно небольшой мощности. При регрессии моря морские осадки замещаются континентальными, речными, озерными, эоловыми и другими отложениями.
Все эти почти горизонтально залегающие отложения располагаются на сильноскладчатом фундаменте, образованном в геосинклинальную стадию развития этого участка земной коры.
Платформы, так же как и геосинклинали, в своем развитии проходят через определенные стадии, в течение которых формируются их структуры, оформляется рельеф. В формировании крупных черт рельефа ведущая роль принадлежит опять-таки внутренним силам. По мнению В. Е. Хайна, в развитии платформ можно выделить четыре стадии.
В первую стадию платформа обычно представляет собой сушу, моря располагаются только по ее окраинам. Процессы денудации разрушают и понижают поверхность суши. Реки, деятельность которых протекает длительное время, переходят от глубинной эрозии к боковой, вырабатывают широкие долины, разрушают водоразделы.
Вторая стадия в жизни платформы характеризуется опусканиями, которые начинаются на участках, прилежащих к геосинклинали. В связи с опусканиями на платформе сначала образуется краевая синеклиза; затем она все больше и больше разрастается, в опускания вовлекаются и центральные, ранее существовавшие синеклизы. В обширные плоские прогибы проникает море; абразия уничтожает неровности, ранее существовавшие на платформе. Во впадинах накапливаются обломочные и органогенные осадки. На склонах синеклиз в это время начинают формироваться валы, осложненные мелкими складчатыми структурами, а также разломы.
Третья стадия характеризуется поднятием отдельных участков платформы. Поднятия начинаются с внутренних антек- лиз и постепенно распространяются на все большую территорию. В результате поднятий начинается общая регрессия моря, образуются лагуны, заливы, обширные высыхающие озера, развитие которых в зависимости от климата идет или по аридному, или по гумидному типу, причем образуются соответственно или галогенные осадки, или происходит формирование торфяников и
угленосных отложений. Рост валов и отдельных складок в этот период усиливается.
Четвертая стадия характеризуется наиболее высоким положением платформы. Море покидает ее полностью, завершается формирование валов. Иногда во время этой стадии наиболее приподнятые, расположенные в высоких широтах части платформ подвергаются материковому оледенению.
В некоторых случаях на этой стадии происходят расколы платформы и значительные участки суши опускаются, образуя обширные грабены (африканские грабены). По разломам, окаймляющим грабены, возникают вулканы, происходят землетрясения.
По мнению некоторых ученых, образование грабенов представляет собой начало превращения платформы в геосинкли- нальный прогиб. Обычно эти опускающиеся участки не распространяются на всю платформу, а захватывают только небольшие части ее, поэтому возникающие таким путем новообразованные геосинклинали типа Донецкой бывают невелики по размерам и более просты по своему строению по сравнению с первичными геосинклинальными областями.
Подобные превращения платформ в геосинклинали являются частным случаем в развитии земной коры и не меняют общей направленности этого процесса.
Таким образом, в развитии земной коры намечается определенная закономерность — океанический тип коры превращается в континентальный; при этом формируются геосинкли- нальные области, которые путем длительного, сложного и неравномерного развития превращаются в платформы.
В настоящее время многие ученые считают, что при известных условиях материковый тип коры может снова превращаться в океанический. При этом происходит как бы обрушение материков и вторичное возникновение океанических впадин и сходных с ними по строению коры впадин средиземных и окраинных морей.
Этот процесс, связанный с уничтожением гранитного слоя путем его растворения или перехода в базальтовый, допускается для Атлантического, Индийского и Арктического океанов (так называемые вторичные океаны), Средиземного, Черного, Охотского, Японского и некоторых других морей. Если подобные представления верны, это означает, что не только превращение геосинклиналей в платформы, но и океанов в континенты является частично обратимым процессом, не нарушающим, однако, отмеченную выше общую тенденцию развития земной коры.
Вся история формирования как геосинклиналей, так и платформ происходит в непрерывном взаимодействии эндогенных и экзогенных сил при преобладании первых.
Намеченная закономерность развития земной коры осуществляется сложным путем, с замедлением и ускорением процесса, с развитием по спирали. Иногда отдельные участки платформы преобразуются в геосинклинали, т. е. на уже оформленных платформах возникают геосинклинали (геосинклиналь Донецкого бассейна, образовавшаяся на теле Русской платформы), но затем эти вновь возникшие геосинклинали, завершая следующий этап развития, опять превращаются в платформу, правда качественно уже отличную от ранее существовавшей.
Явления круговорота вещества в процессе направленного развития земной коры и всех ее оболочек весьма характерны. Круговорот совершается в частных и общих геологических явлениях; например, известняк, разрушаясь на поверхности земли, попадает в реки, реками во взвешенном состоянии в виде мути он переносится в море, здесь частично осаждается на дно, образуя тонкие известковые илы, частично поглощается животными организмами, которые из него строят свои раковины. После смерти животных раковины скапливаются на дне, образуя органогенные илы или рифогенные постройки, уплотняются в процессе диагенеза и вновь превращаются в известняки, которые с течением времени под влиянием эндогенных процессов опять могут выйти на поверхность,— круговорот вещества совершился. Но новое вещество будет всегда отличаться от исходного вещества.
По такому способу происходит круговорот большинства осадочных пород, причем в этом круговороте участвует только гидросфера, иногда (как в описанном случае) также и биосфера (животные организмы). Иногда в перенос может включаться и атмосфера—эоловый перенос—и многие другие агенты. Описанный круговорот вещества, связывающий многие геологические агенты, называется малым круговоротом вещества.
В большом круговороте вещества участвуют и экзогенные я эндогенные факторы.
Вещество, участвующее в малом круговороте, скапливается на дне водоема. Земная кора прогибается, нижние пачки этого вещества сказываются на значительной глубине, здесь они метаморфизуются или даже гранитизируются, соответственно превращаясь в метаморфические или магматические породы. С наступлением поднятий последние вновь поднимаются к поверхности Земли и образуют здесь определенные геоморфологические формы, которые, разрушаясь, дают начало новым категориям осадочных пород. Круговорот вступает в новый этап. Это и будет большой круговорот вещества земной коры.
Во всех предыдущих главах курса показывались те факторы и процессы, которые составляют и обусловливают эти
круговороты вещества и составляют основу направленного развития земной коры и Земли в целом.
В процессе описанного развития земной коры и формирования вещества образовались все известные горные породы и минералы, все многообразные виды полезных ископаемых.
Задача геологии как науки заключается в познании сложного процесса развития земной коры, совершающегося при взаимодействии эндогенных и экзогенных сил, и в научном • обосновании законов образования и размещения полезных ископаемых, что необходимо для поисков и использования всех природных минеральных ресурсов, скрытых в недрах земной коры.
ЛИТЕРАТУРА1
ОБЩАЯ ЛИТЕРАТУРА ПО ВСЕМУ КУРСУ
Геологический словарь, т. 1 и II. Госгеолтехиздат, 1955.
Горшков Г. П., Якушева А. Ф. Общая геология. Изд-во МГУ, 1958.
Богданов А. А., Жуков М. М., Милановский Е. В., Павлинов В. Н. Пособие к лабораторным занятиям по курсу общей геологии. Госгеолтехиздат, 1954.
Варсонофьева В. А. Происхождение и строение Земли. Госгеол- издат, 1945.
Кузнецов С. С. Геология. Учпедгиз, 1956.
Л а н г е О. К. Введение в геологию. Госгеолтехиздат, 1951.
Ломоносов М. В. О слоях земных. Госгеолиздат, М.—Л., 1949 .
ЛяйелльЧ. Основные начала геологии или новейшие изменения Земли и ее обитателей. Пер. с англ., тт. I и II, 1866.
Мушкетов Д. И. Краткий курс общей геологии. ГОНТИ, 1934.
Мушкетов И. В. Физическая геология. Т. I. Общие свойства и состав Земли, вулканизм, землетрясения, тектоника. Изд. 8, Госиздат. 1924.
Мушкетов И. В. Физическая геология. Т. II. Денудационные процессы. Изд. 3, 1926.
Обручев В. А. Основы геологии. Госгеолиздат, М.—Л.. 1947.
О г Э. Геология. С дополнениями А. П. Павлова, Е. В. Милановского, Е. А. Кузнецова. 1 орно-геол. нефт. изд., 1933.
П а в л о в А. П. Геологический очерк окрестностей Москвы. Изд. МОИП, 1946.
Павлов А. П. Избранные сочинения. Тт. I, II. Изд. МОИП, 1948, 1951.
Семихатов Б. Н. Геологические экскурсии в окрестностях Москвы. Учпедгиз, 1955.
Холмс А. Основы физической геологии. Пер. с англ. Изд-во иностр, лит., 1949.
Ча р ыги н М. М. Общая геология. Гостопнефтеиздат, М., 1956.
Щербаков Д. И., Бублейников Ф. Д. Земная кора и геологические процессы. Учпедгиз, М., 1951.
Яковлев С. А. Общая геология. Госгеолиздат, М.—Л., 1948.
1 Список рекомендуемой литературы расширен по сравнению с обычно даваемыми в учебниках с целью обслуживания самостоятельной и углубленной работы студентов.
В списке приведена главным образом новая литература (с 1930 г.). Однако выборочно указаны и более ранние источники, не потерявшие своего научного значения и являющиеся историческими документами в развитии науки.
К разделу I. Введение
К главе 2
Бублейников Ф. Д. Геологические поиски в России. Госгеолтехиздат, 1956.
Павлов А. П. Краткий очерк истории геологических знаний. Госиздат, 1921.
Тихомиров В. В., X а и н В. Е. Краткий очерк истории геологии. Гос- геолтехиздат, 1956.
Варсонофьева В. А. Алексей Петрович Павлов. Изд. МОИП, М., 1947.
К разделу II. Пространство и время в геологии
К главе 3
Амбарцумян В. А. Эволюция звезд и астрофизика. АН Арм. ССР. Ереван, 1947.
Амбарцумян В. А. Вселенная. БСЭ, т. IX, стр. 290, 1951.
Варсонофьева В. А. Происхождение и строение Земли. Госгеол- издат, 1945.
Воронцов-Вельяминов Б. А. Очерки о Вселенной. Гостехиздат, 1951.
Джинс Дж. Вселенная вокруг нас. Гос. научно-техн. изд. М.—Л., 1932.
Кринов Е. Л. Метеориты. Изд-во АН СССР, 1948.
Кринов Е. Л. Тунгусский метеорит. Изд-во АН СССР, 1949.
Кринов Е. Л. Гигантские метеориты. Изд-во АН СССР, 1952,
Сытинская Н. Н. Луна и ее наблюдение. Гостехиздат, М., 1956.
Фесенков В. Г. Космогония солнечной системы. Науч.-поп. сер. Изд-во АН СССР, М,—Л., 1944.
Фесенков В. Г. Происхождение и развитие небесных тел по современным данным. Изд-во АН СССР, 1953.
Шмидт О Ю. Четыре лекции о теории происхождения Земли. Изд-во АН СССР, М.—Л., 1950.
X а б а к о в А. В. Об основных вопросах истории развития лунной поверхности. М., 1949.
К главе 4
Войткевич Г. В. Современные проблемы радиогеологии. Изд-во АН СССР, сер. геол., № 5, 1954.
Войткевич Г. В. Радиогеология и ее значение в познании истории Земли. Госгеолтехиздат, М., 1956.
Леонов Г. И. Историческая геология. Изд. МГУ, 1956.
Страхов Н. М. Основы исторической геологии. Тт. I, II. Госгеолиздат, М„ 1948.
К разделу III. Общая физика и химия Земли
К главам 5 и 6
Бончковский В. Ф. Внутреннее строение Земли. Изд-во АН СССР, серия науч.-популяр., 1953.
Бончковский В. Ф., Бублейников Ф. Д. Земля, ее фигура и физические свойства. Госгеолтехиздат, 1956.
Горшков Г. П. Фигура и размер Земли. Геодезиздат, М., 1930.
Гутенберг Б. Внутреннее строение Земли. Изд-во иностр, лит., 1949.
Заборовский А. И. Геофизические методы разведки. М., 1932.
Лазарев П. П. Основы физики Земли. ГОНТИ, 1939.
Магницкий В. А. Основы физики Земли. Геодезиздат, М., 1953.
Михайлов А. Я. Курс гравиметрии и теория фигуры Земли. Гос. тех.-теор. изд. М.—Л., 1933.
Никифоров П. М. Проблема изостазии. М.—Л., 1936.
К разделу IV. Сферы Земли
К главам 7 и 8
БетехтинА. Г. Курс минералогии. Госгеолиздат, М., 1950.
Богданов А. А., Жуков М. М., Ми л а н о в с к и й Е. В., Павлинов В. Н. Пособие к лабораторным занятиям по курсу общей геологии. Госгеолтехиздат, М., 1954.
Лазаренко Е. И. Курс минералогии. Гостехиздат УССР, 1951.
Лучицкий В. И. Петрография. Тт. I, II. Госгеолиздат, 1949.
Магницкий В. А. Внутреннее строение Земли. «Природа», № 7, 1956.
Пустовалов Л. В. Петрография осадочных пород. Тт. I, II. Гостоп- техиздат, М.—Л„ 1940.
Ферсман А. Е. Занимательная минералогия. Детгиз, М.—Л., 1953.
Шафрановский И. И. Алмазы. Изд-во АН СССР, 1953.
Швецов М. С. Петрография осадочных пород. Госгеолиздат, М., 1948.
К главе 9
Аксакова Е. Я. Новый аппарат для исследования морских глубин. «Природа», № 11, 1954.
Белоусов В. В. Геологическое строение океанов. «Природа», № 5—6, 1948.
Берг Л. С. Подводные долины. Очерки по физической географии. Изд- во АН СССР, 1949.
Блинов Л. К. К вопросу о происхождении солевого состава морской воды. Метеорология и гидрология. Информ, сб., № 4, 1946.
Бурка р Ж. Рельеф океанов и морей. Изд-во иностр, лит., 1953.
Валл о К. Общая география морей. Учпедгиз, 1948.
Жуковский Г. Р. Океанография. Водтрансиздат, 1953.
Зайцев Г. Н. Колебания солености Каспия в 1935—1943 гг. и причины их возникновения. Метеорология и гидрология. Информ, сб., № 4, 1946.
Зубов Н. Н. Динамическая океанология. Гидрометеоиздат, 1947.
К и тови ч Н. М. Гидрология морей и солоноватых вод. Пищепромиз- дат, 1938.
Калесник С. В. Основы общего землеведения. Учпедгиз, 1947.
Леонтьев О. К. Геоморфология морских берегов и дна. Изд-во МГУ, 1955.
Лисицын А. П., Уд и нцо в Г. Б. Фотографирование морского дна. «Природа», № 8, 1953.
Панов Д. Г. Геоморфология моря, ее задачи и проблемы. Изв. Все- союзн. геогр. об-ва, № 75, 1943.
Панов Д. Г. О подводных ландшафтах Мирового океана. Изв. Все- союзн. геогр. об-ва, № 6, 1950.
Тарасов Н. И. Саргассово море. «Природа», № 5, 1939.
Шипард Ф. Геология моря. Пер. с англ. Изд-во иностр, лит., 1951.
Шокальский Ю. М. О приливах в Мировом океане и морях. Гос- трансиздат, 1931.
Шокальский Ю. М. Физическая океанография. ОГИЗ, 1933.
Шулейкин В. В. Физика моря. Изд-во АН СССР, 1941.
Щербаков Д. И. Геологическое строение дна Северного Ледовитого океана. «Природа», № 7, 1955.
К г л ав е 10
Алисов Б. П., Дроздов О. А. Курс климатологии. Гидрометеоиздат. Чч. 1 и 2, 1952; ч. 3, 1954.
Атмосфера Земли. Сб., Культпросветиздат, М., 1953.
Берг Л. С. Основы климатологии. 2-е изд. Учпедгиз, Л., 1938.
Б е р г Л. С. Климат и жизнь. 2-изд. Географгиз, М., 1947.
Завари на М. В. Строение атмосферы. Гидрометеоиздат, Л., 1948.
Оболонский В. Н. Курс метеорологии. Гидрометеоиздат, 1944.
Панков Н. П. Фотографирование метеоритов. «Наука и жизнь», №№ 5—6. Изд-во АН СССР, 1940.
Хвостиков И. А. Строение высоких слоев атмосферы. М., 1949.
К главе 11
Богоров В. Г. Жизнь моря. Изд-во «Молодая гвардия», 1958.
Варсонофьева В. А. Происхождение и строение Земли. Биосфера. Госгеолиздат, 1945.
Вернадский В. И. Биосфера. Чч. I—И. Научн. хим.-техн, изд-во, Л., 1926.
Вернадский В. И. Биогеохимические очерки. Изд-во АН СССР, 1940.
Вернадский В. И. Опыт описательной минералогии с дополнениями автора. Избр. соч., т. II. Изд-во АН СССР, 1955.
Виноградов А. П. Биогеохимия. БСЭ, т. V, 1950.
Зенкевич Л. А. Бактериальная жизнь на больших глубинах. «Природа», № 2, 1953.
Зенкевич Л. А., Бирштейн Я. А., Беляев Г. М. Изучение фауны Курило-Камчатской впадины, «Природа», № 2, 1954.
Л и ч к о в Б. Л. Владимир Иванович Вернадский. М., 1948.
М а л ю г а. О почвах и растениях как -поисковом признаке на металлы.
Изв. АН СССР, сер. геол., № 3, 1947..
Перельман А. И, Геологическая роль организмов. «Природа», № 1,
Тарасов Н. И, Море живет. Воениздат, 1949.
Т к а л и ч С. М. Содержание железа в растениях как поисковый признак. «Природа», № 1, 1953.
К разделу V. Экзогенные процессы
К главе 12.
Билибин Ю. Я. Основы геологии россыпей. ГОНГИ НКТП СССР, М.—Л., 1938.
Вильямс В. Р. Почвоведение. Собр. соч., т. VI. М., 1951.
Глинка К. Д. Почвоведение. Изд. Давриена, 1915.
Докучаев В. В. К изучению о зонах природы. Горизонтальные и вертикальные почвенные зоны. 1949. Русский чернозем. Собр. соч., т. III, 1899.
Земятчинский П. А. Выветривание полевых шпатов в связи с почвообразованием. Тр. Почв, ин-та АН СССР, т. XVIII, вып. 1, 1933.
По л ынов Б. Б. Кора выветривания. Т. 1. Изд-во АН СССР, 1934.
П о л ы н о в Б. Б. Выветривание. Состав континентальных отложений. Тр. Геол, ассоц., вып. 4, 1935.
П о л ы н о в Б. Б. Современные задачи учения о выветривании. Изв. АН СССР, сер. геол., № 2, 1944.
Роде А. А. Почвообразовательный процесс и эволюция почв. Географ- гиз, М„ 1947.
Сибирцев Н. М. Краткий обзор главнейших почвенных типов, 1893.
К главе 13
Дубянский В. Я. Песчаные пустыни Туркмении. Сб. «Туркмения», т. III. Изд-во АН СССР, 1929.
Каракумы. Сб по результатам экспедиции. Мат-лы Комисе, эксп. иссл., 1928—1934.
Нечаев А. П. Работы ветра. ОНТИ, 1936.
Обручев В. А. Эоловый город. Землеведение, кн. 3, 1911.
Обручев В. А. По -горам и пустыням Средней Азии. Изд-во АН СССР, 1948.
Половинная М. Е. Разрушение почв в США. «Природа», № 6, 1953. Сватенко И. Д. Черные бури в Приазовье. «Природа», № 5, 1955. Федорович Б. А. Лик пустыни. Изд-во «Молодая гвардия», 1954.
К г л а в е 14
Дранников А. М. Оползни. Типы, причины, меры борьбы. Изд. Укр- гипросельстроя, Киев, 1956.
Зайцев И. К. Вопросы изучения карста СССР. Госгеолиздат, М—Л., 1940.
Каменский Г. Н. Основы динамики подземных вод. 2-е изд. Госгеол- яздат, 1943.
Каменский Г. Н. Поиски и разведка подземных вод. Госгеолиздат, М.—Л., 1947.
Ланге О. К- Основы гидрогеологии. Изд. МГУ, 1950.
Кру бе р А. А. Карстовая область Горного Крыма. М., 1916.
Лебедев А. Ф. Почвенные и грунтовые воды. 4-е изд. Изд-во АН СССР, М.—Л., 1936.
Нечаев А. П. Работа подземной воды. Учпедгиз, Л., 1939.
Овчинников А. М. Минеральные воды. Госгеолиздат, 1947.
Овчинников А. М. Общая гидрогеология. Изд. 2-е. Госгеолтехиздат, М„ 1953.
Павлов А. П. Динамика образования оползней. В кн. Ога «Геология», 1938.
Павлов А. П. Статьи по геоморфологии и прикладной геологии. Избр. соч., т. II. Изд-во МОИП, 1951.
Погребов Н. Ф. Указатель литературы по оползням. ОНТИ, 1936.
Попов И. В. Инженерная геология. Госгеолиздат, М., 1951.
Принц Е. Гидрогеология. Сельколхозгиз, М.—Л., 1932.
Принц Е., Каше Р. Гидрогеология, т. II — Источники. Сельколхозгиз, 1937.
Саваренский Ф. П. Инженерная геология. ОНТИ, 1937.
Саваренский Ф. П. Гидрогеология. ГОНТИ, 1939.
К главе 15
Ап по лов В. А. Учение о реках. Изд. МГУ, 1951.
Балдаков Е. В. Жизнь рек. Гостехиздат, 1953.
Бэр К. Почему у наших рек, текущих на север, правый берег высок, а левый низок. Морской сб., кн. 1 и 2, 1958.
Великанов 'М. А. Гидрология суши. Гидрометеоиздат, Л., 1948.
Воейков А. И. Климаты земного шара и особенности России. С.-Пб., 1884.
Докучаев В. В. Способы образования речных долин Европейской части России. С.-Пб, 1878.
Жемчужников Ю. А. Тип косой слоистости как критерий генезиса осадков. Зап. Ленингр. горн, ин-та, вып. 7, 1926.
Иванов К. Е. Гидрология болот. Гидрометеоиздат, 1953.
Лопатин Г. В. Твердый сток рек СССР как показатель эрозионнной деятельности поверхностных вод. Тр. по гидрогеологии., вып. 4. Изд-во ЛГУ, 1939.
Мирчинк Г. Ф. Современный аллювий и его геологическая история. Бюлл. Комиссии по изуч. четвертичного периода, № 11, 1947.
Нечаев А. П. Работа рек и ручьев. Учпедгиз, 1939.
Николаев Н. И. Генетические типы новейших континентальных отложений. Бюлл. МОИП, отд. геол., № 21(4), 1946.
Павлов А. П. Генетические типы материковых образований ледниковой и послеледниковой эпохи. Изв. Геол, ком., т. VII, № 7, 1888.
Павлов А. П. Делювий как генетический тип послетретичных отложений. Вести. Естествознания, № 8, 1890.
. Попов И. В. Жизнь речного русла. Гидрометеоиздат, 1955.
Соболев С. С. Развитие эрозионных процессов на территории Европейской части СССР и борьба с ними. Изд-во АН СССР, т. 1, М. — Л., 1948.
Чеботарев А. И. Гидрология суши. ГИМИЗ, 1955.
Шамов Г. И. Речные наносы. Гидрометеоиздат, 1954.
Шанцер Е. В. Генетические типы континентальных осадочных образований. Мат-лы по четвертичному периоду СССР, вып. 1, 1950.
Шанцер Е. В. Аллювий равнинных рек умеренного пояса и его значение для познания закономерностей строения и формирования аллювиальных свит. Тр. Ин-та геол, наук АН СССР, сер. геол., вып. 135 (№ 55), 1951.
Шульц С. С. К вопросу о генезисе и морфологии речных террас. Тр. Комиссии по изуч. четвертичного периода. АН СССР, т. III, вып. 2, 1934.
Щукин И. С. Общая морфология суши, тт. I—II. Гос. науч.-тех. горногеол. нефт. изд., М.—Л., 1933—1938.
К г л а в е 16
Берг Л. С. Об изменении климата в историческую эпоху. Землеведение. Кн. 3, 1911.
Берг Л. С. Очерки по физической географии. Изд-во АН СССР, 1949.
Браунов П. И. О происхождении ледниковых эпох на Земле. «Природа», № 7—12, 1924.
Герасимов И. П., Марков К. К. Палеогеография ледникового периода на территории СССР. Изд-во АН СССР, 1938.
Герасимов И. П., Марков К. К. Ледниковый период на территории СССР. М,—Л., 1939.
Гренландия. Сб. статей. Изд-во иностр, лит., 1953.
Калесник С. В. Общая гляциология. Учпедгиз, Л., 1947.
Кропоткин П. Исследования о ледниковом периоде. Зап. РГО, т. VII. С.-Пб. 1876.
Лукашевич И. О причинах ледникового периода. «Природа»; № 7—8, 1915.
Марков К. К. Современные проблемы гляциологии и палеогляциологии. Вопросы географии, сб. 1, 1946.
Миланкович М. Математическая климатология и астрономическая теория колебания климата. ГОНТИ, 1939.
С у м г и н М. И., Демчинский Б. Н. Завоевание Севера. Изд-во АН СССР, 1938.
Сумгин М. И., Качурин С. П., Толстихин Н. И., Тум- мель В. Ф. Общее мерзлотоведение. Изд-во АН СССР, 1940.
Т о л м а ч е в А. И. О климатах прошлого. «Природа», № 4, 1930.
К главе 17
А л и б а ш е в В. В. Зональность озерных отложений. Изв. Сапропелевого ин-та, вып. 6, 1932.
Г ерасимов Д. А. Торф, его происхождение, залегание и распространение. Научно-техн. горн, изд-во, 1932.
Голованов Н. Г, Бровчинский И. В. Бурый уголь и его использование. «Природа», № 9, 1953.
Кац Н. Я. Типы болот и их размещение на территории Европ. части СССР. Землеведение, вып. 4—5, 1937.
Крашенинников Г. Ф. Развитие теории угленакопления. Бюлл. МОИП, отд. геол., т. XXV (2), 1950.
Кузнецов С. И. Роль микроорганизмов в круговороте вещества в озерах. 1952.
Лепнева С. Г. Жизнь в озерах. В кн. «Жизнь пресных вод СССР», под ред. Павловского и Жадина, т. Ill, М.—Л., 1950.
Семенович Н. И. Озера. БСЭ, т. XXX, 1954.
Россолимо А. И. Очерки по географии внутренних вод СССР. Реки и озера. Учпедгиз, М., 1952.
Форель Ф. Я. Руководство по озероведению. Общая лимнология. Пер. с нем. С.-Пб, 1912.
К главе 18
Вачишек М. Задачи палеонтологии в области изучения осадочных пород и осадочных месторождений полезных ископаемых. Бюлл. МОИП, отд. геол., т. XXX (6), 1955.
Дзен с-Л и т о в с к и й А. И. Проблема Крымских Сивашей. «Природа», № 10, 1954.
Зенкевич Л. А. Бактериальная жизнь на больших глубинах. «Природа», № 2, 1953.
Зенкевич Л. А. Одна из загадок океана. «Природа», № 9, 1953.
Зенкевич В. П. Морской берег. Гостехиздат, 1952.
Кленова М. В. Геология моря. Учпедгиз, М., 1948.
Леонтьев О. К- Геоморфология морских берегов и дна. Изд. МГУ, 1955.
Накопление и преобразование органического вещества в современных морских осадках. Сб. статей коллектива авторов. Гостоптехиздат, 1956.
Наливкин Д. В. Учение о фациях. ГОНТИ, 1932.
Наливкин Д. В. Учение о фациях. Тт. I, II. Изд-во АН СССР, 1956.
Страхов Н. М. Распределение железа в осадках озерных и морских водоемов и факторы, его контролирующие. Изв. АН СССР, сер. геол., № 4, 1948.
К разделу VI. Эндогенные процессы
К главе 19
Агафонова В. К- Вулканы. Знание для всех. Изд. Сойкина, 1916.
Влодавец В. И. Вулканы Советского Союза. Географиздат, М., 1949
Влодавец В. И. По вулканическим областям Италии. «Природа»,№5, 1956.
Заварицкая Е. П. Вулканы. Воениздат, 1947.
Заварицкий А. Н. О вулканах Камчатки. Камчаткий сб. Изд-во АН СССР, 1940.
Крашенинников С. Описание земли Камчатки. ОГИЗ, 1948.
Мушкетов И. В. Физическая геология, т. I, Госиздат, 1924.
Обручев В. А., Влодавец В. И. Вулканы. БСЭ, т. IX, изд. 2,1951.
Павлов А. П. Вулканы, землетрясения, моря и реки. Изд. МОИП, 1948.
П и й п Б. И. Термальные ключи Камчатки. Изд-во АН СССР, М.—Л., 1937.
Ратцель Ф. Земля и жизнь. С.-Пб, 1, 1906.
Тир р ель Г. В. Вулканы. ОНТИ НКТП СССР, М,—Л., 1934.
Уст и ев Е. К. Вулканы в Заполярье. Обл. кн. изд-во. Магадан, 1956.
Устинова Т. И. Гейзеры на Камчатке. Изв. Всесоюзн. геогр. об-ва, т 78, вып. 4, 1946.
ХолмсА. Основы физической геологии. Пер. с англ. Изд-во иностр, лит., 1949.
К главе 20
Бончковский В. Ф. Землетрясения и методы их изучения. Изд-во АН СССР, 1949.
Горшков Г. П. Землетрясения. Госкультпросветиздат, 1949.
Горшков Г. П. Землетрясения на территории СССР. Географгиз, М., 1949.
Гутенберг Б. Основы сейсмологии. ОНТИ, М.—Л, 1935.
К и р н о с Д. П., Саваренский Е. Ф. Элементы сейсмологии и сейсмометрии. Гостехиздат, М., 1955.
Мушкетов И. В. Физическая геология, т. I, 1924.
Павлов А. П. Вулканы, землетрясения, моря и реки. Изд. МОИП, 1948.
Саваренский Е. Ф. Землетрясения с глубокими очагами. Тр. сейсмо- логич. ин-та. Изд-во АН СССР, № 96, 1940.
Светловский А. Е. Цунами. Изд-во АН СССР, 1955 и 1957.
К гл а в е 21
Ажгир ей Г. Д. Структурная геология. Изд-во МГУ, М., 1956.
Белицкий А. А. Классификация тектонических разрывов и геометрические методы их изучения. Госгеолиздат, 1953.
Белоусов В. В. Тектонические разрывы, их типы и механизм образования. Тр. Геофиз. ин-та АН СССР, № 17 (144), М., 1952.
Бел оусов В. В. Основные-вопросы геотектоники. Госгеолтехиздат, М., 1954.
Богданов А. А. Несогласия, их типы и значение их изучения. Изв. АН СССР, сер. геол., № 2, 1949.
Бронгулеев В. В. Мелкая складчатость на платформах. Мат-лы к познанию геол, строения СССР. Изд. МОИП, вып, 14/18, М., 1951.
Бронгулеев В. В. О принципе классификации складчатых структур земной коры. Изв. АН СССР, сер. геол., № 1, 1949.
Дарвин Ч. Строение и распределение коралловых рифов. Соч., т. II, 1936.
Жуков М. М. О дифференциальных вертикальных движениях берегов Каолин за четвертичное время. Уч. зап. МГУ, т. III, вып. 48, 1941.
Косыгин Ю. А. Основы тектоники нефтеносных областей. Гостоптех- издат, 1952.
Михайлов А. Г. Полевые методы изучения трещин в горных породах. Госгеолтехиздат, 1956.
Усов М. А. Структурная геология. Госгеолиздат, М.—Л., 1940.
Хайн В. Е. Геотектонические основы поисков нефти. Азнефтеиздат, Баку,
Хиллс Е. Очерки структурной геологии. Изд-во иностр, лит., М., 1954.
Ш а т с к и й Н. С. О неокатастрофизме. Пробл. сов. геол., № 7, 1937.
Ш а т с к и й Н. С. Гипотеза Вегенера и геосинклинали. Изв. АН СССР, сер. геол., № 4, М., 1946.
Ша тек ий Н. С. О длительности складкообразования и фазах складчатости. Изв. АН СССР, сер. геол., № 1, 1951.
Шипард Ф. Л. Геология морей. Изд-во иностр, лит., 1951.
К г л а в е 22
Грубенман У., Ниггли П. Метаморфизм горных пород. Геолраз- ведиэдат, 1933.
Кузнецов Е. А. Петрография магматических и метаморфических пород. Изд-во МГУ, 1956.
Левинсон-Лессинг Ф. Ю. Избранные труды, т. IV. Изд-во АН СССР, 1955.
Харкер А. Метаморфизм. Изд-во иностр, лит., 1937.
К разделу VII. Основные закономерности развития Земли
Белоусов В. В. Общие закономерности геотектонического процесса. Изв. АН СССР, сер. геол., № 5, 1948.
Белоусов В. В. Послойное перераспределение материала в земной коре и складкообразование. «Сов. геология», вып. 39, 1949.
Кропоткин П. Н. Космогоническая теория О. Ю. Шмидта и строение Земли. Изв. АН СССР, сер. географ, и геофиз., № 1, 1950.
Кропоткин П. Н. Происхождение материков и океанов, «Природа», № 4, 1956.
Магницкий В. А. О возможном характере деформаций в глубоких слоях земной коры и подкоровом слое. Бюлл. МОИП, отд. геол., т. ХХШ (2), 1948.
П е й в е А. В., Синицын В. М. Некоторые основные вопросы учения о геосинклиналях. Изв. АН СССР, сер. геол., № 4, 1950.
Хайн В. Е. Основные закономерности развития геосинклиналей. Изв. АН СССР, сер. геол., № 6, 1946.
Ш а т с к и й Н. С. О длительности складкообразования и о фазах складчатости. Изв. АН СССР, сер. геол., № 1, 1951.
ПРЕДМЕТНЫЙ УКАЗАТЕЛЬ
А
Антисейсмическоестроительство
Абиссаль 179, 207, 209, 399
Абиссальные горные породы 119, 467
Абляция 240, 295, 354
Абразионный уступ 385, 529
Абразия 198, 385
Абсолютное летоисчисление 49, 53
Авгит 112
Автометаморфизм 582
Агломерат 449
Адыры 252
Айсберги 350, 355
Аккумуляция 219
>золовая 245, 247
Акмолиты 469
Актуализм 11, 20
Акцессорные минералы 89
Алевриты 131
Алевролиты 131
Аллометаморфизм 582
Аллювий 300, 323, 330
пойменный 325
русловой 323
» старинный 326
Алмаз 101
Алунитизация 586
Альбедо 31
Альбит 116
Алюмосиликаты 112
Аметист 97, 103
Аморфное состояние вещества 96
Амфиболиты 146
Амфиболы 112, 127
Анатексис 589
Ангидрит 108, 135
Андезит 128
Анизотропность 96
Аномалии магнитные 76, 77
»силы тяжести 70
Анортит 116
Антеклизы 543
Антиклиналь 148, 543
Антиклинорий 547
507—511
Антициклон 171
Антропоген 53, 58
Апатит 108
Аплит 129
Аргиллиты 133, 144
Аргоновый метод 60
Ареал 523
Аркозовые пески 131
Асбест ИЗ
Ассимиляция 464
Астероиды 31
Асфальт 117
Атмосфера 161, 173
Атоллы 396
Афелий 370
Б
Базальт 128
Базальтовый слой 87
Базис эрозии 304, 313, 314, 337
Бар 198
Барранкосы 452
Бараньи лбы 361
Барханы 248, 249
Бассейны водосборные 302
Батиаль 179, 207
Батиграфическая кривая 178
Батипелагиаль 207
Батискаф 178
Батисфера 178
Батолит 467
Бенталь 207
Бенгое 207, 212
Бентсскоп 178
Береговые валы — см. Валы береговые
Биогеохимия 206
Биомасса 206, 208
Биосфера 205, 206, 217
Биотит 114
Битумы 192
Блеск минералов 97, 104
Бокки 433
Болота верховые 379, 380
> мангровые 380, 381
> низинные 379
Болотные почвы 236
Бора 171
Брахиантиклиналь 544
Брахисинклиналь 544
Брахискладки 544
Брекчия 130
» тектоническая 563
Бровка (плато) склона 331
Бровка шельфа , 180
В
Валуны ледниковые 362
Валы береговые 142, 391, 529
» конечноморенные 373
тектонические 545
Века 50
Верховодка 266
Вершины кристаллов 91
Ветер 170, 237
Вечная мерзлота 346
Виргация 547
Взброс 563
Влагоемкость 132; 265, 266
Влажность абсолютная 172
» относительная 172
Вода абсорбированная 261
адсорбированная 261
» артезианская 271, 272
»вадозная 257
»гигроскопическая 259
гидратная 258
»гравитационная 258, 261
грунтовая 268
капиллярная 260
»конституционная 258
кристаллизационная 258
»межпластовая 268
» минеральная 276—278
пленочная259
поровая 272
»почвенная266
»трещинная273
»ювенильная175, 257
Водоносные горизонты 268
Водоотдача удельная 265
Водопады 310, 313
Водопроницаемость 261, 265
Водоскаты 310
В ок л юзы 282
Волноприбойная ниша 384
Волны морские 197—199, 383, 402
» сейсмические 487, 512
Восстановление 231, 232
Вулканизм глубинный 408, 410, 601
поверхностный 410
Вулканические бомбы 123t 451, 452
Вулканические газы 452, 453 Вулканический пепел 123, 166, 450,451
Вулканический песок 451
Вулканический туф 123, 452
Вулканические извержения. Типы:.
бандайсанский 438
вульканский 432
гавайский 431
катмайский 436
кракатауский 436
пелейский 435
плинианский 435
площадной 430
стромболианский 431
трещинный 430
этно-везувианский 433
Вулканокластические породы 451
Вулканология 9
Вулканы 411, 454, 462
грязевые 291, 293, 446
»действующие 411
>подводные 440
»потухшие 412, 439
»трещинные 426
» уснувшие 412
»щитовидные 422
Выветривание 219, 220
» биохимическое 221
>механическое 221
»морозное 226
»органическое 232, 233
>подводное 232
»химическое 220
Выдувание 243, 244-
Г
Галактика 41
Галенит 103
Галечники 130
Галит 105, 134
Галька 130
Гарполит 467
Гейзерит 138
Гейзеры 444
Гелиевый метод 59
Гель 229
Гематит 104
Геогеническое направление 17
Геогностическое направление 15
Геоид 63, 64
Геологическая карта 156, 157
Геологическое картирование 10
Геологический профиль 157
Гсилогия 7, 8
»военная 10
»динамическая 9, 218
»инженерная 10
>региональная 10
Геология историческая 9
> экономическая 10
Геоморфология 9
Геосинклинали 21, 409, 594, 602
Геотермическая ступень 71, 73
Геотермический градиент 71
Геотумор 577.
Геофизические методы 68, 69
Геохимия 8
Геохронология абсолютная 49
» относительная 49
Геохронологическая шкала 50, 51
Геоцентрическая система 26
Гидратация 230, 231
Гидрогеология 10, 254, 255
Гидролакколиты 347
Гидролиз 229
Гидросфера 175
Гидротермальный метаморфизм 143, 581
Гипабиссальные тела 467
Гипотезы космогонические 45, 46
Гипотеза перемещения материков 575, 576
Гипоцентр землетрясения 474, 487
Гипс 107, 135
Гипсографическая кривая 178
Глауконит 114
Глей 232
Глина 132
красная 401
ленточная 365
Глинистые сланцы 144, 145
Гляциодислокации 361, 552, 571
Гнейсы 145
Гниение 234
Годограф 496
Гольфстрим 200, 201
Гомосейсты 493
Горные породы 8, 87, 118
магматические 88, 118, 119, 126—128, 147, 465
» метаморфические 88, 119, 142, 144, 147
» осадочные 88, 118, 119, 129, 147
» пирокластические 123
»обломочные 130
химические 133, 134
Горный хрусталь 103
Горсты 156, 567
Грабены 156, 567
Гравиметрия 69
Гравитационное поле Земли 69, 70
Гранаты 111
Гранит 87, 120
Грани кристаллов 91
Гранитиз аци я 590
Гранитный слой 86
Граувакки 131
Графит 101
Грейзенизация 585
Грифон 274, 444
Группы слоев 50
Грязевые вулканы — см. Вулканы грязевые
Гумус 234, 382
Д
Дайки 468
нептунические 142
Движения колебательные 409, 513
»тангенциальные 513
тектонические 512, 513
эпейрогенические — См. колебательные
Двойники 95,
Двойное лучепреломление 100
Дебит 274
Дедуктивный метод 69
Дельты 329
Делювий 326, 327
Денудационный срез 157
Денудация 219
Депрессия пьезометрического уровня 270
Десквамация 222
Дефляция 239, 240
Деформации разрывные 513
» складчатые 513
Диагенез 404, 405
Диаклазы 555, 556
Диатомит 137, 378
Диатрема 437
Дизъюнктивные нарушения 555
Дилювианизм 17
Динамическая ось потока 315
Динамический экватор 76
Динамометаморфизм 143, 580
Дискордантные тела 466, 470
Дислокации дизъюнктивные 148
пликативные 148
Дифференциация магмы 462—465
гравитационная 463
»кристаллизационная
464
Долины речные '299, 307, 309
подводные 532
Доломит 107, 137
Друзы 95
Дюны 247
Ж
Железистые породы 138
Железистые роговики 146
Жилы 468
3
Законы Бэра 316, 317
Закон Кориолиса 317
Закон постоянства гранных углов 91, 92
Закон Эри 321
Замок складки 148
Зандры 365
Заплески 198
Звезды 43—45, 48
Землетрясения 471, 408
экзогенные 472
эндогенные 472
Земля 7, 9, 26, 62-64
Земная кора 9, 86, 87, 592, 593
Зеркало грунтовых вод 268
Знаки ряби 393
Зона возмущений 196
Зоны моря
> абиссальная 179, 209
» батиальная 179, 209
»бентальная 207
♦литоральная 179, 205, 207, 208
» неритовая 179, 208
» пелагическая 207, 209
Зоны метаморфизма 587, 589
И
Изверженные породы 119
Известняки loo, 136
> детритусовые 136
» дрюитовые 136
» песчанистые 136
Известковые туфы 137, 285
Излившиеся породы 119, 126
Излом минералов 98
Изобары 169
Изогоны 76
Изодинамы 76
Изокатабазы 520
Изоклины 76
Изосейсмальная область 491, 492
Изосейсты 491
Изостазия 574, 575
Изотермы 167
Изотропность 96
Иллювий 235, 236
Ил вулканический 398
> глобигериновый 400
диатомовый 400
зеленый 398
коралловый 399
» красный 398
птероподовый 400
» радиолярневый 400
» синий 398
» Фопаминибрровый 399
Инсоляция 168, 221
Интрузивные породы 119, 122
Интрузивные тела 465, 470
Инфильтрационная гипотеза 256
Инфильтрация 256, 257
Ионосфера 163
Иризация 97
Искусственные спутники Земли 162
Исландский шпат 106
Исполинские котлы 312
Источники восходящие 274
нисходящие 274
» термальные 275
К
Кальдера 434
Кальцит 106 '
Каменная соль 134—135
Каньоны 308
Каолин 113
Каолинизация 230
Каолинит 113
Карбонатизация 231
Карбонатные породы 135, 137
Карбонаты 106, 107
Карры 279
Карст 278, 286
» глинистый 286, 287
» лёссовый 286, 287
Карстовые воронки 279
»колодцы 283
»озера 359, 374
»полья 281
»поноры 280
провалы 285, 286
увалы 281
шахты 283
Катастрофизм 19
Каустобиолиты 139
Кафелории 282
Кварц 103, 104
Кварцит 145
Кимберлит 437, 438
Кислые магматические породы 124
Клавишная структура 568
Кларк 79, 147
Кливаж 559
Климат 173
Коллоиды 133, 228, 397
Кометы 31
» короткопериодические 32
> телескопические 32
Конгломерат 130
Конденсационная гипотеза 256
Конденсация 173
Конечноморенные валы — см. Валы конечноморенные
Конкордантные тела 466, 469
Конкреции 405
Контакт прислоне^я 538
Контактовый метаморфизм 143, 582,
583, 586
Контракция 21
Контракционная теория 572
Концентризм 14
Конус выноса 326
Кора выветривания 230
Коралловые рифы 395, 396, 535, 536
Корразия 239, 240, 244
Корунд 104
Котловины выдувания 240
» выпахивания 360, 361
Кратер метеоритный 37, 38
» лунный 30
Кремень 103
Кремнезем 121
Кремнекислородные тетраэдры 109,
112
Кремнистые породы 137, 138
Криотурбация 349
Кристаллическая решетка 90, 91
Кристаллография 8, 90
Кристаллы 90
Кровля пласта 140
Круговорот вещества 605
Крылья складки 148
Ксенолиты 464
Кулуары 332
Купола 544
Л
Лабрадор 116
Лабрадорит 116
Лава 88, 118, 446, 447
Лавина 351
Лавовые бомбы 449
Лавы шаровые 449
Лакколит 468
Ламинарный поток 296, 297
Лапилли 123, 450
Латериты 231
Лед 346, 347
> глетчерный 350, 351, 352
» морской 350
» почвенный 349
» речной 350
Ледники альпийские 356
»висячие 355
»горные 350
долинные 356
маляспинские 358
памирские 357
пиренейские 356
скандинавские 358
сложные альпийские 356
фирновые 355
Лейцит 117
Ленточные глины — см. Глины ленточные
Лёсс 131, 246, 247
Ликвация 463
Лиманы 532
Лимнические угли
Лимногляциальные отложения 365
Лимонит 105, 138
Линзообразная залежь 141
Лиственизация 584
Литораль 179, 205, 207, 393
Литосфера 81
Ложе океана 179, 184
Лополит 469
Луна 28, 31
Лунные цирки 30
Лунные кратеры 30, 31
М
Маары 437
Магма 88, 118, 120, 121, 427, 430, 461, 465
Магматические излияния 122
породы 88
Магнезит 107
Магнетит 104
Магнитное поле Земли 74, 75
Магнитометрия 12, 69, 77
Магнитные аномалии —см. Аномалии магнитные
Магнитные бури 76
Магнитный меридиан 75
Магнитный экватор 76
Малахит 107
Мангры 380
Мандельштейн 448 е
Мантия Земли 82, 83, 86
Марказит 102
Материки 66
Материковая отмель 179, 180
Материковый склон 179, 183
А1атериковый тип земной коры 87
Меандры 314, 316, 527
Международный геологический конгресс 25
Мел 136
Мергель 136
Местная звездная система 41
Метагалактика 43
Метаморфизм 143, 144, 410, 580
гидротермальный 143
контактовый 143
>пневматолитовый 143
»региональный 586
Метасоматоз 581
Метеорные потоки 34
Метеоритные воронки 30
Метеориты 35, 38, 80, 83
»железные 35
каменные 35
Метеоры 34
Мигматит 590
Микроклин 115
Минерал 8, 88, 89, 96
Минерализаторы 120
Минералогия 8
Минералы породообразующие 88, 89
Мирабилит 108, 135
Моласса 601
Морена 362, 364
боковая 362
внутренняя 362
донная 362
»конечная 364
основная 364
отложенная 363
>поверхностная 362
»срединная 362
Моретрясение 485
Море окраинное 186
» Саргассово 202
> Средиземноморское 186
Мофетты 443
Мрамор 146
Мульда 601
Мусковит 113, 114
Муссоны 171
Н
Надвиг 563
Наклонение 75
Наледи 347, 348
Напряженность магнитного поля 76
Нектон 207, 208
Неоген 51, 53
Нептунизм 15, 16, 17, 18, 19
Нептунические дайки 142, 556
Неритовая область 179, 207
Несогласие географическое 554
> стратиграфическое или параллельное 538
Несогласие угловое 554
Нефелин 116, 117
О
Обвалы 331, 484
Обращающий слой 40
Обсидиан 122, 129
Овраги 300, 302, 307
Оглеение 232
Огнеупорность 132
Озера 372, 375
» каровое 359
» карстовые 374
экзогенные 373, 374
эндогенные 375
Озокерит 117, 139
Озоносфера 165
Озы 365
Океанические пучины 179
Океаносфера 175
Окисление 230, 231
Оледенения 355, 359
Оливин 111
Оолитовые железные руды 138
Оолиты 377, 394
Опал 104
Оплывины 287, 485
Опока 138, 212
Оползни деляпсивные 288
детрузивные 288
Оползни подводные 402
Орогенез — См. складкообразование
Ортзанд 231
Ортогнейсы 145
Ортоклаз 115
Ось симметрии 92
Ось складки 150
Осыпи 484
Оталькование 584
Отдельность 222, 470, 558, 559
Отделы 50
Относительный возраст 49
Отарфянение 381, 382
Отторженцы 361
П
Паводок 297, 298, 299
Падение пласта 160
Палеогеография 10
Палеонтология 10, 19, 20
Палеонтологический метод 50
Палингенезис 589
Парагнейсы 145
Параклазы 555, 561
Паралические угли 394
Парсек 42
Пассаты 170
Пегматит 128, 129
Пелагиаль 207
Пелиты 132
Пемза 122, 129, 447
Пенеплен 336
Перегнивание 234
Перекаты 323
Перепад 323
Перехват рек 318, 320
Перигелий 370
Периклиналь 158
Периоды 50, 51
Песчаники 131
Песчаные бури 244, 245
Песчаные волны 325
Петрография 8
Пехштейн 129
Пещеры карстовые 283
Пирит 102
Пироксены 111, 112, 127
Пирокластические породы 123
Письменный гранит 129
Плагиоклазы 115, 116
Плакантиклиналь 545
Плакосинклиналь 545
Планеты 27, 28
Планктон 207, 208
Пласт 140
Пластичность 132
Платформы 409, 602
Плейстосейстовая область 474, 492
Плёсы 323
Плотик 328
Плотность Земли 77, 78
Плоскость симметрии 92
Плутонизм 17, 18, 19, 408
Пляж 385
Пневматолитовый метаморфизм 143,
581, 584
Поверхность Мохоровичича 86
Погода 173
Подводные долины 183, 532, 534
Подводные хребты 184, 532, 534
Поддвиг 565
Подзол 235, 236
Подошва пласта 140
Подушечная поверхность лав 449
Пойма 323
Полевые шпаты 115, 127
Половодье 297
Полья 281
Поноры 280
Пористость 261, 266
Пороги 310.
Поророка 330
Поствулканическая стадия 443, 444
Потоки лав 123
Постсейсмические нарушения 480, 484, 486
Почвообразование 233
Предгорные прогибы 600, 601
Приливы и отливы 202, 204
Провалы 483, 484
Прозрачность воды 193, 194
Прозрачность минералов 98
Пролювий 326
Простирание пласта 160
Профиль равновесия 305
Псаммиты 131
Псевдоабиссаль 207
Псефиты 130
Пульсационная теория 576
Пустыни 250, 252
Пылеватые породы 131
Пьезометрический уровень 269
Р
Радиоактивные гипотезы 577
Радиологические методы летоисчисления 59
Радиоляриты 400
Радиометрия 12
Радиомиграционная гипотеза 578, 579
Радиус Земли 63
Разведочное дело 10
Разломы 569
» глубинные 569, 570
Разрывные нарушения 513, 555, 568, 571
Растворение 227, 230
Растворы коллоидные 134, 228
» кристаллоидные 228
Ребра кристаллов 91
Региональный метаморфизм 143
Регрессивная серия 537
Рифы коралловые 535
Роговая обманка 112
Роговики 145, 583
С
Сапропель 378
Сбрасыватель 155
Сброс 156, 562
Сбросо-сдвиг 566
Свинцовый метод 60
Сдвиг 156, 566
Сейсмическая тень 489
Сейсмическая шкала 499, 502
Сейсмический луч 488
Сейсмограммы 494' 495
Сейсмографы 493
Сейсмология 480
Сейсмометрия 12, 69
Селевые потоки 345, 485
Сера 102
Сераки 354
Серебристые облака 165
Серицитизация 585
Серпентин 113
Серпентинит 146
Сидерит 107, 138
Сиенит 126—127
Сизигий 204
Силикаты 109, ПО
каркасовые 114, 115
» ленточные 112
листовые 112, ИЗ
островные ПО
цепные ПО, 111
Силлы 469
Сильвин 105
Симметричность 92
Сингонии 93, 95
Синеклизы 548
Синклиналь 148
Синклинорий 547
Системы 50, 52
Системы трешин 556, 558
Сжатие Земли 63
Скарн 146, 584
Складки 152
» веерообразные 152
выпирания 551
гребневидные 152
» диапировые 544, 550
» изоклинальные 153
> конседиментапионные 543
» ледниковые 552
» линейные 544
» магматогенные 551
» мета морфогенные 551
>облекания551
»обрушения552
»оползневые552
отраженные 550
Складки параллельные 544
» разбухания 549
раздавливания 550
сундучные 548
» сжатия 549
>уплотнения 552
»экзогенные (атектонические)
549, 551
» эндогенные 551
Складкообразование (см. орогенез) 409■
Складчатые деформации 548
Складчатость 548
Склонение 75
Склоны 287, 334, 335
Сланцеватость 142
Сланцы 144, 145
глинистые 144, 145
зеленые 146
»кристаллические 147
кровельные 144
слюдяные 145
тальковые 145
»хлоритовые 145
Слоистость 140
»косая 140
»диагональная 140
Слюды 113, 114
Сместитель 155
Снеговая линия 351
Соленость моря 187, 188
Солифлюкция 349
Солнечная корона 40
Солнечная система 27, 29
происхождение 45, 49
Солнце 39
Солончаки 252
Сольфатары 443
Сомма 434
Спайность 98
Сталагмиты 283
Сталактиты 142, 283
Старицы 316
Стратиграфическая шкала 50, 51
Стратиграфический метод 49
Стратиграфия 9
CтpaтoRvлкaны 431
Стратосфера 196
Стрежень 314, 315
Стресс 143, 588
Структура горных пород 87, 121
»миндалевидная 123
»полнокристаллическая
121
»порфировая 121
»порфировидная 121
»реликтовая 144
»скрытокристаллическая
122
Субаэральные условия 183
Сублитораль 207.
Субъядро 82
Суглинки 133.
Сульфаты 107, 108
Сульфиды 102
Сульфидизация 586
Супеси 133
Суспензия 134
Суффозия 286
Суховеи 254
Т
Таксономические подразделения 50, 51
Такыр ы 252
Тальк 113, 585
Твердость минералов 99
Текстура горных пород 139, 140
волокнистая 144
»массивная 144
» очковая 144
»плойчатая 144
» пузырчатая 122
сланцеватая 144
» флюидальная 122
Тектоника 8
историческая 10
Температура Земли 70, 74
Тенардит 135
Термометаморфизм 581
Террасы речные 337, 527, 528
морские 385, 529
Терригенные осадки 330, 392, 395
Течения 199, 201
»бароградиентпые199
дрейфовые 199
»компенсационные199
» конвекционные 199
>ползучие 197
»турбидные 404
Тиллиты 368
Тление 234, 381
Торф 381, 382
Травертин известковый 137, 285
Трансгрессивная серия 537
Трансгрессия 537
Трахит 126, 128
Трепел 137
Трещиноватость 556
Трещины 556, 559
Триангуляция 62, 63
Троги 359
Тропогидросфера 196
Тропопауза 165
Тропосфера 163, 165, 167
Туманности 42, 45, 48
Турбулентный поток 297
Туффиты 123, 451
Туфы 123. 449. 452
У
Углеобразование 381, 382
Угол наклонения 75
Угол падения пласта 161
Угол складки 149
Удельный вес минералов 100
Ультраметаморфизм 589
Ультраосновные магматические породы 126
Ундуляция 158
Униформизм 11
Учение о полезных ископаемых 10
Ф
Факелы 39
Факолиты 469
Фации 406, 407, 582
Фельдшпатиды 116, 117, 127
Фёны 171, 172
Филлиты 145
Фирн 351, 352*; -
Флексура 545
Флиш 596
Флювиогляциальные отложения 365
Флюорит 105
Формы залегания 88, 140
Формы ледникового рельефа 365
Фосфаты 108, 109
Фосфориты 108, 109, 138, 397
Фотосинтез 190
Фотосфера 39
Фумаролы 443
X
Халькопирит 102, 103
Халцедон 103
Хлоритизация 585
Хлориты 114
Хольвег 240
Хонолит 467
Хризолит 111
Хромосфера 40
Ц
Цвет минералов 97
Цементация 405
Центр симметрии 92, 93
Центриклиналь 158
Циклоны 171
Цирки ледниковые 359
суффозионные 286
Цунами 198, 478
Ч
Черноземы 236
Ш
Шарнир складки 150
Шарьяж 565
Шельф 179, 180, 182, 394, 395
Шлейф делювиальный 332
осыпной 332
пролювиальный 326
Шоры 252
Шток 142, 467 Щ
Щебень 130
а
Эверзионные котлы 313
Эвстатические колебания 182, 517
Экватор магнитный 76
Экзарация 359
Экзогенные процессы 70, 218
Экзоконтактовый метаморфизм 582
Экзосфера 163
Эклиптика 370
Эклогиты 589
Электрометрия 69
Элементы залегания слоев 160, 161
Элементы земного магнетизма 75, 76
Элементы симметрии кристаллов 93
Элементы складки 150, 152
Элювий 226
Эмпирический метод 68
Эндогенные процессы 218, 408
Эндоконтактовый метаморфизм 582
Эоловая рябь 250
Эоловые отложения 239, 245, 246
»глинистые 245
>песчаные 245, 246
Эоловые процессы 239
Эоловый перенос 244, 245
Эпидотизация 585
Эпейрогенез 410
Эпейрогенические движения 513, 518
Эпицентр землетрясения 474, 479
Эпохи 50
Эпохи складкообразования 554
Эра 50, 51, 53
Эрозия 295, 299, 300, 303, 314
Эстуарии 531, 532
Этмолит 467
Эупелагиаль 207
Эффузивные породы 119, 122, 123
Эхолот 177
Я
Ядро Земли 82
Ядро складки 150
Янтарь 118
Ярус 50, 51
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие 5
Раздел I. Введение 7
Глава 1.Задачи и методы геологии 7
Глава 2. Краткий исторический обзор развития геологических знаний ... 15
Раздел И. Пространство и время в геологии 26
Глава 3. Земля в мировом пространстве 26
Глава 4. Геохронология 49
Раздел III. Общая физика и химия Земли 62
Глава 5. Форма Земли и ее физические свойства....62
Глава 6. Химический состав Земли 79
Раздел IV. Сферы Земли 81
Глава 7. Внутренние сферы Земли 82
Глава 8. Земная кора 86
Породообразующие минералы . 88
Горные породы118
Глава 9. Атмосфера161
Глава 10. Гидросфера . 175
Глава И. Биосфера205
Раздел V. Экзогенные процессы218
Глава 12. Выветривание220
Глава 13. Геологическая работа ветра237
Глава 14. Геологическая деятельность подземныхвод.••254
Глава 15. Геологическая работа текучих вод293
Глава 16. Геологическая работа льда346
Глава 17. Озера и болота, их геологическая роль....372
Глава 18. Геологическая деятельность моря382
Раздел VI. Эндогенные процессы408
Глава 19. Вулканизм410
40 Основы геологии^25
1 Поверхностный (эффузивный) вулканизм 410
Глубинный(интрузивный)вулканизм 462
Глава 20.Землетрясения 471
Глава 21. Тектонические движения земной коры....512
Радиальные(эпейрогенические) движения 513
Складчатыетектоническиенарушения 543-
Разрывные, или дизъюнктивные,тектонические нарушения555
Причины тектонических движений 572
Глава 22. Метаморфизм горныхпород 580-
Раздел VII. Основные закономерности развития Земли....592
Литература60 7
Предметный указатель61 &
М. М. Жуков, В. И. Славин, Н. Н, ДунаеваОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ
Редактор Е. В. Шанцер, В. Е. ХайнРедактор издательства Т. В. Колотима
Переплет художника Г. А. Кру леваТехн, редактор В. В. БыковаКорректор Э. Г. Агеева
Сдано в набор 17/1V 1961 г. Подп. к печ. 12/IX-1961 г. Формат бумаги 70 х 1О8’/м. Бум. л. 18,15. Печ. л. 39,25 + 1 вкл. Уч.-изд. л. 40,9.Т-08983.
Тираж 16000 экз. Зак. 3/393. Цена в переплете № 5 1 р. 53 к., в переплете № 7 1 р. 58 к.
Ленинградская типография Госгортехиздата,Ленинград, ул. Салтыкова-Щедрина, 54
Рис. 161 Карта географического распространения вулканов
1— Большой Тихоокеанский вулканический пояс; 2—южная ветвь Малого Тихоокеанского пояса; 3— внешняя з та потупило вулканизма в Тихоокеанском поясе; 4— Средиземноморско-Индонезийский вулканический пояс; 5—предполагаемое продолжение этого пояса; 6— Атлантический пояс; 7 — вулканы Африканской платформы; 8 — вулканы .ибирс^ой платформы; 9—области современного вулканизма; 10 области потухших вулканов Основы геологии
3 От латинского слова «униформис» — однообразный.
1 В связи с отсутствием атмосферы на Луне не может быть и воды, и эти «моря» в действительности являются просто ровными безжизненными пустынями.
1 Конец магнитной стрелки, притягивающейся к северному магнитному полюсу Земли, условно называют северным.
1 группа — островные силикаты оливин гранаты
2 группа — цепные силикаты,пироксены
3 группа — ленточные силикаты амфиболы
1 От греческих слов: «каустос»— горючий, «биос» — жизнь и «литое» — камень.
1 Подробнее определение и характеристика этих видов воды будут даны ж главе «Подземные воды*.
М. М. ЖУКОВ, В. И. СЛАВИН, Н. Н. ДУНАЕВА
ОСНОВЫ ГЕОЛОГИИ
Допущено
Министерством высшего и среднегоспециального образования РСФСРв качестве учебного пособиядля горных и геологических вузови университетов
ГОСУДАРСТВЕННОЕ НАУЧНО-ТЕХНИЧЕСКОЕ ИЗДАТЕЛЬСТВОЛИТЕРАТУРЫ ПО ГЕОЛОГИИ И ОХРАНЕ НЕДРМОСКВА 1961
ПамятиАЛЕКСЕЯ ПЕТРОВИЧА ПАВЛОВАэту книгу посвящают авторы
ПРЕДИСЛОВИЕ
Настоящая книга составлена авторами как учебник для геологических специальностей университетов и геологоразведочных вузов, поэтому построение ее строго увязано с утвержденной программой преподавания курса, называемого обычно курсом «Обшей геологии», иногда «Основы геоло- ГИИ».
Авторы стремились использовать новейшие данные по геологии и смежным дисциплинам, а при изложении новых гипотез и дискуссионных вопросов давать объективное освещение их.
Авторы считают свой труд коллективным не только потому, что он формально составлен не одним человеком, но главным образом потому, что в нем обобщен опыт преподавания геологии ряда поколений преподавателей школы А. П. Павлова.
Непосредственно в составлении учебника приняли участие М. М. Жуков, написавший большую часть текста, В. И. Славин, написавший разделы шестой и седьмой, а также главы седьмую и тринадцатую, и Н. Н. Дунаева, написавшая главы вторую, третью, шестую, девятую, одиннадцатую и восемнадцатую.
Авторы благодарны за просмотр всей рукописи и сделанные замечания В. И. Серпухову, В. Н. Павлинову, а также Л. Н. Баженовой (гл. 8), В. И. Влодавцу (гл. 19), Г. П. Горшкову (гл. 20) и В. Е. Хайну, отредактировавшему VI и VII разделы книги.
Особенную признательность авторы выражают Е. В. Шан- церу, не только отредактировавшему I—V разделы книги, но и включившему в эти разделы целый ряд собственных материалов.
Раздел I