учебники / Гаврилов В.П. «‎Общая и историческая геология и геология СССР»

Лавовый

+ +

+ • + + +

Рис. 14. Формы залегания магматических пород:

1 - эффуэивнwх, 2 - интруэнвных (цифры на схеме)

ческие тела сравнительно небольших размеров, залегающие

в ядре антиклинальных или синклинальных складок, относят

к факолитам.

Пластеобразные интрузивные тела называют силлами; пли­

тообразные формы, возникающие при заполнении крупных тре­

щин магмойдайками; дайки небольших размеровжилами. В зависимости от соотношения с вмещающей осадочной тол­ щей интрузивные тела делят на согласные (силлы, лакколиты, лополиты, факолиты) и песогласные (батолиты, штоки, дайки,

жилы).

Лавовые покровыэто застывшие лавовые образования, имеющие большую площадь (десятки тысяч квадратных кило­

метров). Вытянутые лавовые тела рассматривают как лавовые

потоки; застывшие сводообразные лавовые образованиякак лавовые купола, а столбообразные тела, заполнявшие жерла

вулканов,- как некки.

Метаморфические горные породы не имеют самостоятельных

форм залегания. Чаще всего они пре,р:ставлены сложно дисло­

цированными пластами, смяты в различные складки, осложнен­

ные дизъюнктивными дислокациями.

§ 4. ПОНЯТИЕ О ГЕОЛОГИЧЕСКИХ I(APTAX

Изображение разнообразных форм залегания горных пород на

плане достигается путем составления геологических карт. Гео­ логическая картаэто проекция в уменьшенном масштабе на

41

Особыми знаками показывают элементы залегания nластов и

различных разрывных нарушений. Горизонтально залегающий пласт на геологической карте отображается в виде полос раз­ личной ширины, при этом линии, соответствующие кровле и по­ дошве пласта, будут практически параллельны горизонталям

рельефа. Рисунок складки будет выражен концентрическими

или овальными пятнами, в ядре антиклиналей будут распола­

гаться относительно более древние породы, а в ядре синклина­ лейболее молодые.

Геологические карты, как правило, сопровождаются геоло­

гическими профильными разрезами и литолого-стратиграфиче­ скими колонками. Первые показывают соотношение пластов в вертикальном сечении (см. рис. 15, в); вторыепоследова­

тельное напластование пород региона с указанием их возраста,

ЛИТОЛОГИН И МОЩНОСТИ (см. рис. 15, 6).

Геологические карты составляют при проведении геологиче­ ской съемки. Они представляют собой важный документ при

изучении геологического строения региона и поисках в его пре­

делах ·месторождений полезных ископаемых.

Вопросы для самопроверки

1.Дайте характеристику структуры кристалла.

2.Каковы физические свойства минералов?

3.Какие классы минералов Вы знаете? Приведите примеры.

4.Что представляет собой горная порода?

5.Дайте определение осадочных горных · пород. Приведите их класси­

фикацию по способу образования.

6. Какие породы относят к химическим? Приведите формулы основных

осадочных пород химического происхождения.

7. Назовите породы биохимического и смешанного происхождения. В ка­ ких условиях они возникают?

В. Определите магматические nороды, дайте их классификацию.

9. Какая nорода более основная: базальт или андезит? Какая более

кислая: гранит или дунит?

10.Что такое ультрабазиты?

11.Какие породы относятся к метаморфическим?

12.Дайте понятие термина «пласта», «свиты».

13.Назовите различные виды мощностей пласта.

14.Какая мощность больше: истинпая или горизонтальная?

15.Что представляет собой горный компас? Как с его помощью измеряют элементы залегания пласта?

16.Приведите элементы залегания пласта.

17.Нарисуйте схему согласного и несогласиого залегания слоев.

18.В чем различие пликатионых и дизъюнктивных дислокаций?

замок, шарнир, осевую плоскость, ось, длину, ширину, амплитуду.

21.Формы залегания интрузивных пород. Дайте схему.

22.Формы залегания зффузивных пород. Дайте схему.

23.Что такое геологическая карта?

24.Какими геологическими документами сопровождается геологическая

карта?

43

ГлаваЗ

СТРОЕНИЕ ЗЕМЛh

Представление о внутреннем строении Земли основано на изу­

чении характера распределения в земных недрах упругих ко­

лебанийсейсмических .волн. Они могут вызываться как есте­ ственным (при землетрясениях), так и искусственным путями (взрывы). Как уже отмечалось, недра Земли в зависимости от

свойств и плотности слагающих их веществ делят на несколько

оболочек, или геосфер, которые обозначают заглавными бук­ вами латинского алфавита (см. рис. 5): А- земная кора; В-­ верхняя мантия; С- с,редняя мантия; D' и D"- нижняя ман­

тия; Е- внешнее ядро; F- переходпая оболочка; G- внутрен­ нее ядро (субъядро).

§ 1. ЗЕМНАЯ I(OPA

Земная кора (слой А)- самый верхний твердый слой планеты. От нижележащих гысфер она отделена поверхностью М (Моха,

Мохоровичича), названной так в честь югославского геофизика А. Мохоровичича. Глубина залегания этой поверхности раз­ лична: на континентах от 35 до 70 км, .в океанах от 5 до 15 км; в среднем- 33 км. При переходе этой границы меняются хи­

мический состав вещества и его плотность, в связи с чем про­

исходит скачкообразное увеличение скорости ра.спространения

упругих волн (продольных от 6,8 до 8,4 км/с; поперечных от 3,7

до 4,7 км/с). Средняя плотность горных пород, слагающих зем­

ную кору, составляет 2,8·103 кг/см3 , изменяясь от 1,6 до 3,2·103 кг/см3• На долю земной коры приходится около 0,8 % всей

массы нашей планеты.

В химическом составе земной коры преобладают О (49,13 %) , Si (26 %) и А! (7,45 %) . Значительную роль играют также Fe

(4,2 %), Са (3,25 %), Na (2,40 %), К (2,35 %) и Mg (2,35 %).

Самый распространенный элементкислородпредставлен

оксидами Si02 (58%), АI2Оз (15%), FeO и Fe20 3 (8%), СаО (6% ), MgO (4 %), Na20 (4% ), К2О (2-2,5%) и т. д. Земная

кора характеризуется относительно высоким содержанием дол­

гоживущих радиоактивных изотопов урана, тория и калия. При­

чем максимальная их концентрация отмечается в кислых поро­

дах (3,5 · 10-4 % в гранитах), минимальная- в ультраосновных

(3 · 10-7 % в дунитах). Минеральный состав земной коры опре­

деляется легкоплавкими силикатами с преобладанием алюмо­

силикатов. Химический состав земной коры отличается от

состава нижележащих оболочек и метеоритного вещества повы­

шенной концентрацией кремнезема, щелочных металлов, боль­

шинства редких элементов Р поиижеиным содержанием магния

44

кора

Верrн.ня

мантия

ГТi/15

L..L.L.i.J

Рис. 16. Разрез земной коры по лшнш Южная АмерикаАфрика:

1 -осадочный слой; 2 - «гранитный)> слой конпшснтов; 3 - «базальтовыii» слой кон­

пшентов 11 базальтовый, габбро·серпентннитоnый слой океанов; 4 - подкаравая часть

литосферы (субстрат); 5 - астеносфера ·

и элементов группы железа (Fe, Со, Ni, Cr). Считают, что веще­

ство земной коры образовалось из мантии за счет выплавле­

ния и дегазации.

По особенностям геологического строения, геофизической ха­

рактеристике, химическому соста.ву земную кору делят на три

типа: континентальный, океанический и промежуточный

(рис. 16).

Континентальная кора покрывает третью часть поверхности

земного шара. Она присуща континентам, мелководным зонам

морей и океанов (шельфам) и крупным островам. Традиционно

вее строении выделяют три слоя, которые условно называют

осадочным, «гранитным» и «базальтовым».

ОсаДочный слой, характеризующийся скоростями распреде­ ления продольных упругих колебаний 1,6-5 км/с, сложен пре­ имущественно осадочными породами. Магматические (вулкани­ ческие, пирокластические) и метаморфИческие (глинистые сланцы) образования имеют небольшое значение.

«Гранитный» слойспецифическая принадлежиость конти­ нентальной коры. Скорости распространения в нем продольных упругих колебаний 5,5-6,5 км/с. Во многих местах земного

шара он обнажается на дневной поверхности, вскрыт скважи­

нами. Изучение гранитного слоя показала, что сложен он кислыми магматическими и глубокометаморфизованными поро­ дами (гнейсы, слюдистые сланцы и др.). В связи с этим пра­

вильнее было бы называть его гранито-гнейсовым (по В. В. Бе­

лоусову) или гранито-метаморфическим (по Е. Е. Милаиов­

екаму и В. Е. Хаину) слоем. Максимальные мощности гранит­

ного слоя (до 40 км) установлены под молодыми горно-склад-

45

чатыми сооружениями; в некоторых местах континентов слой

выклиннвается, образуя так называемые «базальтовые окна»

(Прикаспийская, Мексиканская синеклизы). Подошва гранит­

ного слоя представляет собой поверхность Конрада {К).

В настоящее время существование регионально выдержан­

ной поверхности раздела между «Гранитным» и «базальтовым» слоями оспаривается. Например, Кольская сверхглубокая сква­ жина не вскрыла поверхность Конрада на глубине, заданной сейсмическими исследованиями. Предполагается, что поверхно­ сти, которые отождествляют с поверхностью К, находятся на

различных уровнях и отражают плотностную и вещественную

неоднородности как в «Гранитном», так и в «базальтовом»

слоях.

«Базальтовый» слой залегает в основании коры. На днев­

ной поверхности достоверно не обнажается и скважинами не

вскрыт. О составе его судят по сейсмологическим данным. Экс­

периментально установлено, что скорости распределения про­

дольных упругих колебаний {6,5-7,4 км/с), nрисущие этому слою, отвечают базальтовым nородам. Однако такие же скоро­

сти характерны для осадочных и вулканогенных пород, про­

шедших высшую (гранулитовую) стадию метаморфизма. По­

этому ряд исследователей .(В. В. Белоусов, И. А. Резанов,

П. Мишо) предложили выделять этот слой как гранулито-бази­

товый. Мощность слоя до 40 км. Подошва его соответствует по­

верхности М. Все больший объем сейсмических данных свиде­

тельствует, что поверхность М расслоена и не представляет со­ бой единой границы разделаэто своеобразный переходвый слой между земной корой и мантией.

В связи с условностью наименований слоев континенталь­ ной коры распространено деление ее на осадочный слой и кон­ солидированную кору. В nоследней, в свою очередь, выделяют

верхний, средний и нижний скоростные этажи; строение коры

можно представить скоростными геофизическими моделями.

Верхний этаж консолидированной коры соответствует, ве­

роятно, «гранитному» слою в традиционном понимании. По дан­

матическими и метаморфическими породами. С глубиной основ­

ность пород увеличивается, о чем свидетельствует nостепенное

возрастание скорости распространения упругих волн.

Средний этаж прослеживается до глубины порядка 30 км.

В его пределах кислые породы полностью сменяются основ­ ными, а скорости упругих колебаний составляют 6,4-6,7 км/с.

Он характеризуется большей однородностью, чем верхний слой

консолидированной коры, пониженнем скорости распределения

упругих колебаний, расслоенностью. Это несколько ослаблен-

46

ный слой, в нем возникает возможность для горизонтального

перемещения вещества коры. Такие поверхности скольжения в данном слое были зафиксированы на Памире, где на глубине 30-40 км обнаружены субгоризонтальные :юны концентрации гипоцентров землетрясений.

Нижний (высокоскоростной) этаж характеризуется ско­ ростью распространения упругих колебаний 6,8-7,6 км/с. Сло­

жен он, вероятно, ультраосновными породами типа габбро. В не­

которых местах континентов этот слой не устанавливается (За­

падная Европа), что связано с его выклиниванием или с рез­

ким утонением.

Характерная особенность строения континентальной коры­

наличие сравнительно резкого увеличения ее мощности под гор­

ными сооружениями. Максимальные мощности (свыше 70 км) установлены под Гималаями. Обычно в горных районах мощ­

ность коры измеряется от 50 до 65 км, а под равнинами от 35 до 45 км. Эта особенность строения горных массивов получила название корней гор. Однако при более детальном рассмотрении выясняется, что в пределах горных систем имеются как обла­ сти с существенно увеличенной мощностью коры (корни гор), так и области с сокращенной до 40 км мощностью коры.

Океаническая кора по своему строению принципиально от­

личается от континентальной. Она состоит из трех слоев: пер­

вогоосадочного, второгобазальтового и третьегогаббро­

серпентинитового. Общая мощность океанической коры варьи­ рует от 5 до 15 км (см. рис. 16).

Первыйосадочный слой покрывает дно морей и океанов.

Плотность осадков около 2·103 кг/см2 , а скорость распростра­

нения сейсмических волн в нем варьирует от 1,5 до 2,5 км/с.

Осадочный слой океанов образовался в основном за счет вы­ носа осадочных веществ реками с континентов, собственно оке­ анического осадканакопления и вулканической деятельности.

В меньшем масштабе осадочный материал поставляется в Ми­

ровой океан ледниками, в результате морской эрозии, деятель­

ности ветра. Мощность осадочного слоя океанов колеблется от нескольких метров до 2 км вблизи континентов. Увеличение

мощности до 1 км отмечено на ряде крупных подводных плато

и возвышенностей, удаленных от материков. Аномально высо­

кие мощности осадочного слоя установлены по перифериям оке­

анов. Например, по окраине Атлантического океана выявлены

осадочные тела (линзы), мощность коТорых превышает 15 км. Отмечено проявление солянокупольной тектоники. Столь же

внушительны мощности осадочного слоя и в котловинах окра·

инных морей (Охотское, Я:по~ское моря и др.).

Степень деформированности осадочного слоя океанов изу·

чена пока недостаточно. Обычно осадки выполняют неровности

рельефа щщ и 3алегают субrоризоцталt>НО. Однако во многих

47

местах Мирового океана обнаружены складки, соляные и гли­ нистые диапиры, разломы. Все это свидетельствует о наличии

напряженной динамической обстановки в пределах осадочной

толщи океанов.

Второйбазальтовый слой океанической коры сложен чере­ дующимиен между собой базальтовыми лавовыми потоками, брекчиями, вулканическими пеплами и долеритоными дайками.

Такая разнородность слоя определяет и резкие (от 2,2 до

5,5 км/с) колебания скоростей распространения продольных сейсмических волн. Верхняя часть слоя формировалась в усло­

виях подводного вулканизма, о чем свидетельствуют шаровые

поверхности базальтовых потоков, напоминающие гигантские колбасы или причудливо переплетающиеся слоновьи хоботы. Потоки лав иногда перекрывали донные осадки, в результате чего образавывалея своеобразный слоеный пирог. С глубиной количество и мощность базальтовых пластов увеличиваются, а слои осадочных пород исчезают. В базальтах возрастает ко­

личес1'во кремнезема (до 50%), что отличает их от обычных

базальтовых пород континента. Такие базальты получили на­

звание толеитовых (по местности Толей в ФРГ). В нижней ча­

сти базальтового СЛ'ОЯ располагаются дайки, представляющие собой систему субвертикальных трещин, в свое время служив­ ших подводящими каналами для базальтовых лав, которые из­ ливались на океаническое дно. Базальтовый слой отвечает аку­ стичесК'ОЙ границе с вышележащими осадками. Поэтому его рассматривают как акустический фундамент осадочной толrци океанов. Мощность слоя варьирует от 1,5-2 км в районах nод­

водных поднятий до 0-500 м в наиболее глубоководных впа­

динах.

Третий- габбро-серпентинитовый слой называют фундамен­ том океанической коры. Он прослеживается стабильно во всех частях океанов. Примечательно, что слой характеризуется по­ стоянством мощности (5-6 км) и скоростью распространения сейсмических волн в пределах 6,4-7,2 км/с. О его составе име­ лись различные суждения. Одни исследователи считали, что слой сложен в основном габброидами и серпентинизированным перидотитомультраосновной магматической породой мантий­

ного происхождения, несколько видоизмененной в результате

контакта с океаническими водами. Другие ученые отстаивали гипотезу базальтового состава слоя, полагая, что он сложен та­

кими минералами как роговая обманка (амфиболит) и плагио­

клаз. Драгирование океанического дна в узких и глубоких рас­

селинах подтвердило первую точку зрения. Верхняя часть треть­

его слоя., представлена габбро, которые образавались при медленнон кристаллизации базальтовых расплавов в магматиче­

ском очаге. Нижняя часть слоя состоит из серпентинитов, воз­

никших при гидратации ультраосновных пород мантии океа-

48

ническими водами, проникающими вглубь по трещинам лито­ сферы.

Лромежуточная, или переходная кора имеет признаки как

континентальной, так и океанической коры, в связи с чем раз­ личают два ее подтипа: субконтинентальный и субокеаниче­ ский.

Субконтинентальная кора характерна для некоторых остров­ ных дуг. В ее строении присутствуют осадочный, «гранитный»

и «базальтовый» слои. Гранитный слой, в отличие от континен­

тов, имеет существенно сокращенную мощность. Более того, между ним и расположенным ниже базальтовым слоем нет

резкой границы. Общая мощность субконтинентальной коры 30-35 км. Субокеаническая кора при~уща окраинным и неко­

торым внутриконтинентальным морям. По своему строению она

тождественна с о,кеанической корой, но отличается значительно

увеличенной мощностью осадочного слоя (до 20 км). Гранитный слой практически отсутствует, и с глубиной происходит как бы

постепенное уплотнение осадочных пород. Мощность субокеани­ ческой коры 30-35 км.

Земная кора вместе с верхним слоем мантии (до астено­

сферы) образует чрезвычайно важную оболочку земных недр­ литосферу. Эта жесткая оболочка, характеризующаяся высокой прочностью и у,пругими свойствами, залегает на ослабленном, пластичном астеносфернам слое. Подошва литосферы соответ­

ствует положению температурной поверхности солидуса ман­

тийного вещества. Под материками подошва литосферы зале­

гает на глубинах от 150 до 250 км, а под океанамина rлубинах от 7 до 90 км. Такое существенное различие в мощ­ ностях континентальной и океанической литосферы объясняете~

боЛее древним возрастом первой. Согласно Представлениям

О. Г. Сорохтина, подкоравые части литосферы (субстрат, па

Е. Н. Люстиху) образуются за счет охлаждения и кристаллиза­ uии горячего мантийного вещества. В результате этого про­

цесса мощность литосферы Ht увеличивается пропорционально

корню квадратному из возраста плиты f:

где К- коэффициент пропорциональности (для океанической литосферы коэффициент К меняется от 7 до 8,5).

При определении мощности континентальной литосферы не­

обходимо учитывать влияние дополнительного разогрева коры

за счет распада радиоактивных элементов; здесь коэффициент

пропорциональности лежит в пределах 5,5-6,5. Следовательно, самая мощная литосфера будет наблюдаться под участками контиJiеJiтов с возрастом 1<оры 2 млрд лет и более.

49

§ 2. МАНТИЯ

Мантия nредставляет собой вещественный комnлекс, залегаю­

щий между nоверхностями Мохоровичича и Вихерта-Гутен­ берга, соответственно в интервале глубин от 33 км (в среднем) до 2900 км. Это самая мощная геосфера Земли. На ее долю приходится 83 % ее объема и почти 66 % массы. Сейсмологи­

ческие данные позволяют выделить в пределах мантии следую­

щие геосферы: верхнюю мантию (слой В), среднюю мантию

(слой С) и нижнюю мантию (слои D' и D").

Вещество мантии рассматривают как первичную земную ма­ терию, прошедшую nервую стадию дифференциации. Именно из

нее .произошло выплавление тяжелых элементов '(Ре, Ni), СКОН­

центрировавшихея в земном ядре. Оставшееся вещество ус­

ловно было nредложено (Д. Х. Грин, А. Е. Рингвуд) называть

пиролитом, т. е. пироксен-оливиновой породой.

Химический состав мантии оnределяется оксидами Si, Mg, Al, Са и др. Исходя из предположения, что минеральный состав

мантии более или менее однороден, границы раздела в мантии

Земли связывают с фазовыми и nолиморфными nереходами ве­

щества.

Верхняя мантия '(слой В) включает подкороную часть лито­ сферы и астеносферу {слой Гутенберга). Отделена от средней мантии границей раздела на глубине около 410 км. При пере­ ходе через границу раздела (сверху вниз) скорость распределе­

ния сейсмических волн резко возрастает: продольных от 7,9

до 9 км/с; поперечных от 4,5 до 5 км/с. Увеличение скорости

связывают с перестройкой кристаллической решетки некоторых минералов в сторону образования структур с более плотной

упаковкой атомов. Так, при давлении более 1·104 МПа оливин переходит в шnинель '(плотность возрастает на 7-10 %); при

давлении 2,4-104 МПа пироксены приобретают структуру иль­

менита (плотность увеличивается на 15%). При прохождении

сейсмических волн через астеносферу скорость их распростра­

нения уменьшается ·(особенно поперечных волн), что указывает

на снижение плотности вещества астеносфернаго слоя. Под

океанами астеносферный слой значительно мощнее, чем под континентами, а его подошва практически совпадает с подошвой верхней мантии. ·

На существование астеносферы впервые указал американ­

ский геолог Дж. Баррел в 1914 г. В 1926 г. Б. Гутенберг отме­ тил первые ее геофизические признаки в виде снижения скоро­

сти распространения упругих волн. Предполагается, что вяз­ кость вещества астеносферы составляет ]018_1020 Па -с, что на

3-4 nорядка ниже, чем в выше- и нижележащих областях

мантии.

В пределах астеносферы происходит частичное (от 1 до 10 %.

по. А. Е. Рингвуду) расплавление базальтовых составляющJfх.

50