Эндогенные геологические процессы

В настоящее время основная роль в эндогенных процессах отводится радиогенному теплу, выделяющемуся при распаде неустойчивых элементов, и потенциальной энергии силы тяжести, возникающей при гравитационных уплотнениях вещества Земли. К эндогенным процессам относятся тектонические, магматические и метаморфические.

/ Основные формы, тектонических движений

Тектонические движения ведут к перемещению вещества и вы­зывают образование тектонических структур литосферы и изме­нение формы залегания горных пород.

До настоящего времени нет единой точки зрения на природу, причины и классификацию тектонических движений. В свете современных представлений они подразделяются на два основных типа: вертикальные и горизонтальные. В каждом из этих типов в зависимости от глубины зарождения В. П. Гаврилов выделяет три наиболее крупных класса тектонических движений: глубин­ные, коровые и поверхностные.

Глубинные движения зарождаются в мантии (ниже астено-сферы) или ядре и могут быть вызваны процессами дифференци­ации вещества или изменением объема планеты. Вертикальные глубинные движения обусловливают планетарные трансгрессии и регрессии океана, поднятие и опускание крупных сегментов континентального и океанического масштабов. По порядку им соответствуют горизонтальные, приводящие в движение целые континенты.

Коровые движения, как вертикальные, так и горизонтальные, могут быть вызваны фазовыми превращениями вещества астено-сферы и литосферы ротационными силами. Они приводят к обра-

зованию геосинклиналей и платформ, обусловливают процессы орогенеза.

Поверхностные тектонические движения проявляются в оса­дочном чехле земной коры и вызываются пластичным течением солей и глин, гравитационным соскальзыванием и т. п.

Изложенная классификация является условной в силу много-причинности тектонических движений, которые характеризуются сложностью, соподчиненностью и взаимосвязанностью.

Тектонические движения — процесс непрерывно-прерывистый с периодическим возрастанием интенсивности, ве^д,у1[Ц1Ш_к_£лубо-ким качественным изменениям и_ перестройкам структуры земной коры. Периоды медленных опусканий и подъемов отдельных участков сменяются периодами возрастания тектонической актив­ности. Такие периоды продолжительностью до нескольких мил­лионов лет получили название тектоно-магматических фаз (фаз складчатости). Более длительные периоды — до 10—20 млн. лет, сопровождающиеся общим повышением интенсивности, получили название тектоно-магматических эпох (эпох складчатости). В эти эпохи происходит образование горно-складчатых сооружений. Об интенсивности, знаке и направлении тектонических движе­ний, а также о процессах, вызванных ими, судят по изменению мощности горных пород, откладывавшихся в определенные про­межутки геологического времени, их литологии, последователь­ности осадконакопления, наличию несогласий в осадочном чехле и разломов в земной коре, проявлению магматизма, перемещению крупных участков земной коры и т. п.

Тектонические движения приводят к изменению очертаний океанов, морей и континентов. При опускании земной коры в рай­онах, сопредельных с морем, происходит наступление моря на сушу,, называемое трансгрессией. "Смена ~ опускания поднятием ведет к отступлению моря, называемому регрес­сией.

Трансгрессия моря сопровождается отложением морских осад­ков в определенной последовательности. В большинстве случаев абразия выравнивает неровности "эрозионного рельефа, образуя поверхность несогласия, на которую отклады­ваются молодые осадки. Нижний, базальный пласт обычно сло­жен грубообломочным материалом, который по мере опускания земной коры и наступления моря сменяется в разрезе песчаными отложениями, характерными для мелководной зоны. С увеличе­нием глубин моря среди осадков начинают преобладать глины, на которые откладываются карбонатные осадки, характерные для более глубоководных участков морского дна. Такая последова­тельная смена в разрезе отложений типична для трансгрессивного залегания слоев, а сам комплекс этих пород называется транс­грессивным (рис. 13). При регрессии, отражающей восходящие движения земной коры, осадки откладываются в обратной после­довательности, образуя регрессивный комплекс пород. 38

При несогласном зале­
гании часть слоев и даже
целые комплексы могут
выпадать из разреза за
счет их размыва или^пере-
рыва ^в осадконакоплении
либо за счет совместного
влияния обоих факторов.
Если более молодые по­
роды залегают на размы­
той поверхности более
древних пород, имеющих
иной, чем они угол паде­
ния, то такое несогласие
называется угловым.
Угловые несогла­
сия представляют су­
щественный интерес для

геологов-нефтяников, поскольку с ними могут быть связаны так называемые стратиграфически экранированные залежи нефти и газа. Если же породы залегают параллельно друг другу выше и ниже поверхности несогласия, то такое несогласие называется параллельным (рис. 14).

Повышение интенсивности прогибания земной коры приводит к увеличению мощности одновозрастных осадков по сравнению с их мощностью на участках меньшего прогибания. Активные тектонические движения в определенные периоды времени вызы­вают разломы в земной коре, сопровождающиеся явлениями магматизма. Вместе с тем в других районах со спокойным текто­ническим режимом эти явления отсутствуют.

„ О горизонтальных тектонических движениях в далеком прош­лом судят по изменению магнитного поля Земли в связи с изме­нением положения магнитных полюсов, вызванным перемеще­ниями материков относительно друг друга. Установлено, что эффузивные горные породы сохраняют магнитную ориентировку в соответствии с силовыми линиями магнитного поля на момент образования этих пород. Кроме того, о горизонтальных движениях свидетельствуют и структуры типа надвигов, образовавшиеся в давние эпохи.

Вертикальные и горизонтальные движения различной интен­сивности проявляются и в настоящее время. Многократными измерениями установлено, что ряд территорий охвачен медлен­ными поднятиями — Исландия, Гренландия, Шотландия, Новая Земля, Эстония, Литва, Белоруссия. Опускаются участок тер­ритории между Москвой и Ленинградом, Азово-Кубанская и Тер­ская впадины и т. п. Северная Америка удаляется от Европы, расходятся берега Красного моря, Индия «наползает» на конти­нент. На юго-западе Японии происходит сжатие коры, а на се­веро-востоке — растяжение и т. п. Признаками современных восходящих тектонических движений являются коралловые рифы и острова, поднятые над уровнем моря «висячие» речные устья на берегах морей. К признакам опускания относятся барьерные рифы, затопленные устья рек, размытые дамбы и т. п. Проявление сейсмической активности и явления вулканизма также связы­ваются с тектонической активностью.

Основные тектонические структуры литосферы

В результате тектонических движений земной шар оказался разделенным на тектонические структуры, различные по глубине заложения, размерам, генезису и типу. В течение геологической эволюции Земли тектонические перестройки происходили и проис­ходят постоянно.

Наиболее крупными структурами Земли являются континенты и океаны. По глубине заложения — это структуры тектоносферы. Они различаются строением астеносферы, верхнего слоя мантии и земной коры.

В пределах континентов и океанов выделяют тектонические структуры литосферы, по степени тектонической активности раз­деляющиеся на неустойчивые (подвижные) и устойчивые (ста­бильные). К первым относят геосинклинальные области и оро-гены, ко вторым — платформы и срединные массивы. К тектони­ческим структурам того же порядка относят глубинные разломы.

Рассмотрим эти структуры (по В. П. Гаврилову, 1979 г.).

Геосинклинальные области — вытянутые уча­стки литосферы с аномально интенсивными вертикальными и го­ризонтальными движениями, повышенным магматизмом и мета­морфизмом.

В развитии геосинклинальных областей выделяют несколько этапов.

На этапе зарождения происходит растяжение земной коры, ее раскалывание и образование первичной геосинклинальной борозды типа раздвига. В его зоне на поверхность поступает ма­териал мантии ультраосновного и основного состава, формируя кору океанского типа. В собственно геосинклинальный этап отмечается интенсивное погружение ее блоков по ступенчатым разломам.

Вследствие частных инверсий и разноскоростного опускания блоков земной коры происходит раздробление геосинклинальных областей на ряд продольно вытянутых и чередующихся прогибов (геосинклиналей) и поднятий (геоантиклиналей). В этот период геосинклинальные области представляют собой моря островного типа, в которых откладываются мощные (до 15—20 км) толщи осадочных, преимущественно карбонатных пород, подвергаю­щихся под действием высоких давлений и температур глубокому метаморфизму. Обломочный материал поступает со стороны древ­них платформ, краевые части которых втягиваются в опускания, а также за счет денудации геосинклиналей. Так как тектониче­ские процессы сопровождаются проявлениями вулканизма, оса­дочные слои чередуются с гранитными интрузиями, наиболее интенсивными в конце собственно геосинклинального этапа. Именно в этот период происходит смена знака (инверсия) верти­кальных движений под влиянием начавшегося горизонтального сжатия.

Начало орогенного этапа отличается сокращением области аккумуляции осадков вследствие разрастания поднятий, умень­шением глубины моря и сменой карбонатных пород терригенными, соленосными и угленосными. Одновременно продолжают про­являться гранитные интрузии. С этим периодом связано начало формирования передовых прогибов и межгорных впадин. Продол­жающееся сжатие ведет к складкообразованию. Постепенно море отступает. В заключительный период орогенеза геосинклинальная область испытывает общее поднятие, превышающее скорость де­нудации. В результате образуется горно-складчатая область, представленная горными хребтами разделенными межгорными впадинами (например, Урал). Иногда по активизированным раз­ломам отмечается образование вулканов (Казбек, Эльбрус) с на­земным извержением базальтовых лав, а в межгорных впадинах может проявляться магматизм с извержением базальтовых и андезитовых лав.

Подобным образом происходило формирование Альп, Кавказа, Памира и других горных сооружений.

После завершения горообразования интенсивность тектониче­ских движений постепенно снижается. Под действием длительных экзогенных процессов горные хребты разрушаются и ороген превращается в платформу, на которой отлагаются осадочные породы. В ""результате возникает новая земная кора континен­тального типа.

Ороген ы — сооружения литосферы, характеризующиеся относительно высокой тектонической активностью и сильнорасчле­ненным рельефом. Следует различать орогены континентальные и океанические.

Формирование континентальных орогенов горно-складчатой области происходит"^ одну^из'тектоно-магматических эпох, чем и определяется их возраст (например, альпийская складчатость).

В зависимости от области формирования орогены делят на эпи(по-сле)геосинклинальные и эпи(после)платформенные. Образова­ние эпигеосинклинальных орогенов было описано выше. Эпиплат-форменные орогены образуются в одну из тектоно-магматических эпох в результате интенсивных вертикальных восходящих движе­ний по расколам в фундаменте на месте бывших складчатых обла­стей, которые долгое время претерпевали платформенный этап развития. Поэтому они имеют глыбовый характер строения коры. Для глыбовых гор присущи сильнорасчлененный горный рельеф, повышенная сейсмическая активность и иногда вулканизм, что сближает их с эпигеосинклинальными орогенами. Примерами эпип-латформенных орогенов являются Тянь-Шань, Тибет, Алтай,Саяны. Океанические орогены обычно приурочены к центральным районам океанов, поэтому их называют срединно-океаническими хребтами. Они характеризуются высокой сейсмической актив­ностью, вулканизмом и резко расчлененным рельефом, осложнен­ным горными пиками, гребнями, рифтовыми долинами. Наиболее высокие горы (до нескольких километров) могут выступать на по­верхности океана в виде островов (Азорские, Пасхи и др.). В цен­тральной части срединно-океанических хребтов располагаются риф-товые долины. Это глобальные трещины земной коры и мантии глубиной до 5 км и шириной 5—10 км. В настоящее время уста­новлено, что океанская кора испытывает растяжение при обра* зовании трещин, параллельных рифтовой долине. Через трещины изливается магма, принимающая участие в формировании подвод­ных хребтов. Выяснено, что под рифтовой долиной верхняя ман­тия разуплотнена, а над ней в океанской воде фиксируется мощ­ный тепловой поток, создающий условия для жизнедеятельности специфических организмов. По данным А. С.Монина(1980г.)такая трещина тянется вдоль Красного моря, берега которого, имеющие почти зеркальные очертания, постепенно удаляются один от дру­гого.

Платформы — после завершения горообразования зем­ная кора, ставшая под действием глубокого метаморфизма доста­точно жесткой, больше не претерпевает интенсивных тектониче­ских движений. Процессами денудации горный рельеф сглажи­вается, горные хребты разрушаются и продуктами их разрушения заполняются межгорные впадины. На смену геосинклинальному приходит платформенный этап развития рассматриваемого участка литосферы. Последний испытывает преимущественно медленные вертикальные тектонические движения, выражающиеся в плавных опусканиях и подъемах разновеликих блоков земной коры по раз­ломам. В области опускания блоков на жесткий фундамент начи­нают откладываться осадки, формируя осадочный чехол. Толщина вновь образованной земной коры платформ изменяется от 35 до 55 м.

Таким образом, платформа имеет двухъярусное строение и является относительно устойчивым, консолидированным складча-42

тостью, метаморфизмом и интру­
зиями участком литосферы изо­
метрических очертаний (по
В. Е. Хаину).

Различают платформы континен­тальные и океанские.

Континентальные платформы разделяют на древние и молодые.

К древним относят платформы, время формирования фундамента которых связано с концом раннека-рельской тектоно-магматической эпо­хи. Поэтому их называют эпикарель-скими (ранний протерозой). Для них характерен кристаллический фунда­мент, сложенный интрузивными и глубокометаморфизованными порода­ми (гранитами, гнейсами, кварцита­ми, габбро и др.). Платформенный чехол залегает на фундаменте древних платформ с резким региональным несогласием.

Формирование осадочного чехла древних платформ связано с диф­ференцированными вертикальными движениями разновеликих блоков фундамента по разломам. В резуль­тате образуются крупнейшие (надпо-рядковые) структурные элементы платформы: щиты, антеклизы, авла-когены, синеклизы, перикратонные опускания, плиты. Характерно, что заложение этих структур на древних платформах не унаследовано, т. е. не согласуется с положением геосин­клинальных структурных элементов. Схема формирования надпорядковых структур представляется следующей (рис. 15).

Сначала происходит образование авлакогенов. Они имеют грабенообраз-ное строение, формируются в усло­виях проседания узких зон земной коры и первоначально заполняются континентальными отложениями. Авлакогены расчленяют жесткое ос­нование платформы на обширные изометричные участки — щиты.

В продолжающееся погружение авлакогенов втягиваются по разломам склоны щитов, в пределах которых формируются си-неклизы, характеризующиеся мощной толщей осадочных пород, что свидетельствует о преобладании нисходящих движений в про­цессе их развития. В общее погружение вовлекаются и отдельные щиты, однако из-за периодических инверсий и меньшей скорости прогибания мощность осадочного чехла и глубина залегания фундамента у таких сооружений — антеклиз — значительно меньше, чем у синеклиз. Область платформы, затронутая погру­жением, получила название плиты. Таким образом, платформа оказывается разделенной на щиты и плиты. В дальнейшем щиты, не затронутые погружением, испытывают преимущественно вос­ходящие вертикальные движения, в результате чего породы кристаллического фундамента выходят у них на поверхность. У плит, наоборот, преобладают дифференцированные нисходящие движения. Иногда в пределах щитов отдельные блоки опускаются по разломам, и тогда в зоне опускания формируется синеклиза.

В сторону геосинклинальной области глубина погружения фун­дамента и мощность осадочного чехла резко возрастают. Здесь выделяется полосообразная зона перикратонного опускания, пере­ходящего в передовой прогиб. Последний играет роль сочленения платформы с геосинклинальной областью или эпигеосинкли-нальным орогеном. В случае отсутствия краевого прогиба такое сочленение осуществляется посредством краевого шва, представ­ляющего собой зону глубинного разлома, ограничивающего платформу.

В передовых прогибах выделяют два склона — геосинклиналь­ный и платформенный. Первый наиболее погружен, сложен мощ­ной (до 15 км) толщей осадков, смятых в сопряженные линейные складки, параллельные простиранию прогиба и горным хребтам орогена. Платформенный склон значительно шире геосинклиналь­ного. Мощность осадков в нем постепенно уменьшается, линейная складчатость затухает, уступая место складкам, типичным для платформы.

Молодые платформы располагаются между древними на месте бывших геосинклинальных областей. Фундамент молодых плат­форм складчатый. Он сложен эффузивными, интрузивными и оса­дочными породами, незначительно метаморфизованными (сланцы, филлиты) и сильнодислоцированными.

Развитие надпорядковых структурных элементов молодых платформ носит унаследованный с геосинклинальными струк­турными элементами характер, определяющийся положением крупных разломов, которые активно проявляются и в платфор­менный период.

Формирование осадочного чехла молодых платформ также начинается с развития авлакогенов, но в связи с тем, что вся платформа тоже испытывает прогибание, осадочные породы, за­полняющие авлакогены, встречаются и вне авлакогенов. В про-

цессе развития осадочного чехла молодые платформы испытывают преимущественно прогибание, что обусловливает развитие в их пределах в основном плит. В районах наибольшего прогибания формируются синеклизы, а в районах, испытывающих частичные инверсии, — антеклизы.

Океанические платформы изучены крайне слабо. С ними свя­зывают абиссальные равнины дна океана с мощностью коры до 5—7 км.

Срединные массивы — это устойчивые области ли­тосферы за счет регионального метаморфизма и гранитизации. Они участвуют в строении горно-складчатых областей в виде меж­горных впадин, в геосинклинальных областях разграничивают смежные области. В пределах платформ срединные массивы обра­зуют наиболее древние блоки фундамента.

Глубинные разломы. Первым четко сформулиро­вал понятие «глубинные разломы» академик А. В. Пейве в 1945 г. Согласно его определению, для глубинных разломов характерны длительность развития и большая глубина заложений, превы­шающая мощность земной коры. По последним представлениям, глубинные разломы иногда уходят на глубину свыше 700 км. Длина таких разломов достигает нескольких тысяч километров. Они разбивают земную кору на громадные блоки, которые, пре­терпевая вертикальные движения относительно друг друга в те­чение длительного геологического времени, существенным обра­зом определяют развитие основных геологических структур тек-тоносферы и литосферы. В результате этих движений в одних местах создаются условия для накопления осадков, в других — для их интенсивного сноса.

Различают континентальные, океанические и транзитные глу­бинные разломы. Первые в пределах континентов рассекают кору континентального типа. Они подразделяются на краевые швы, трансконтинентальные, внутриплатформенные и внутригорно-складчатые глубинные разломы.

Среди океанических глубинных разломов выделяют периокеани-ческие, трансокеанические и трансформные. Периокеанические в виде глубоководных желобов отделяют океаны от континентов. Трансокеанические разломы проходят внутри срединно-океани-ческих массивов, образуя глобальную рифтовую систему, транс­формные пересекают срединно-океанические хребты и рифтовые долины.

Транзитные глубинные разломы пересекают и континенты, и океаны, образуя целый пояс разломов.

Глубинные разломы определяют появление и размещение ма­гматических пород и рудных месторождений. Молодые глубинные разломы характеризуются современной сейсмической активностью. С ними связаны современный вулканизм, выходы термальных вод в океанах и внутри континентов: на Урале, Тянь-Шане, вдоль Скалистых гор, на островах Японии и во многих других местах.

Основные формы залегания горных пород

Толща осадочных пород состоит из слоев и пластов горных пород. Пластом называют геологическое тело, сложенное преиму­щественно однородной осадочной породой, ограниченное сверху и снизу приблизительно параллельными поверхностями напласто­вания. Верхняя поверхность пласта называется кровлей, ниж­няя— подошвой. Положение пласта в пространстве определяется элементами его залегания: углом падения и простиранием (ази­мутом) (рис. 16).

Углом падения пласта называется угол, образованный линией падения плоскости пласта с ее проекцией на горизонтальную пло­скость. О простирании пласта судят по направлению горизон­талей, образующихся при пересечении кровли или подошвы пласта с горизонтальными плоскостями. Азимутом простирания пласта называется угол а между северным направлением географического меридиана и горизонталью. Следует учесть, что за простирание принимается такое направление, при котором падение пласта происходит вправо от простирания. Элементы залегания можно замерить на выходах пласта на поверхность Земли горным компа­сом. В замеры должна быть введена поправка на магнитное скло­нение.

Первоначальное горизонтальное залегание пластов называется ненарушенным. Отклонение от первоначального горизонтального залегания пластов называется нарушением или дислокацией. Нарушение может быть с разрывом сплошности пласта и без раз­рыва. Очень часто они встречаются совместно. Нарушение с раз­рывом сплошности пласта называется дизъюнктивной дислока­цией. Нарушения, происшедшие без разрыва сплошности пласта, называются пликативными дислокациями.

Основной формой нарушения без разрыва сплошности пласта является складка.

Образование складок в геосинклинальных и платформенных областях протекает по-разному.

Складки геосинклинальных областей. Простейшими видами складок являются антиклинали и синкли­нали. У антиклинали изгиб слоев обращен выпуклостью вверх, у синклинали — выпуклостью вниз.

В каждой складке различают ее элементы (рис. 17). Боковые поверхности складки называются крыльями (1—2, 3—4); зона, в которой .сходятся крылья, характеризующаяся максимальной криризной, — замком или сводом складки (2—3) биссекторная плоскость угла между крыльями складки — осевой плоскостью (5—10—8—7); линия пересечения осевой плоскости с замком— шарниром (6—9), а проекция шарнира на поверхность Земли — осью складки. Осевой поверхностью называется поверхность, проходящая через шарниры всех слоев, слагающих складку. Толща горных пород, лежащая в перегибе антиклинальной или синклинальной складки, является ядром складки (рис. 18).

В ядре антиклинали залегают наиболее древние породы, в ядре синклинали — наиболее молодые. Окончание антиклинальных складок называют периклиналью, а синклинальных — центри-клиналью.

Длиной складок считается расстояние между их перекли-нальными или центриклинальными окончаниями, шириной —

расстояние между осевыми поверхностями в поперечном сечении, ограничивающими складку.

Складки в складчатых областях расположены параллельными рядами, причем антиклинали чередуются с сопряженными с ними синклиналями, что соответствует полной складчатости. Этим складкам присущи значительная удлиненность и большая ампли­туда.

По морфологическим признакам выделяют: линейные складки с отношением длины к ширине более чем 10 : 1, брахиантикли-нальные и брахисинклинальные складки с тем же отношением от 10 : 1 до 2,5 : 1. На окраинах складчатой области длина скла­док уменьшается и они могут иметь почти округлую форму (купола). Высота складок измеряется многими сотнями метров и даже ки­лометрами.

По положению осевой плоскости крыльев в пространстве складки разделяются на прямые, или симметричные, с вертикаль­ной осевой плоскостью и симметрично расположенными относи­тельно нее крыльями (рис. 19, а); наклонные, с наклоненной осе­вой плоскостью и асимметрично расположенными относительно нее крыльями (рис. 19, б); опрокинутые, с наклоненной осевой плоскостью, крылья складки падают в одну сторону, однако в одном из крыльев пласты находятся в перевернутом залегании (рис. 19, б); лежачие, с горизонтальной осевой плоскостью (рис. 19, г); перевернутые, с осевой плоскостью, имеющей обрат­ный наклон (рис. 19, д).

Размеры складок в геосинклинальных областях изменяются в очень широких пределах. Различают структуры надпорядковые, первого,-второго и третьего порядков, или в зависимости от раз­меров складкам присваивают различные названия, свидетель­ствующие о порядке их размеров. Крупные поднятия и опускания, образовавшиеся в геосинклинальной области, называют меган-тиклинориями и мегасинклинориями. По отношению к мегасин-клинорию структурами второго порядка являются антиклинории и синклинории (рис. 20), ориентировка которых совпадает с об­щей направленностью складчатой области. Последние осложнены структурами третьего порядка — антиклиналями и синклиналями.

Складки платформенных областей. Обра­
зование большинства платформенных складок связано с верти­
кальными тектоническими, дифференцированными по скорости
и знаку движениями блоков фундамента по образовавшимся в нем
разломам. Эти движения охватывают не только фундамент, но
и покрывающий его осадочный чехол. Тектонические движения
служат причиной перерывов в осадконакоплении и размывов,
которые фиксируются в осадочном чехле платформенных складок
(рис. 21, а). Однако эти перерывы характеризуются очень малыми
углами несогласий, называемых платформенными несогласиями.
Каждое несогласие является отражением тектонической фазы
в формировании платформы. *

Наряду со складками тектонического происхождения в плат­форменных областях распространены поднятия, в формировании которых тектонический фактор практически не играет роли. Так, поднятие может образоваться в результате облекания более моло­дыми осадочными слоями неровностей эрозионного рельефа, ри­фовых массивов. Такие платформенные поднятия называются структурами облекания (рис. 21, б). Образование поднятий может быть связано с различным уплотнением разных видов горных по­род. Известно, что под действием горного давления глинистые породы уплотняются значительно сильнее, чем песчаные. В ре­зультате над песчаными линзами могут формироваться структуры уплотнения (рис. 21, б).

В отличие от складок геосинклинальных областей платформен­ные складки имеют значительно меньшие амплитуды и удлинен-

ность. Вследствие этого наклон крыльев их невелик. Обычно он измеряется долями градуса и лишь изредка достигает нескольких градусов. Платформенные складки не сопряжены с отрицатель­ными структурами, поэтому их часто называют прерывистыми. Для платформенных областей характерны следующие|морфо-логические типы структур (рис. 22): брахиантиклинальные складки с отношением длины к ширине от 5 : 1 и менее, купола, структур­ные носы, структурные террасы. Широко распространены на платформах флексуры — коленообразные изгибы слоев (рис. 23). Во флексурах выделяют поднятое (верхнее) и опущенное (нижнее) крылья с почти горизонтальным залеганием слоев и соедини­тельное крыло с очень крутым залеганием слоев. Зачастую они служат отражением в осадочном чехле разрывных нарушений фундамента.

По положению осевой плоскости и крыльев в пространстве среди платформенных складок выделяют прямые и наклонные. Весьма важным признаком платформенных структур является степень прослеживания складок в осадочном чехле. С этой точки зрения выделяют структуры: сквозные, с замкнутыми контурами во всех горизонтах осадочного чехла; погребенные с замкнутыми контурами только в нижних горизонтах; навешенные, замкнутые только в верхних горизонтах; дисгармоничные, теряющие замкну­тую форму в верхних и нижних горизонтах.

Размеры платформенных структур изменяются в широких пределах. Кроме рассмотренных выше надпорядковых структур — антеклиз и синеклиз выделяют структуры первого порядка. В пределах антеклиз это своды, впадины, седловины. Структуры первого порядка осложнены структурами второго порядка — валами или отдельными (локальными) поднятиями, относимыми к структурам третьего порядка. Локальные поднятия зачастую осложняют валы. Кроме того, валами принято называть зоны развития локальных поднятий, характеризующихся общностью простирания и площадью распространения. Валы и локальные поднятия — это основные объекты для поисков нефти и газа.

Д и а п и р ы. Особым видом складок являются диапиры (купола протыкания). Их образование связано с выдавливанием солей или глин в покрывающие их породы. В результате обра­зуются диапировые ядра разнообразной формы, над которыми покрывающие породы приобретают форму купола, осложненного разрыв­ными нарушениями (рис. 24). При­мером диапировых складок могут служить соляные купола в Эмбен-ском районе Прикаспия, с которыми связаны залежи нефти. Эти купола имеют самые различные размеры, до­стигая порой в диаметре десятков километров.

Разрывные наруше­
ния со смещением
слоев. Смещение горных по­
род в процессе тектонических
движений участков земной коры
происходит по разрывным нару­
шениям, или разломам.

Разломы. — это крупные раз­рывные нарушения земной коры, распространяющиеся на большую глубину и имеющие значительные длину и ширину. С разломами нередко связаны различные гео­логические образования — брек­чии трения, дайки, жилы рудных тел и т. п. Изучение этих геоло­гических образований позволяет судить о глубине разлома и его истории, а также о наличии самого разлома, поскольку^совокуп-ность связанных с разломом геологических образований придает ему в плане форму вытянутого пластинообразного тела, секущего слоистую структуру осадочной толщи пород. Положение прираз-ломного тела на глубине можно определять по изменению маг­нитного поля. Так, резкие линейные магнитные аномалии в океа­нах интерпретируются как отражение разломов, подводящих основные по составу магмы с глубины и т. п. С разломами свя­заны также зоны дислокационного метаморфизма, под которыми понимают зоны трещиноватости, дробления, разрывов и смятия. Кроме того, разломы можно рассматривать как зоны геохими­ческих изменений, зоны рудных концентраций, зоны размещения магматических тел.

Прилегающие к разлому участки горных пород называются крыльями (рис. 25). Крыло, перекрывающее разлом, называется висячим, а крыло, перекрываемое разломом, — лежачим. Рас­стояние между сопряженными точками по разлому называется длиной смещения, а по вертикали — его амплитудой.

Основные виды разрывных нарушений. Сбросом называется разрывное нарушение, у которого висячее крыло относительно лежачего смещено вниз (рис. 26). Скважины, пересекающие сброс, фиксируют выпадение части пластов из разреза.

Взбросом называется разрывное нарушение, у которого вися­чее крыло относительно лежачего смещено вверх, что в разрезе скважин фиксируется повторением одних и тех же пластов.У взбро­сов угол наклона сместителя всегда больше 60°.

Разрывные нарушения, по форме напоминающие взбросы, но с меньшими углами наклона разрывного нарушения, назы­ваются надвигами (рис. 27) Пологие надвиги с огромной зоной перекрытия называются шарьяжами. Надвиговое крыло шарья-

жеи называют покровом или аллохтоном, а поднадвиговое крыло — автохтоном. Под действием денудационных процессов отдельные части аллохтона могут быть размыты вплоть до обнажения под ним участков автохтона. Выход на поверхность автохтона среди пород аллохтона называется тектоническим окном (рис. 28).

ю С

Формы разрывных на­рушений (рис. 29). Грабе­ном называется блок гор­ных пород, ограниченный разрывными нарушениями и опущенный относительно смежных с ним блоков. К грабенам нередко при­урочены речные долины, а на дне океанов — подвод­ные долины (рифты).

Горстом называется ограниченный разрывными нарушениями блок гор­ных пород, поднятый от­носительно смежных с ним блоков. Горсты могут быть тесно связаны с антикли-

нальными складками, а также могут быть самостоятельными структурными формами.

Сбросовая ступень представляет собой несколько блоков, сту-пенеобразно смещенных относительно друг друга по параллель­ным плоскостям. Сбросовые ступени могут ограничивать горсты и грабены, а также существовать независимо вдоль границ крупных поднятий и прогибов.

Магматические процессы

Магматическими процессами называются все процессы, с ко­торыми связано образование магмы и магматических пород, а также явления, обусловленные деятельностью магмы.

Как уже отмечалось, вещество земной коры и верхней мантии Земли находится в твердом состоянии, хотя породы на глубине 80—130 км, где температура недр достигает 1500 °С, должны были бы расплавиться. Сохранению вещества в твердом состоянии спо­собствуют высокие давления на этих глубинах. Нарушение термо­динамического равновесия, установившегося в процессе длитель­ного развития Земли (снижение давления или повышение темпе­ратуры), приводит к переходу в локальных участках вещества из твердого состояния в огненно-жидкое (магму). В результате в верх­ней мантии образуется магматический очаг. Понижение давления может быть обусловлено тектоническими движениями по разло­мам, проникающим глубоко в недра Земли. Увеличение темпе­ратуры возможно за счет теплового потока, связанного с некото­рыми глубинными процессами, например с радиоактивным рас­падом.

Переход вещества из твердого состояния в магму сопровож­дается резким возрастанием давления за счет энергии газов и пере­гретых паров, содержащихся в магме. Это, в свою очередь, спо-

собствует переходу тепловой энергии в кинетическую. В резуль­тате магма перемещается из магматических очагов в участки зем­ной коры, ослабленные тектоническими подвижками. Так как давление в земной коре значительно меньше, чем в верхней ман­тии, то происходит резкое часто взрывное выделение газов из магмы. Взрывы газа приводят к образованию в земной коре кана­лов, по которым магма устремляется к поверхности Земли. Под­нимаясь по этим каналам, магма или внедряется в земную кору, не достигая поверхности, или извергается на поверхность в виде лавы.

Интрузивный магматизм. Процесс внедрения магмы в земную кору носит название интрузии. Интрузией назы­вают и магматическое тело, образовавшееся при застывании магмы на глубине в земной коре. Формы интрузий различны (рис. 30).

Батолиты — огромные массивы магматических пород непра­вильной формы, обычно гранитоидного состава, образовавшиеся глубоко в земной коре. Иногда они обнажаются на земной поверх­ности в результате действия экзогенных процессов. Нижней гра­ницы батолитов еще нигде не удалось зафиксировать. Площадь их измеряется тысячами квадратных километров. С вмещающими породами они залегают несогласно. Небольшие батолиты пло­щадью менее 200 км² называются штоками.

Лакколиты — тела грибообразной формы, встречающиеся в верхних слоях земной коры. Своеобразная форма их обуслов­лена выгибанием вышележащих слоев над магматическим каналом под напором магмы, в связи с чем подошва и кровля лакколитов залегают согласно с вмещающими породами.

Секущие жилы, или дайки,—плитообразные тела, образовав­шиеся в результате выполнения полостей трещин магматическими

расплавами. Обычно они приурочены к замковым частям складок, что указывает на их связь с разломами, в результате которых возникают трещинные пустоты, куда и устремляется магма. Мощность секущих жил 1—3 м, но иногда достигает многих метров. При разрушении менее крепких смещающих пород на поверхности жила зачастую выступает в виде стены.

Горизонтальные пластовые интрузии, образовавшиеся при внедрении магмы между пластами горных пород, называются силлами.

Факолиты — тела, по своей форме напоминающие изогнутую чечевицу сравнительно небольших размеров. Располагаются они в сводах складок согласно с пластами вмещающих пород, что свидетельствует об их сингенетичности с образованием складок.

Вулканизм. Под вулканизмом, или эффузивным магма­тизмом, понимают комплекс всех явлений, связанных с деятель­ностью вулканов.

Вулканы, извержение которых происходит в настоящее время или происходило в течение исторического времени, называются действующими, а вулканы, об извержениях которых нет истори­ческих данных, называются потухшими (Казбек, Эльбрус). Однако деление это чисто условное, поскольку вулканы, считающиеся потухшими, иногда возобновляют свою деятельность. В настоящее время известно более 500 действующих вулканов. У нас в стране 23 действующих вулкана находится на Камчатке и 38 — на Ку­рильских островах.

Типы вулканов. Различают вулканы трещинного и централь­ного типов. Трещинные вулканы извергают газы и жидкие лавы по трещинам в земной коре. Размеры трещин могут быть очень большими. Ныне действующие на поверхности Земли трещинные вулканы известны в Исландии, они приурочены к разломам дли­ной до 40 км. Наиболее активен трещинный вулкан Гекла. В наши дни интенсивно проявляются трещинные вулканы на дне океанов. При извержении лава растекается по обе стороны трещины, образуя покровы огромных размеров. Так, образовавшиеся в не­огене и антропогене базальтовые покровы в районе Армянского нагорья занимают площадь около 50 тыс. км².

Вулканы центрального типа имеют форму усеченных конусов, куполов, щитов, сложенных продуктами извержения. Наиболь­шая высота вулканов 4—5 тыс. м. Чашеобразное углубление на вершине вулкана называется кратером (рис. 31), канал, по ко­торому поднимается лава, — жерлом. Жерло соединяется с вто­ричным очагом, питающим вулкан и расположенным в земной коре. Основные первичные магматические очаги вулканов на­ходятся в верхней мантии и соединены каналами с вторичными. Выделяются вулканы моногенные, извергающиеся один раз, и полигенные, извергающиеся многократно. К моногенным вул­канам относят так называемые трубки взрыва. Их образование связано с единым огромной силы взрывом газа, выделяющегося

из магмы, без появления лавы. В ФРГ такие вулканы называются маарами. Маары имеют вид широкой воронки, окруженной валом из рыхлых продуктов извержения. Диаметр их^200—3200 м, глубина 150—400 м. Характерно, что трубки взрыва, обнару­женные в той или иной местности, расположены на одной линии. Трубки, выявленные у г. Кимберли в Африке, получили назва­ние кимберлитовых. В породах, заполняющих кимберлитовые трубки, найдены алмазы. Кимберлитовые трубки обнаружены у нас в Якутии.

Полигенные центральные вулканы по строению и характеру извержения в свою очередь подразделяются на несколько типов. На характер извержения влияет состав лавы. Извержение вулка­нов, выделяющих жидкую, бедную газами лаву, происходит спокойно (гавайский тип). Однако у таких вулканов в процессе извержения могут возникать лавовые фонтаны высотой до не­скольких десятков метров. Конусы вулканов, построенные только из застывшей лавы, называются щитовыми. Склоны их пологие (уклон 3—10°). Диаметр кратеров может достигать 5 км.

У вулканов типа Везувия вязкая, богатая газами лава заку­поривает жерло, препятствуя свободному их выходу. Поэтому извержению таких вулканов предшествуют подземные толчки. Затем происходят сильные взрывы газов, выбрасывающие из кра­тера на несколько километров вокруг огромное количество пепла, лапиллей и бомб. Вулканы изливают порой огромное количество лавы. Продукты извержения образуют высокие конусообразные горы с крутыми склонами (до 30 °).

У вулканов типа Мон-Пеле газы не в состоянии прорвать застывшую в жерле вязкую лаву. С сильнейшими взрывами они вырываются через боковые отверстия. Вырвавшиеся газы обла­дают высокой температурой (до 800 °С — «палящие тучи») и при­носят большие разрушения. Лава у таких вулканов медленно выдавливается из жерла, образуя купол — обелиск.

Из-за вязкой лавы кислого состава извержения вулканов типа Кракатау также сопровождаются сильными подземными толчками и взрывами с выбросом газа и пепла. Последующий мощный взрыв разрушает почти весь вулкан.

Таким образом, в процессе извержения вулканов выделяются газообразные, жидкие и твердые продукты.

Газообразные продукты состоят в основном из паров воды, а также содержат водород, хлор, серу, азот, углерод, кислород, углекислый газ, метан, аммиак, сернистый газ и др.

Жидкие продукты извержений представлены лавой — магма­тическим расплавом, в значительной мере освобождавшимся в процессе подъема из недр от летучих веществ. Химический состав лав разнообразен, преобладают О, Si, Al, Mg, Na, Ca, К, Н и др. Растекаясь на поверхности и застывая, лава образует покровы и потоки, а иногда нагромождение глыб. Основные породы, развитые на платформе и образовавшиеся в процессе определенного цикла магматизма, называются траппами (напри­мер, траппы Сибирской платформы).

Твердые продукты извержений в зависимости от размера частиц подразделяются следующим образом: вулканический пе­пел — наиболее мелкие (до 1 мм) частицы застывшей лавы, об­ломки отдельных минералов и иногда чуждых пород; вулканиче­ский песок — мелкие (1—2 мм) частицы застывшей лавы; ла-пилли — обломки лавы диаметром от 2 до 30 мм; вулкани­ческие бомбы — куски лавы, выброшенные при извержении в пла­стическом состоянии и получившие при застывании различную форму, размер бомб может достигать 15 м в поперечнике. Твер­дые продукты извержений, отложившиеся в том или ином месте, постепенно уплотняются, цементируются и превращаются в по­роду, называемую вулканическим туфом.

Поствулканические процессы — процессы, происходящие после активной фазы извержений вулкана. Они могут продолжаться длительное время в виде извержений небольших грязевых вулка­нов (сальз), фонтанирования пара и горячих вод (гейзеров), различных проявлений горячих источников термальных и термо­минеральных вод.

Вулканические зоны — глубинные разломы и связанные с ними тектонические движения создают благоприятные условия для образования магматических очагов в верхней мантии Земли. Поэтому действующие вулканы сосредоточены в зонах интенсив­ного движения земной коры. Одна из этих зон прослеживается по берегам Тихого океана, образуя Тихоокеанское вулканическое кольцо. Другая зона — Средиземноморско-Индонезийский пояс— протягивается из бассейна Средиземного моря к островам Индо­незии. Третья зона образует Атлантический пояс, который про­ходит через Исландию, острова Азорские, Мадейра, Канарские, Зеленого Мыса, Вознесения, Св. Елены, Тристан-да-Кунья.

Понятие о метаморфизме горных пород

Метаморфизмом горных пород называется совокупность про­цессов, происходящих ниже зоны выветривания и вызывающих изменения горных пород под действием давления, температуры и химически активных веществ. Эти изменения сводятся к частич-

ной или полной перекристаллизации пород с образованием новых структур и в большинстве случаев с возникновением новых ми­нералов. При этом нередко может меняться и химический состав пород.

Различают три основных типа метаморфизма: динамомета-морфизм, контактовый и региональный (динамотермальный).

Динамометаморфизм, или дислокационный мета­морфизм, — это изменение горных пород при низких темпера­турах под действием высокого давления, возникающего при склад-кообразовательных процессах.

Динамометаморфизм может быть пластическим и катакласти-ческим. При пластическом динамометаморфизме изменения в по­роде происходят без раздробления минеральных компонентов. В результате возникает вторичная сланцеватость пород или кли­важ. Кливажем называется расслаивание горных пород, в направ­лении, перпендикулярном к направлению давления. Катакласти-ческий динамометаморфизм вызывает раздробление горных по­род, их перетирание, в результате чего образуются новые, катак-ластические породы.

Контактовый метаморфизм представляет со­бой изменение горных пород под воздействием магмы, а также выделяющихся из нее летучих веществ и гидротермальных рас­творов.

Различают контактовый метаморфизм: без привноса вещества— термальный и с привносом вещества — аддитивный. Последний подразделяют на пневматолитовый и гидротермальный.

Термальный метаморфизм обусловлен действием высокой тем­пературы (при низком давлении), под влиянием которой проис­ходит перекристаллизация породы с образованием новых мине­ралов. Так, известняк превращается в мрамор, имеющий тот же состав, но другую структуру.

Пневматолитовый метаморфизм приводит к изменению горных пород под воздействием раскаленных газов магмы, при этом происходит полная или частичная замена минералов. К числу вновь образованных минералов относятся мусковит, топаз, мо­либденит, турмалин и др.

Гидротермальный метаморфизм — это процесс химического изменения горных пород под действием горячих водных раство­ров, которые образуются при конденсации водяных паров, выде­ляющихся из магмы и несущих с собой летучие химические ве­щества.

Нередко процессы пневматолитического и гидротермального метаморфизма протекают совместно.

Региональный метаморфизм — это процессы, протекающие в геосинклинальных областях на больших глуби­нах в результате совместного воздействия на горные породы высокого давления и температуры, высокой температуры магмы и постмагматических растворов.

Землетрясения

Землетрясения выражаются в упругих волновых колебаниях, возникающих в разных участках Земли. Они могут быть вызваны тектоническими и вулканическими процессами, обвалами на поверхности и в подземных пустотах.

Тектонические землетрясения происходят вследствие быстрого разрешения напряжений, накапливающихся внутри Земли, и сопровождаются упругими колебаниями вещества — сейсмиче­скими волнами. Они связаны с образованием разломов и движе­нием блоков земной коры, в результате которых появляются тре­щины, волновые изгибы, сбросы, взбросы, сдвиги и т. п.

Вулканические землетрясения, достигающие порой огромной силы, обусловлены толчками, вызванными взрывами газов в про­цессе извержений вулканов.

Обвальные землетрясения связаны с обвалами горных пород на поверхности и в подземных пустотах. Сила этих землетрясений и области их распространения незначительны.

Ежегодно сейсмические станции регистрируют до 10 000 земле­трясений. Из них 95 % приходится на долю тектонических.

Область в недрах Земли, где возникает землетрясение, назы­вается гипоцентром. Глубина его залегания различна и дости­гает 700 км. Землетрясения с глубиной гипоцентра до 50 км на­зывают поверхностными, 50—300 км — промежуточными и свыше 300 км — глубокофокусными. Проекция гипоцентра на земную поверхность называется эпицентром. От гипоцентра во все сто­роны распределяются сейсмические волны в виде затухающих колебаний.

Различают продольные и поперечные сейсмические волны. Скорость распространения продольных волн превышает скорость поперечных почти вдвое. Она зависит от упругости и плотности горных пород. Максимальными скоростями характеризуются кристаллические породы (до 6500 м/с). На границах раздела различных сред возникают поверхностные волны, расходящиеся во все стороны от эпицентра со скоростью, не превышающей 1000 м/с.

Сила землетрясений различна. Ежегодно на Земле происходит до 150 сильных землетрясений, причиняющих значительные разрушения. В СССР сила землетрясений измеряется по 12-балль­ной шкале.

Для регистрации землетрясений организуются сейсмические станции, снабженные специальными приборами — сейсмографами.

Для науки очень важно уметь предсказывать, где, какой силы и когда может произойти землетрясение. Для этого на осно­вании закономерностей распространения сейсмических зон, где наиболее часто происходят землетрясения, составляют карты сейсмического районирования. В настоящий период развития 60

Земли выделяют две основные зоны. Они, как и вулканические зоны, приурочены к зонам интенсивного движения земной коры, т. е. к зонам альпийской складчатости и новейших тектониче­ских движений. Одна зона окаймляет побережье Тихого океана, другая — приурочена к Средиземноморско-Индонезийскому поясу. Гораздо труднее предсказать, когда в том или ином месте про­изойдет землетрясение. С этой целью в СССР и в других странах, расположенных в сейсмических зонах, проводятся специальные исследования. Строительство в таких зонах ведется с применением средств, обеспечивающих устойчивость сооружений при земле­трясениях различной силы, прогнозируемой для того или иного района.