Горные породы

Горной породой называется минеральный агрегат закономерного более или менее постоянного химического и минерального состава. Совокупность горных пород образует земную кору.

Наука, занимающаяся изучением горных пород, их состава, строения, происхождения и условий залегания, называется петро­графией.

По минеральному составу горные породы подразделяют на одно минеральные и многоминеральные. Одно-минеральные горные породы состоят из одного минерала и по числу названий немногочисленны (галит, лед, мрамор, кварцит и др.).

Многоминеральные горные породы состоят из различных мине­ралов, причем для каждой горной породы обязателен определенный комплекс минералов. Число этих пород несравненно больше, чем одноминеральных.

Важными отличительными особенностями различных горных пород являются их структура и сложение (текстура).

Структура породы — это взаимное пространственное соот­ношение минеральных зерен, составляющих породу, их форма и размеры.

Сложение (текстура) выражается в распределении минералов в породе, ориентировке зерен, слоистости, пористости, сланцеватости.

Минеральный состав горных пород тесно связан с их происхожде­нием. По этому признаку горные породы разделяются на три боль­шие группы: 1) магматические, или изверженные, горные породы. Составляют 95% от общей массы горных пород земной коры; 2) оса­дочные горные породы и 3) метаморфические горные породы. Две последние группы вместе составляют 5% от общей массы горных пород.

Магматические горные породы — результат застывания силикат­ных расплавов (магмы), внедрившихся в земную кору или вылив­шихся на ее поверхность. В первом случае продукты застывания магматического расплава называют интрузивными магма­тическими породами, во втором — эффузивными.

Осадочные горные породы образуются за счет переотложения продуктов разрушения ранее сформировавшихся пород, их назы­вают обломочными породами; вследствие выпадания в оса­док химических соединений, растворенных в воде (хемогенные химически осажденные породы); за счет деятельности организмов и растений и накопления органических остатков на дне

64

морей, озер, в болотах (органогенные породы). Особое место занимают щины, состоящие из химически осажденных и очень тонких обломочных пылеватых частиц.

Метаморфические горные породы представляют собой продукты преобразования осадочных и магматических пород под действием высоких температур и давления, привноса химических элементов из очага остывающей магмы и других факторов, свойственных про­цессу метаморфизма.

Магматические горные породы

В зависимости от условий, в которых происходит застывание магматического расплава, образуются породы, различные по своей структуре. Если застывание происходит на большой глубине, в усло­виях высоких давлений и в течение длительного периода времени, то образуются породы, в которых все минералы характеризуются полным развитием кристаллов. Порода приобретает полнокристал­лическую структуру. В том случае, когда магма застывает на поверх­ности Земли, в условиях относительно низкого атмосферного давле­ния, быстрого падения температуры и удаления газовых компонен­тов, застывание происходит быстро и порода приобретает скрыто-кристаллическую структуру или застывает даже в виде стеклова­той массы.

Если при подъеме магмы из глубины в ней успели выкристалли­зоваться зерна какого-нибудь одного минерала, а основная масса магматического расплава вышла на поверхность земли и застыла в атмосферных условиях, то образуется порфировая структура, для которой характерно вкрапление крупных кристаллов образовавше­гося на глубине минерала в основную некристаллическую (или скрытокристаллическую) массу. Выкристаллизовывание отдельных минералов может происходить и на поверхности Земли, во внутрен­них частях мощного лавового потока. Текстура лавового потока нередко принимает пузырчатый характер за счет вспенивания лавы выделяющимися газами. Оставшиеся от газовых пузырей полости могут заполняться вторичными минералами, образующимися из горячих водных растворов, проникающих в застывшую лаву. Чаще всего поры заполняются кальцитом, опалом или халцедоном, кото­рые образуют на темном фоне породы светлые миндалевидные вкра­пления. Структура таких пород носит название миндалевидной, или миндалекаменной.

По абсолютной величине кристаллических зерен различают следующие структуры горных пород:

1. весьма крупнозернистые — размер зерен более 10 мм,

2. крупнозернистые — более 3 мм,

3. среднезернистые — от 1 до 3 мм,

4. мелкозернистые — менее 1 мм,

5. плотные, или афанитовые, зерна не видны в лупу. Афанитовая структура более характерна для излившихся горных пород.

Тип структуры определяется по среднему размеру зерен. Если кристаллы в породе примерно одинаковых размеров, то она носит название равномернозернистой, если размер кристаллов различен, то — неравномернозернистой.

С вулканическими процессами связано также образование пород, состоящих из твердых продуктов извержения, пирокластические породы. К ним относятся: вулканический пепел, мелкие обломки (лапилли) и вулканические бомбы. Скопление этих продуктов носит название агломератов и туфов.

По содержанию окиси кремния все магматические горные породы подразделяются на кислые, средние, основные и ультраосновные.

Кислые породы содержат SiO₂ от 65 до 75%

Средние » » » » 52 » 65%

Основные » » » » 40 » 52%

Ультраосновные » » меньше 40%

В кислых породах основное количество SiO₂ расходуется на построение ряда минералов, например полевых пшатов, а избыток кристаллизуется в виде зерен кварца. В средних породах кристаллы кварца, как правило, не встречаются. В основных породах увели­чивается содержание кальция, магния и железа, что приводит к образованию кальциево-железисто-магнезиальных силикатов (авгит) и даже железисто-магнезиальных силикатов (оливин). Ультраосновные породы содержат в большом количестве оливин.

Большое значение имеет содержание в магматических породах полевых шпатов и фельдшпатитов. Преимущественное присутствие в породе ортоклаза, плагиоклаза или нефелина определяет ее назва­ние. Другими минералами, определяющими название горной породы, являются темные минералы (темноцветные силикаты), которыми являются авгит, оливин, роговая обманка, биотит и некоторые другие. Полевые шпаты и фельдшпатнты характерны для кислых, средних и частично для основных пород, темноцветные — для ультра­основных, основных и реже средних и кислых пород.

Преобладание светлых или темных минералов придает и самой породе светлый или темный цвет. Кислым и средним породам при­суща чаще всего светлая окраска, основным и ультраосновным — темно-серая или зеленовато-черная.

Для визуального определения магматических горных пород акад. А. П. Павлов, используя их внешние и минералогические признаки, составил таблицу, которая приводится ниже в несколько измененном виде (табл. 6).

В приведенную таблицу не входят породы, называемые пегма­титами и обсидианами. Пегматиты состоят из кварца, ортоклаза, роговой обманки и слюды, т. е. по минеральному составу являются аналогами гранитов. Отличаются они от гранитов взаимным прорастанием кристаллов кварца и ортоклаза, часто придающим

66

поверхности породы сходство с камнем, покрытым древнееврейскими письменами, за что ее называют письменным гранитом.

Обсидиан, или вулканическое стекло, представляет собой стекло­видную, однородную породу с раковистым изломом, чаще черного или серого цвета. По составу обсидианы чаще всего кислые породы; реже встречаются средние и основные обсидианы.

Осадочные горные породы

Осадочные горные породы возникают в результате разрушения любых горных пород и переотложения продуктов разрушения при помощи различных экзогенных процессов. Образование осадочных толщ связано также с жизнедеятельностью организмов и с осажде­нием минерального вещества из водных растворов.

Магматические, метаморфические и другие древние породы, обнаженные на поверхности земли, подвергаются физическому и химическому выветриванию. При физическом выветривании породы разрушаются на обломки с сохранением их минерального состава. При химическом — происходит изменение химического состава ми­неральных частиц, составляющих породу. В результате преобразо­вания породы под действием химических процессов растворимые продукты уносятся в растворах, а нерастворимые — либо остаются на месте, либо переносятся текучими водами, ветром, ледниками и т. д.

В процессе переноса и аккумуляции обломки пород окатываются, сортируются по удельному весу, величине и другим физическим свойствам, образуют породы новые по минеральному составу и ха­рактеру расположения частиц (текстуре).

При ледниковой аккумуляции обломки (частицы), слагающие породу, обычно расположены беспорядочно. В морских и пресных водоемах осадки образуют слоистую толщу. Отдельные слои имеют различный минеральный состав, крупность зерна, цвет и т. д. При спокойном состоянии водной массы и на ровной поверхности дна осадки накапливаются в виде горизонтальных слоев. Слоистость обусловлена изменением состава осадков, что в свою очередь зависит от изменения процессов разрушения и захвата материала (в области сноса), изменениями в режиме самого бассейна, возникновением течений и т. д. В случае накопления химически осажденных осадков слоистость может возникнуть в результате изменения солевого ре­жима бассейна.

Если отложение осадков происходит при быстром течении, то образуется косая и перекрестная слоистость. Подобные виды слои­стости (горизонтальная, косая и т. д.) наблюдаются также в осадках, накапливающихся под действием ветра, рек, ручьев и т. п.

Важной особенностью некоторых осадочных пород является их сцементированность, которая может возникнуть одновременно с отло­жением осадков и может развиться позднее — после отложения. Цементирующее вещество (кремнезем, известь, бурая окись железа

и др.) может быть внесено в рыхлую осадочную породу, име-

ющими в ней подземными водами. От состава цемента и степени

сцементированности зависят механические особенности породы

(твердость).

Для многих осадочных пород характерна пористость, которая зависит от величины зерен, их расположения и формы, состава цемента, сцементированности и ряда других причин. По размеру пор осадочные породы делятся на плотные (практически пор в породе нет), мелкопористые (поры размером до 0,6 мм), крупнопористые (поры до 2,5 мм) и кавернозные (поры и пустоты больших размеров).

Окраска осадочных пород зависит: от минерального состава, от примесей, от корочек химически выделенных веществ, обволаки­вающих зерна минералов, составляющих породу.

Различия в процессах образования осадочных горных пород позволяют классифицировать их (в первом приближении) по проис­хождению, выделив: 1) обломочные, 2) глинистые, 3) химически осажденные и 4) органогенные.

Обломочные породы различаются по размерам составляющих их обломков, окатанности или угловатости зерен, сцементированности или рыхлости самой породы.

Обломки размером от 0,01 до ОД мм образуют породу, называ­емую алевритом. Окатанность частиц при этом во внимание не принимается. Сцементированные алевриты называют алевро­литами. Алевриты сложены из зерен различных минералов, преимущественно кварца; характеризуются тонкой, пылеватой струк­турой. Примером такой породы может служить лёсс, состоящий из зернышек кварца, глинистых частиц и углекислой извести.

Скопление обломков размером от ОД до 1,0 мм, находящихся в рыхлом состоянии, называют песком. Окатанность зерен песка при этой классификации не учитывается (в некоторых случаях ее изучают особо). Сцементированные пески называют песча­никами. Наиболее распространенные пески состоят главным образом из зерен кварца в сочетании с полевыми шпатами, магне­титом, гранатом, цирконом, слюдой и т. д. Минералы, входящие в состав песков, должны обладать достаточной химической устой­чивостью (при данных физико-географических условиях) и механи­ческой прочностью. Окраска песков зависит от преобладающих мине­ралов и часто от содержания окислов железа. Примесь минерала глауконита придает песку характерный серовато-зеленый цвет. При разнообразном минеральном составе пески называют поли-миктовыми, при однообразном (например, чистые кварце­вые) — олигомиктовыми песками. Образовавшиеся при разрушении гранитов и сохранившие в своем составе зерна полевых шпатов пески называют аркозовыми. Пески, образовавшиеся в непосредственной близости к разрушающимся коренным породам, отличаются разноминеральностью и разнозернистостью (если эти признаки характерны для коренной породы). Пески, образовавшиеся из частиц, испытавших длительный перенос, наоборот, отличаются

69

хорошей отсортированностью зерен по минеральному составу, физической и химической стойкости и по крупности зерна.

Обломки размером от 2 до 10 мм уже подразделяют на окатан­ные и неокатанные. Первые называют гравием, вторые — дресвой. Сцементированный гравий называют гравийным конгломератом, сцементированную дресву — дресвя­ной брекчией.

Термины конгломерат и брекчия применяют и к более крупным обломкам. Например, окатанные обломки размером от 10 до 100 мм (галька) в сцементированном состоянии называют галечным конгломератом или просто конгломератом, неокатанные обломки такого же размера (щ е б е н ь) в сцементированном состоя­нии называют б р е к ч и е й. То же относится и к окатанным и угло­ватым обломкам, больших размеров валунам (окатанные) и глыбам (угловатые), при цементации которых образуются валунные конгломераты и глыбовые б р е к -ч и и.

Сочетание указанных признаков обломочных горных пород с соответствующими названиями представлено в табл. 7.

Глины (пелиты) — являются продуктом химического и механи­ческого разрушения коренных пород, который накапливается путем осаждения на дне водоемов, образуется в условиях теплого и влаж­ного климата под воздействием интенсивного химического выветри-

70

вания и т. д. Размер частиц глин меньше 0,005 мм. Минеральный состав различен.

Чистые глины встречаются в природе сравнительно редко. Более широко распространены в природе смешанные песчано-глинистые отложения (суглинок, супесь, глинистые пески, песчанистая глина и пр.). Чистые глины называют жирными, а со значительной при­месью песка — тощими.

Породы химического и органического происхождения образуются в результате различных химических и биохимических процессов, развивающихся на суше и в море. Эти породы можно подразде­лить на: карбонатные, кремнистые, сернокислые, галоидные, желе­зистые, фосфатные и каустобиолиты.

Карбонатные породы представлены главным образом известня­ками химического и органического происхождения. Извест­няки состоят в основном из кальцита. Примеси могут быть до 10—15% и представлены чаще всего глинистым материалом, песчаными частицами, железистыми соединениями, доломитом и углистыми включениями. Примеси в известняках определяют его цвет. Чистые известняки обычно имеют белую окраску.

По характеру структуры известняки бывают плотные (афанито-вые), землистые, оолитовые, обломочные и т. д.

Отличительной особенностью известняков является бурная реак­ция (вскипание) с 10%-ной соляной кислотой.

Органогенные известняки состоят или из сцементированных раковин моллюсков, или из скелетных образований других живот­ных организмов, или из скелетов и известковых выделений водо­рослей. В зависимости от того, какие остатки преобладают, разли­чают известняки-ракушечники (брахиоподовые, пелециподовые, гастроподовые и др.), коралловые известняки, фузулиновые, нумму-литовые, фораминиферовые, мшанковые, криноидные и др.

В некоторых случаях органогенные известняки имеют облик плотных, афанитовых, пород, что вызвано или вторичной пере­кристаллизацией, или очень малыми размерами органических остат­ков, слагающих породу.

Известняки могут иметь смешанное органогенно-химическое происхождение. Типичным примером может служить писчий мел, состоящий из 70% раковин планктонных организмов и 30% химически осажденного СаСО₃ (в небольшом количестве иногда содержат примеси).

Известняки химического происхождения имеют микрозернистую и оолитовую структуру или образуют натечные формы и известковые туфы. Микрозернистые и оолитовые известняки связаны с условиями их образования в морских бассейнах. Известковые туфы и натечные формы возникают в континентальных условиях при вы­делении кальцита из растворов, богатых двууглекислой известью. Туфы имеют кристаллическое строение и, возникая в местах выхо­дов минеральных источников в виде значительных масс, носят название травертинов.

71

В зависимости от содержания глинистых примесей различают глинистый известняк (до 20%) и м е р г е л ь (от 30 до 50%).

Мергель — широко распространенная химически осажденная порода, чаще плотная, твердая с режущими краями и раковистым изломом, а иногда мягкая с неровным или землистым изломом. Мергель широко используется как сырье для производства цемента. Доломиты внешне очень похожи на известняки, но с холод­ной 10%-ной соляной кислотой реагируют только в порошке. В отли­чие от минерала доломита CaMg(CO₃)₂ порода доломит содержит больше углекислого кальция.

Происхождение доломитов связано как с непосредственным осаждением из растворов, содержащих соли магния, так и в резуль­тате постепенного обогащения известняков углекислым магнием. Кремнистые породы состоят преимущественно из кремнезема и так же, как и карбонаты, могут иметь органогенное и химическое происхождение.

К кремнистым породам органогенного происхождения можно отнести диатомиты, состоящие из скелетов диатомовых водо­рослей.

Кремнистой породой коллоидно-химического происхождения обычно считают трепел.

Диатомиты и трепел обладают способностью активно впитывать влагу, в связи с чем и употребляются как поглотители при изго­товлении динамита.

Опока — твердая, легкая кремнистая порода, внешне похожа на мергель, но не вскипает с соляной кислотой. При ударе раска­лывается на остроугольные обломки. Происхождение опоки связано с изменениями, возникающими в результате цементации кремнистой породы органического происхождения (трепела, диатомита).

Из кремнистых пород чисто химического происхождения можно назвать кремневые конкреции, обычно имеющие концентрическое строение и образующие по краям единую массу с вмещающими поро­дами (кремневые конкреции в известняках). Состав этих конкреций — опалово-халцедоновый и кварцево-халцедоновый.

Сернокислые и галоидные породы имеют чисто химическое про­исхождение, связанное с минералообразованием в высыхающих лагунах и соленых озерах.

Каменная соль (галит) встречается в виде сливной массы и породы зернисто-кристаллического строения.

Гипс — залегает в виде линз, пластов и представлен зернисто-кристаллической или волокнистой массой. Нередко гипс образует хорошо выраженные кристаллы. Часто встречается в виде жилок в других породах.

Ангидрит — обычно встречается на значительной глубине от поверхности земли, так как в поверхностных слоях присоединяет воду и превращается в гипс (процесс гидратации). Однако перво­начально ангидрит образуется на поверхности как водный серно-

72

кислый кальций (т. е. гипс) и только, попадая в условия высокого давления (тяжесть вышележащих пород), теряет частицы воды. Обратный процесс превращения ангидрита в гипс протекает с уве­личением объема породы до 30% за счет присоединения воды. При этом залежь гипса деформируется, оказывает сильное воздействие на вмещающие породы, возникают складки, разрывы и другие нару­шения, похожие на тектонические.

Фосфоритовые породы содержат фосфат кальция в аморфном виде с примесью песчаного и глинистого материала. Внешний облик фосфоритов очень разнообразен. Встречают разновидности, напоми­нающие песчаник и похожие на плотный мергель, но чаще всего фосфориты находят в виде конкреций, залегающих пластами в оса­дочных толщах, или сцементированные в виде пласта конгломерата. Мощность пластов обычно не велика. Происхождение фосфоритов столь же различно, как и формы их нахождения. Наиболее часто встречаются фосфориты, образовавшиеся в результате выноса Р₂О₅ поверхностными водами при выветривании фосфоритизированных пород и переотложения обогащенного материала. Характерным признаком при определении является запах фосфора, издаваемый фосфоритами при ударе и трении кусков.

Железистые породы возникают путем выпадения осадка из водных растворов и в результате жизнедеятельности организмов. Образование железистых осадков происходит как в пресных, так и в морских водах. При этом образуются болотные, озерные и мор­ские железорудные породы. Наибольшее распространение имеют лимониты оолитового строения с диаметром шариков от 0,2 до 15 мм.

Каустобиолиты — породы, органические по составу и органоген­ные по происхождению. К каустобиолитам относятся: торф, иско­паемые угли, нефть и продукты ее преобразования (асфальт, озо­керит и др.).

Торф — пористая слежавшаяся, уплотненная масса темно-коричневого цвета, состоящая из растительных остатков, претерпев­ших изменение в восстановительной среде. Образуется торф в боло­тах. Мощность пласта может достигать 7 м. Нижняя часть торфя­ного слоя представлена почти однородной массой, а в верхних его частях встречаются остатки неразложившихся растений.

Угли образуются в процессе обугливания торфа или из расти­тельных остатков, накопившихся на дне мелководных водоемов, и разложившихся под водой без доступа воздуха. В состав ископа­емых углей кроме органической массы входят примеси серного колчедана, глины, песка и отчасти гипса. По содержанию углерода ископаемые угли разделяют на бурые, каменные и антрациты.

Бурый уголь — плотная, реже рыхлая, черно-бурая по­рода с землистым или раковистым изломом.

Каменный уголь представлен многими разновидно­стями. Имеет большую твердость, чем бурый, жирный блеск и чер­ный цвет.

73

Антрацит — плотная порода черного цвета и с металли­ческим блеском. Содержит 97% углерода.

В том случае; когда накопление органических веществ происхо­дит в условиях восстановительной среды одновременно с отложе-нием илистых осадков, образуются породы, носящие название горючих сланцев. Последние содержат до 60% битуминоз­ных веществ.

Нефть — жидкая маслянистая порода с характерным запа­хом, представляющая собой смесь жидких и газообразных угле­водородов. Залегает нефть в пористых или трещиноватых породах (пески, известняки, песчаники), заключенных среди непроницаемых (чаще глинистых) слоев. Нефть обладает свойством перемещаться (мигрировать) в пределах коллектора — породы, вмещающей нефть. В зависимости от состава углеводородов различают парафиновую-и нафтеновую нефть. Относительно происхождения нефти единого мнения нет. В настоящее время есть сторонники органического и не­органического происхождения нефти, дискуссия между которыми продолжается.

Метаморфические горные породы

Метаморфические горные породы возникли в результате глубо­кого преобразования магматических и осадочных пород под дей­ствием высоких температур, давления, горячих растворов и газовых компонентов. При этом подверглись изменению не только мине­ралогический состав, но и структура и текстура первичных пород.

Метаморфизованные магматические породы принято называть ортопородами (ортогнейсы, ортосланцы), а метаморфизованные оса­дочные — парапородами (парагнейсы, парасланцы).

Все метаморфические породы имеют полнокристаллическое строе­ние, возникшее в процессе перекристаллизации первичных пород. Породы, полностью изменившие свою структуру под воздействием метаморфизма, называют кристаллобластическими. При сохранении следов первоначальной структуры к названию исходной породы при­бавляют термин «бласто» (например, бластогранитовая структура).

Большое значение для метаморфических пород имеют текстурные признаки. Наиболее характерны — сланцеватая, полосчатая, мас­сивная и очковая текстуры. Сланцеватая текстура характеризуется взаимно параллельным расположением минералов, придающим по­роде способность расщепляться на отдельные пластинки. Первичная слоистость породы может не совпадать со сланцеватостью. Полосча­тая текстура определяется чередованием полос различного минераль­ного состава. Массивная текстура характеризуется однородным и равномерным расположением минеральных зерен в породе. Очковая текстура представлена в виде округлых или вытянутых порфировых выделений полевого шпата среди мелкозернистой основной массы.

В зависимости от того, какой из факторов метаморфизма (давле­ние, температура и т. д.) является преобладающим, различают несколько видов метаморфизма:

74

1. термальный метаморфизм (пирометамор- ф и з м) возникает на непосредственных контактах с магмой, но без участия минерализаторов в преобразовании пород. Если процесс преобразования пород на контакте происходит не только под дей­ ствием высокой температуры, а в нем принимают участие растворен­ ные в водах и летучие минерализаторы, то метаморфизм носит назва­ ние контактового. Примером пород, возникающих в результате контактового метаморфизма, могут служить роговики и скарны;

2. гидрометаморфизм обусловлен действием водных растворов, изменяющих химический состав и физические свойства породы. Примером таких пород могут служить серпентины, обра­ зующиеся из ультраосновных пород;

3. региональный метаморфизм проявляется на большом протяжении в складчатых зонах земной коры с участием всех факторов метаморфизма. При этом образуется большинство видов метаморфических пород: филлиты, кристаллические, слюдя­ ные, хлоритовые, тальковые сланцы, гнейсы, кварциты, мрамор и др.;

4. динамометаморфизм возникает под действием вы­ сокого давления, проявляющегося при тектонических процессах без участия магмы. В результате динамометаморфизма породы под­ вергаются дроблению и механическому перемещению минеральных зерен без преобразования их состава. Характерными породами, образовавшимися в результате динамометаморфизма, является катаклазит — раздробленная и затем сцементированная по­ рода, и милонит — тонкоперетертая плотная рассланцован- ная порода.

Наиболее наглядные изменения структурных и текстурных осо­бенностей осадочных пород можно проследить на примере метамор-физации глин.

На первых стадиях метаморфизма глина обезвоживается, уплот­няется и превращается в породу, носящую название аргиллит. Основной особенностью аргиллитов является то, что они в отличие от глин не размокают в воде. При выветривании аргиллит образует остроугольную щебенку. Глинистые сланцы представляют собой следующую стадию метаморфизации глин, при которой в по­роде сохраняется первоначальный минеральный состав, но изме­няется текстура породы — она становится сланцеватой. При более сильном проявлении метаморфизма глинистые сланцы превращаются в филлиты, которые отличаются тонкой сланцеватостью и шелковистым блеском. Блеск обусловлен чешуйками серицита (слюды), покрывающими рассланцованные плоскости. Характерным для филлитов является отсутствие в них глинистых минералов, перекристаллизованных при сжатии породы. При более высокой степени метаморфизма образуются слюдяные сланцы.

Слюдяные сланцы — большая группа метаморфических пород разнообразного минерального состава, так как они образуются в результате метаморфизации не только глин, но и глинистых песков, известняков и т. д.

Широко распространенными метаморфическими породами яв­ляются кварцит, мрамор, гнейс и различные сланцы (актинолитовые, хлоритовые и др.).

Кварцит образуется из кварцевых песков и песчаников, уплот­нение и перекристаллизация которых приводит к возникновению сливной одноминеральной породы. Иногда в кварцитах наблюдается сланцеватость, возникающая тогда, когда метаморфизации подверг­лись песчаники с глинистым цементом (см. выше).

Мраморы — метаморфические кристаллобластические породы, возникают в результате термального преобразования известняков. По составу мраморы одноминеральные породы, сложенные из зерен

кальцита. В некоторых мраморах могут присутствовать в небольших количествах примеси в виде кварца, амфибола, пироксена и полевых шпатов.

Гнейсы — породы, образующиеся в результате метаморфизма. Исходным материалом при образовании гнейсов могут служить как осадочные, так и магматические горные породы. Для осадочных пород высшей ступенью метаморфизации является порода — пара­гнейс, для магматических — ортогнейс. Первые образуются при метаморфизации аркозовых песчаников, вторые — близки к гра­нитам, отличаясь от них текстурными особенностями. Нередко между гранитами и ортогнейсами наблюдается целый ряд промежу­точных преобразований (гранито-гнейсы, гнейсо-граниты и др.). Характерной особенностью гнейсов является их полосчатая или очковая текстура.

Различные виды сланцев образуются в результате метаморфиза­ции основных и ультраосновных магматических пород. Название сланцев зависит от преобладания какого-либо минерала. Различают сланцы хлоритовые, актинолитовые и др.

Основные данные по метаморфическим горным породам сведены в табл. 8.

Понятие о грунтах и их инженерно-геологическая характеристика

При инженерно-геологических исследованиях на первом плане стоит оценка горных пород с точки зрения пригодности их под про­ектируемое сооружение. Минеральный состав породы, ее происхо­ждение и название имеют значение только как фактор, определя­ющий устойчивость и прочность породы. Например, такие магмати­ческие полнокристаллические невыветрелые породы, как гранит, кварцевый диорит, сиенит и другие, с позиций инженерной геологии расцениваются, в первую очередь, как скальные грунты *, обла­дающие большой «несущей способностью».

При изучении грунтов исследуются их физико-технические свой­ства (показатели I класса) и физические характеристики грунтов (показатели II класса). Определяется объемный вес породы, ее удель­ный вес, влажность, показатели пластичности и консистенции (для глинистых пород), показатели плотности пород, механический (гранулометрический) состав, компрессионная способность (сжи­маемость) грунтов, сопротивляемость деформациям и другие физи­ческие свойства **.

В соответствии с перечисленными показателями производится и классификация грунтов, в которой учитывается различие природы внутренних связей пород. Впервые такая классификация грунтов

*Грунтом называется любая горная порода, находящаяся в сфере воздей­ствия инженерного сооружения и рассматриваемая с инженерно-строительной точки зрения.

** При изысканиях под гидротехнические сооружения важно определить растворимость горной породы.

77

была разработана одним из ведущих специалистов в инженерной геологии Н. Н. Масловым и опубликована в 1938 г. В незначи­тельно переработанном виде она широко используется и в настоящее время.

Ниже приводится краткое изложение принципиальной схемы классификации горных пород в строительных целях, разра­ботанной Н. Н. Масловым, и составленная им сводная таблица (табл. 9).

С точки зрения установления природы внутренних связей породы могут быть подразделены на четыре категории:

1. породы с превалирующей ролью жестких структурных связей (I класс — скальные породы);

2. породы с внутренними связями водно-коллоидного происхо­ ждения (II класс — глинистые породы);

3. породы без внутренних связей (III класс — сыпучие породы);

4. породы, отличающиеся по своим связям особыми свойствами (IV класс — особые породы).

В пределах класса детализация в подразделении горных пород производится по отношению к воде. Выделяются породы водостой­кие и неводостойкие. В скальных грунтах и сыпучих породах опре­деляется стойкость их против растворения. В глинистых породах существенным является определение их способности размягчаться в воде.

Инженерно-геологические свойства породы определяются ее при­надлежностью к тому или иному классу:

Породы I класса (скальные) обладают большой прочностью, нулевой сжимаемостью, держат вертикальные откосы, в массиве непроницаемы.

Породы II класса (глинистые) находятся в зависимости от увлаж­нения, которое влияет на консистенцию, сжимаемость, устойчи­вость в откосах и т. д. Трещиноватость глинистых пород (твердых и полутвердых) определяет степень их водопроницаемости.

Породы III класса (сыпучие) не имеют прочных связей между зернами, в откосах не устойчивы, характеризуются весьма малой способностью уплотняться под статической нагрузкой и большой уплотненностью под динамической нагрузкой.

Породы IV класса (особые породы) характеризуются особыми свойствами, которые рассматриваются в каждом отдельном случае.

МАГМАТИЗМ

Магматизмом принято называть сложный процесс проявления внутренней энергии Земли, в результате которого происходит пре­образование твердого вещества в жидкое, парообразное и газообраз­ное и проникновение последних в поверхностные части земной коры, или выход их на поверхность земли.

При описании магматических пород указывалось, что в зависи­мости от того, где происходит застывание магматического расплава —

79

внутри земной коры или на ее поверхности, различают внутренний глубинный (интрузивный) и проявляющийся на поверхности — внешний (эффузивный) магматизм.

Глубинный (интрузивный) магматизм

Термин интрузия (вталкивание, вторжение) означает вне­дрение магматических масс в земную кору.

Проникнув в толщу земной коры, магматический расплав обра­зует магматическое тело, которое застывает в течение очень длитель­ного времени.

В зависимости от глубины залегания интрузивные тела подраз­деляются на глубинные (абиссальные) и при­поверхностные (гипабиссальные). Абиссальные интрузии имеют крупные размеры. Кристаллизация происходит в них медленно и образующиеся породы характеризуются полно­кристаллической структурой (например, граниты). Среди абиссаль­ных интрузий различают батолиты, штоки, этмолиты и др. К гипабиссальным интрузиям относятся лакколиты, факолиты, лополиты, силлы и др. (рис. 12).

Батолиты — крупные массивы магматических пород, обра­зовавшиеся на глубине в толще земной коры. На поверхность отдель­ные части батолита выходят только в результате последующей эрозии. Форма батолитов неправильная, часто с круто падающими краями. Площадь внедрения батолитов очень велика, о чем можно

80

судить по некоторым выходам их на поверхность, достигающим десятков и сотен квадратных километров. Батолиты относятся к типу интрузий, обладающих большой энергией внедрения. В настоящее время установлено линзовидное залегание некоторых батолитов. В складчатых зонах внедрение батолитов сопровождается или сле­дует за периодом складкообразования, при этом расплавленная магма ассимрглирует вмещающие породы, образуя вытянутые сводо­образные поднятия. Наряду с сильным проявлением контактового метаморфизма на границе секущего тела батолита и вмещающих пород часто отмечается отсутствие механических нарушений в окру­жающих слоях. Это явление сторонниками интрузивного происхо­ждения батолитов объясняется процессами ассимиляции. Существует и совершенно иная концепция, объясняющая происхождение батоли­тов не с позиций магматизма, а за счет процесса гранитизации осадоч­ных толщ.

Шток — представляет собой вытянутое в высоту интрузивное тело с площадью поперечного сечения менее 200 км² (по классифика­ции А. Н. Заварицкого). Эт молит — тело, имеющее воронко­образную форму, сужающуюся книзу. В абиссальной зоне встреча­ются также х а н о л и т ы, отличающиеся сложной неправильной формой, гарполиты — серповидно изогнутые внедрения и дру­гие интрузивные тела.

Для гипабиссальной зоны характерны лакколиты — грибообраз­ные интрузии, приподнимающие и раздвигающие вмещающие слои. Размер лакколитов достигает от 100—200 м до нескольких километ­ров в поперечнике. Жилоподобные ответвления лакколитов назы­ваются апофизами. В районе Кавказских Минеральных Вод наблюдается группа лакколитов (Бештау, Машук и др.). Характер­ные представители лакколитов встречаются на Южном берегу Крыма (гора Аю-Даг).

Внедрение магмы в изгибы складок приводит к образованию таких интрузивных тел, как факолиты и лополиты. Первые залегают в виде линз на перегибах антиклинальных складок, вторые в син­клинальных изгибах. Клинообразные внедрения магмы между сло­ями называют акмолитами. Межпластовые проникновения магмы носят название силл. Площадь распространения силл может достигать сотен и тысяч квадратных километров.

Секущими телами в гипабиссальной зоне являются так называе­мые малые инъекционные интрузии — дайки, жилы и подво­дящие каналы интрузий. Дайка (стена из камня) образуется в результате внедрения магмы в трещины земной коры. В зависимости от соотношения прочности вмещающих пород и интрузии на поверх­ности земли при разрушении пород более слабых образуется поло­жительная или отрицательная дайка. Первые выступают в виде стенок (откуда и пошло название), вторые образуют щелевидные провалы с крутыми стенками.

Останцы магматических тел столбообразной формы, возникшие за счет разрушения пород, облекавших подводящий канал, носят

6 Зака) 2 81

название н е к к о в. Жилы образуются или за счет метасоматиче-ского замещения горных пород минеральными веществами вдоль трещин, или за счет выполнения трещин жильной породой. С жилами, ьак и с другими интрузивными телами, связаны месторождения многих полезных ископаемых.

Внешний (эффузивный) магматизм Вулканы и их типы

Эффузивные процессы (вулканические извержения) проявляются: на Землe в виде трещинных излиянии и центральных извержений.

При трещинных излияниях большие массы обычно жидкой основной (базальтовой) лавы извергаются через узкие длин­ные трещины и разливаются по окружающей местности, образуя лавовые покровы. Такое излияние произошло в 1783 г в Исландии, когда через узкую длинную (24 км) трещину Лаки вылилось на поверхность земли до 12,5 км³ лавы. В конечной стадии этого излия­ния над трещиной образовалось до 94 небольших вулканических конусов, через которые произошло выделение остаточных продуктов извержения (паров, газов и т п )

Трещинные излияния происходили на Земле неоднократно и в отдетьные периоды достигали местами мощного развития. Им обязаны своим происхождением обширные лавовые плато Колумбии (Северная Америка), траппы бассейна р. Параны и Аргентины Они наблюдаются в Сирии, Аравии, Абиссинии, на Деканском плоско­горье; тем же путем образовались многие покровы сибирских траппов в горах Сыверма и Путорана

Центральные извержения происходят через ка­налы — жерла округлого сечения, заканчивающиеся у поверхности земли воронкообразным расширением — кратером. Диаметр канала редко превышает несколько сотен метров, в отдельных случаях достигая нескольких километров. Диаметр кратера может быть раз­личен и в значительной степени зависит от характера извержения, который в свою очередь обусловлен физическими свойствами и хими­ческим составом извергаемых масс.

Современные вулканы по характеру извержений принято делить на ряд типов, гавайский, стромболи, везувия (вулкано), мон-пеле, маар и лавовых куполов (рис. 13). При этом каждый тип имеет свои особенности строения и внешней формы извергающего аппарата (форма и размер кратера, форма вулканической горы и т д.).

Гавайскому типу вулканов свойственна жидкая (основ­ная) лава, отличающаяся подвижностью и способная при изверже­ниях быстро растекаться по большой площади Обычно лава запол­няет широкие кратеры таких вулканов, образуя лавовые озера, по> которым плавают глыбы шлаков. Температура лавы 1100—1200°. Кратер вулкана Килауэа на о-ве Гаваи имеет 5 км длины, 2,5 км

82

ширины и окружность до 11 км. Пары и газы поднимаются к поверх­ности лавового озера в виде больших пузырей, но сильные взрывы происходят сравнительно редко. В период извержения уровень лавы в кратере повышается и лава переливается через его края, устремляясь вниз по склону вулкана, образуя огненные лавопады на крутых участках. Даже в воде лава продолжает двигаться, что можно проследить по бурному кипению воды озера или моря, куда стекают потоки лавы.

Из-за отсутствия рыхлых продуктов извержения и большой подвижности лавы склоны вулканов гавайского типа сложены засты­вшими лавовыми потоками, имеют очень широкое основание и форму слабовыпуклого щита (крутизна склонов около 5°), на вершине которого располагается широкий кратер.

Тип стромболи получил свое название по вулкану Стром-боли, расположенному на одном из Липарских островов (о-ов Стром­боли) в Средиземном море. Вулканы этого типа имеют лаву, густе­ющую в жерле и препятствующую свободному выделению паров и газов, которые вынуждены выделяться взрывами. При взрывах куски полузастывшей лавы выбрасываются из кратера в виде вулка­нических бомб и камней (лапилли), падающих на склоны вулкана.

Лава из вулканов этого типа выливается редко и небольшими массами. Стекая по склонам вулкана, лавы движутся со скоростью 3—5 км/ч, быстро покрываются коркой шлаков, которая взламы­вается при движении лавы и производит характерный шум Вулкан Стромболи имеет форму правильного конуса с очень крутыми скло­нами (до 25—35°), сложен главным образом обломочным материалом, бомбами и мелкими вулканическими камнями —• лапилли.

Тип везувия (вулкано) отличается бурными извержениями, которым часто предшествуют сильные подземные удары.

Извержение начинается сильным взрывом. Скопившиеся в недрах Земли пары и газы производят взрыв и разрушают закупорившую

6* 83

жерло вулкана пробку застывшей лавы. При этом разрушается часть вулканического конуса. Лавовая пробка и часть взорвавше­гося конуса распадаются на каменные глыбы (вулканические бомбы), камни (лапилли), вулканический песок и пепел. Обычно этот мате­риал выбрасывается на высоту 3—5 км, но при взрыве вулкана на о-ве Кракатау пепел был выброшен на высоту более 70 км. Более крупные обломки падают на склоны вулкана и на окружающую местность, а пепел относится ветром и покрывает обширную площадь. Выпадение пепла может быть так сильно, что под его тяжестью проваливаются крыши зданий, ломаются деревья, и иногда погре­баются и целые города.

Водяные пары, всегда в большом количестве выделяющиеся при извержениях, поднявшись на большую высоту и охладившись, быстро конденсируются. Пепел смешивается с дождевыми водами и превращается в бурные потоки грязи — лахаровые потоки. Такими потоками в 79 г. н. э., во время первого извержения Везувия, были залиты города Стабия, Геркуланум и Помпея.

Следующая фаза извержения проявляется в выходе лавы из кра­тера, а иногда и из боковых трещин. Стекая по склонам вулкана, лава движется относительно узкими потоками, используя различ­ные неровности — овраги, дорожные выемки и т. п.

По мере освобождения жерла вулкана от лавы газы получают более свободный выход и выбрасываются из кратера в виде мощнога столба на высоту 3—7 км, где и расплываются в форме большого облака, напоминающего своим видом итальянскую сосну — пи­нию (за что эта фаза извержения получила название «пинии»). Из облака продолжает падать пепел, но уже в меньших количествах. Постепенно извержение ослабевает и вулкан переходит в стадию относительного покоя.

В периоды между сильными извержениями из кратера вулкана выделяются небольшие массы паров и газов, иногда происходят сла­бые взрывы, лава почти не выделяется. Для Везувия характерны периоды покоя, продолжающиеся 11—40 лет (последние извержения происходили в 1872, 1906 и 1944 гг.) и сменяющиеся новыми перио­дами бурной деятельности.

Характер извержения этого типа отражается на строении и форме вулкана. Состоит он из чередующихся слоев пепла, превращенного в результате цементации в вулканический туф, бомб и застывших потоков лавы, т. е. является слоистым (стратовулкан). Сильные взрывы, происходящие в начале и конце извержения — в стадии пинии, часто разрушают вершину вулкана, сильно расши­ряют кратер, в котором в период спокойной деятельности начинает постепенно создаваться новый конус меньших размеров. Этот конус может быть расположен не в центре кратера, а сбоку. Тогда вер­шина горы принимает не симметричную форму, ярко выраженную у Везувия (см. рис. 13). В этом случае край старого кратера, оказа­вшийся в стороне от нового конуса, сохраняется в виде подково­образной горы — соммы (Монте-Сомма — название края древ-

84

него кратера на Везувии). Склоны вулкана крутые (до 25°), изры­тые глубокими бороздами — баранкосами, образующимися при скатывании по склонам масс рыхлого обломочного материала и размыве склонов водами атмосферных осадков. Во многих местах в разрезах откосов стенок кратера, склонах баранкосов и других местах прослеживаются застывшие потоки лавы.

Тип мон-пеле получил название по имени вулкана Мон-Пеле, находящегося на острове Мартиника в группе Антильских островов. Для этих вулканов характерна очень вязкая лава (анде-зитовая), прочно закупоривающая кратер. Поднимающиеся по вул­каническому каналу массы сильно сжатой и насыщенной парами магмы, не имея возможности свободного выхода через кратер, про­рываются через боковые трещины и скатываются по склонам. Рас­ширяющиеся пары и газы, взрывая катящуюся массу лавы, превра­щают ее в сложный агломерат. Скорость движения такой массы достигает скорости урагана. На о-ве Мартиника такой палящей вулканической тучей был уничтожен город Сен-Пьер.

После прорыва таких туч на склонах над кратером вулкана ино­гда появляются массы загустевшей лавы, которая не растекается, а возвышается над кратером в виде мощных игл и обелисков. После охлаждения эти иглы распадаются на обломки.

Тип м а а р является наиболее примитивной формой вулкана, образовавшегося в результате одного взрыва паров и газов, пробив­ших отверстие в земной коре и выбросивших обломки раздробленной горной породы с очень малым количеством лавы на поверхность земли. Жерло таких вулканов напоминает трубу, уходящую в недра земли и заканчивающуюся у ее поверхности расширением, кратером. Вулканы такого типа часто называют трубками взрыва. Вокруг кратера может располагаться вал из выброшенной породы, имеющий форму кольца, высота которого достигает 20—30 м. В усло­виях влажного климата в кратере накапливается вода и образуется озеро. В западной Европе такие озера называют маарами, откуда и произошло само название вулканов этого типа.

Строение кратеров и подводящих каналов — трубок взрыва хорошо изучено в Якутии, Южной Африке, где из заполняющей эти трубки брекчии, состоящей из обломков оливиновой или змеевиковой породы (кимберлита) и обломков пересеченных трубкой пород, добывают алмазы. Диаметр каналов достигает 500 м, на стенках их обнаружены следы оплавления. Они широко распространены в Центральной Америке, в Средней Сибири, Южной Америке и дру­гих местах. Алмазы же встречаются в них не повсеместно. Харак­терной особенностью трубок взрыва является то, что они в отличие от вулканов других типов встречаются на участках, лишенных круп­ных трещин, сбросов, сдвигов и других форм разрывных нарушений, т. е. приурочены к твердым, давно окрепшим участкам земной коры. Для типа лавовых куполов характерен выход на земную поверхность вязкой бедной парами и газами кислой лавы, содержащей окиси кремния около 65%. Извержение происходит

85

без взрыва, выходящая на поверхность лава, обладая малой теку­честью, располагается над выводным отверстием в виде купола и застывает. В куполе часто развивается сферическая структура.

Высота куполов обычно менее 100—200 м. В отдельных случаях может достигать 400 м. Вершина купола часто бывает уплощенной, крутизна склонов может достигать 35°; диаметр основания обычно равен нескольким сотням метров, но у отдельных куполов достигает 1,5—3 км. Этот тип вулканов может служить примером гомоген­ных — однородных (неслоистых) образований.

Лавовые куполы известны на Кавказе, в Японии, Северной Аме­рике и других местах.

Поствулканические процессы

Проявление вулканизма на Земле можно наблюдать не только в форме разрушительных взрывов и излияний лавы, но и в виде явлений, сопутствующих ему и с ним тесно связанных — пост­вулканических, К таким явлениям относятся, например, фумаролы, гейзеры и горячие источники.

Фумаролами называют места выделения паров и газов, которые можно наблюдать на остывающем лавовом потоке, а также на склонах вулкана и в кратере в периоды относительно спокойного проявления его деятельности.

Фумаролы подразделяют по температуре и составу выделяющихся газов на ряд типов. Фумаролы, выделяющие хлористый водород, сернистый ангидрид, азот, содержащие иногда незначительные коли­чества борного ангидрида и имеющие температуры порядка несколь­ких сотен градусов, называют собственно фумаролами. Выделения газов и паров с температурой более низкой (200—40°), содержащие сернистый ангидрид, углекислоту, сероводород и пары воды, называют сольфатарами. Выделение холодных газов называют мофеттами.

В непосредственной близости от вулканов часто встречаются гейзеры.

Гейзеры периодически выбрасывают кипящую воду и водя­ной пар. Температура воды, заполняющей кратер, около 100°. Вода гейзеров сильно минерализована, в ней присутствуют щелоч­ные силикаты, углекислая известь и другие вещества. При охлажде­нии воды эти вещества выпадают из раствора и образуют вокруг кратера гейзера небольшой конус, а стекая по склону, создают тер­расы; на поверхности последних можно часто видеть небольшие ванны, заполненные водой. Из воды гейзеров отлагается так назы­ваемый гейзерит, представляющий собой осадок водного крем­незема — разновидность опала. Пористый гейзерит называется кремнистым туфом.

На Камчатке, в районе вулкана Кихпиныч и Узон, в долине реки Гейзерной, располагается около 130 гейзеров, из которых 22 крупных. Самыми мощными гейзерами, выбрасывающими воду на

86

высоту более 10 ж и пар на несколько сотен метров, являются гей­зеры Великан, Фонтан, Жемчужный, Сахарный, Большой и Малый.

Источники, изливающие нагретую воду с температурой ниже 100°, называются горячими, или термами. Рядом посте­пенных переходов они связаны с обычными источниками. (Тер­мами называют источники, выносящие воду, имеющую температуру выше средней годовой температуры данной местности. В бальнеоло­гии различают источники горячие — с температурой выше 37° С и теплые — с температурой от 37 до 20°.) Вода горячих источников, как и вода гейзеров, минерализована. Степень минерализации и состав солей различны. Воды многих источников этого типа (серни­стые, углекислые и т. д.) широко используются в лечебных целях. В отличие от гейзеров горячие источники распространены не только в районах современного проявления вулканизма, но встречаются и там, где действие вулканов давно прекратилось (например, на Кавказе, в Забайкалье и других местах).

Широко распространены термальные источники на Камчатке. В 60 км к югу от Петропавловска расположены Паратунские источ­ники с температурой воды до 94° С. На юге, в районе вулкана Кам-больного — Паужеские горячие источники. В ближайшие годы воды Паратунских источников будут использованы для хозяйственных целей.

Псевдовулканические процессы

С деятельностью вулканов могут быть сходны процессы, часть которых известна под названием псевдовулканических. К ним относятся так называемые грязевые вулканы, или с а л ь з ы, которые вместо лавы выбрасывают жидкую грязь.

Некоторые грязевые вулканы действительно связаны с совре­менным вулканизмом, например, на о-ве Сицилия, в Исландии, Новой Зеландии, в кальдере вулкана Узон на Камчатке и др. Они выбрасывают горячую грязь, водяные пары, сероводород и углекис­лоту. Причина их образования — выделение сильно нагретых паров и газов, проходящих сквозь толщу рыхлых, насыщенных водой пород.

Большое количество грязевых вулканов распространено во вне-вулканических областях и никакой связи с настоящими вулканами не имеет. Газы, являющиеся причиной образования таких вулканов, обычно представлены различными углеводородами, чаще метаном, выделяется углекислота, водород и иногда сероводород. Обилие углеводородистых соединений указывает на разложение органиче­ского вещества, которое в больших количествах может накапли­ваться, например, в дельтах крупных рек. Действительно, в дельте Миссисипи, в долине нижнего течения Инда и в других местах известно большое количество грязевых вулканов.

Наибольшее количество грязевых вулканов этого типа встреча­ются близ месторождений нефти. Здесь нефтяные газы, находящиеся под большим давлением, проходя через насыщенные водой слои, часто производят очень сильные извержения. Эти извержения, если

87

^

газы при соприкосновении с воздухом загораются, принимают вид настоящих вулканических извержений. Сходство становится еще более полным, если извержению сопутствуют землетрясения, а сам грязевой вулкан имеет форму правильного конуса, т. е. по внеш­нему виду сходен с настоящим вулканом.

Большое количество грязевых вулканов, связанных с месторо­ждениями нефти, известно на территории СССР (на Таманском и Апшеронском полуостровах и в других местах); их называют гря­зевыми сопками.

Форма и размеры грязевых вулканов могут быть самые различ­ные. Простейший вид таких вулканов — небольшое углубление в земной поверхности, заполненное грязью, сквозь которую в виде пузырей поднимаются газы, создавая впечатление кипения. Если грязь сравнительно густая, лопающиеся пузыри выбрасывают куски ее на края углубления и создают небольшой валик. При массовых излияниях грязи вокруг выводного отверстия создается конус с кра­тером на вершине. Самые большие конусы на территории СССР имеют вулканы Апшеронского полуострова: Лок-Батан (99 м абсолют­ной высоты, с двумя вершинами, имеющими относительную высоту над окружающей местностью до 30 м), Беюк-Даг (110 м), Карап-биш (334 м) и др. Небольшие (высотой в несколько метров) конусы грязевых вулканов очень широко распространены на Земле.

Расположение грязевых сопок на местности тесно связано с гео­логическими структурами. Сопки, как правило, отмечаются в сво­довых частях антиклиналей, нарушенных сбросами, и имеют рядо­вое расположение. Помимо наземных грязевых вулканов в насто­ящее время известны грязевые вулканы подводные, действующие, например, на дне Каспийского и Черного морей.

К псевдовулканическим явлениям относятся и так называемые подземные пожары, под которыми подразумеваются экзо­термические реакции, протекающие в породах на небольшой глубине. Обычно это окислительные процессы в горных породах, богатых пиритом, который при доступе воздуха и воды энергично окисляется. Процесс окисления сопровождается выделением большого количе­ства тепла. Этот эффект еще больше увеличивается в том случае, когда сернистые соединения находятся рядом с каменным углем или горючими сланцами. Такой длящийся уже несколько веков пожар известен в Таджикистане на горе Кан-таг, в низовьях р. Ягноб. Пожар вызван загоранием пластов угля и горючих сланцев, залега­ющих в толще верхнетриасовых и нижнеюрских глин и песчаников.

Рельефообразующее значение вулканических извержений и географическое распространение вулканов

В настоящее время на Земле насчитывается около 500 действу­ющих вулканов, количество потухших — приблизительно в 10 раз больше. Действующими считают вулканы, которые хотя бы раз за исторический период проявляли свою деятельность.

88

Известны случаи, когда вулканы, считавшиеся потухшими, не­ожиданно возобновляли свою деятельность. Пробуждение таких вулканов обычно происходило в бурной форме. Потухшим вулканом считали Везувий, действовавший еще в доисторическое время, а затем долго находившийся в состоянии покоя. Везувий возобновил свою деятельность катастрофическим извержением в 79 г. н. э. и с тех пор регулярно действует. Многие вулканы возникли внезапно, бук­вально на глазах у людей, и к настоящему времени имеют уже боль­шие размеры (например, вулканы на островах Гревинга и Иоанна Богослова в группе Алеутских островов, вулкан Хорульо в Мек­сике в 1943 г., подводный вулкан, начавший действовать в 1958 г. в Атлантическом океане, у острова Фаял, и ряд других).

Существенной особенностью действующих вулканов является то, что они быстро изменяют форму; в отдельных случаях такие измене­ния происходят катастрофически быстро. Ярким примером такого события может служить разрушение о-ва Кракатау, происшедшее в 1883 г. Вся северная часть острова исчезла под уровнем моря, дно которого опустилось на 297 м. Площадь Кракатау уменьшилась на 2291 га.

Другим примером изменения рельефа местности под воздей­ствием вулканической деятельности может служить извержение вул­кана Катмай на Аляске, происшедшее в 1912 г. До этого извержения Катмай представлял собой конусообразную гору высотой до 2286 м. Сильнейшие взрывы уничтожили всю верхнюю часть вулкана. Образовалась кальдера диаметром в 3—4 км и глубиной до 1000 м. При вулканических извержениях, помимо изменений формы самих вулканов, происходят большие изменения топографии окру­жающей местности. Выброшенные массы пепла, превращающиеся при последующей цементации в вулканический туф, покрывают большие площади, нивелируют рельеф, потоки грязи заливают долины и впадины. Значительные изменения рельефа производят потоки лавы.

Выше указывалось известное в настоящее время число действу­ющих вулканов (около 500) и отмечалось, что число потухших до­стигает приблизительно 4500—5000. Приблизительные цифры при­ходится приводить в силу того, что до сих пор многие вулканы (осо­бенно потухшие) неизвестны. Многие области Азии вообще слабо отражены на картах, а глубины океанов, безусловно, таят много вулканов, до сих пор еще не обнаруженных. В последние годы боль­шое количество подводных вулканов обнаружено на дне океана во время советских океанографических экспедиций. Вулканы срав­нительно редко встречаются поодиночке, гораздо чаще можно встре­тить несколько вулканов, близко расположенных, в каком-либо небольшом районе или вдоль тектонической линии.

Особенно большое количество современных вулканов распола­гается в зонах новейшей альпийской складчатости.

Последняя особенность в распространении вулканов дает возможность выделить несколько вулканических зон. Наиболее

89

выдержанной и богатой вулканами (около 340 действующих) зоной является Тихоокеанская, носящая также название Тихо­океанского андезитового (огненное) кольца. В эту зону входят вул­каны Индонезийского архипелага, ряд островных вулканов, Новая Зеландия и Антарктида (вулкан Эребус, 3890 м), а также вулканы Камчатки, Курильских островов и Японии.

На севере в Тихоокеанскую зону входят многочисленные вул­каны Алеутских островов и Аляски, а на востоке — вулканы Север­ной, Центральной и Южной Америки. Правда, часть вулканов этой зоны расположена на Антильских островах и выходит в Атланти­ческий океан. Они как бы замещают вулканы, отсутствующие на Панамском перешейке. В Южной Америке вулканы вновь выходят на берега Тихого океана.

Кроме вулканов, расположенных по Тихоокеанскому кольцу, имеется большое количество вулканов и внутри кольца. Многие из островов Тихого океана имеют вулканическое происхождение (кроме коралловых). Некоторые вулканы действуют, например: Гавайские, Марианские и др.

Следующая вулканическая зона может быть названа Евро-пейско-Азиатской, или Средиземным Поясом Разломов. В этой зоне преобладают потухшие (действовавшие в неогеновый или в начале антропогенового периодов) вулканы, но есть и действующие. Прослеживание этой зоны можно начать с потухших вулканов Франции и Западной Германии, где имеется множество маар, лавовых покровов и вулканических конусов, нахо­дящихся на различных стадиях разрушения. Далее в эту зону должны быть включены вулканы берегов и о-вов Средиземного моря, вулканы Малой Азии, Кавказа, Армянского нагорья, Сирии, Ирана, Белуджистана, лавовые плато Индии, вулканы Андаманских и Никобарских островов и, наконец, мощная вулканическая дуга Зондских островов, через которую эта зона смыкается с Тихоокеан­ским кольцом.

Кроме двух основных зон, может быть прослежена зона мень­шего протяжения, идущая через Аравию и берега Красного моря в Восточную Африку и западную часть Индийского океана. Эту зону можно было бы назвать Восточно-Африкан­ской.

В Атлантическом океане также имеется значительное количество вулканов, которые расположены главным образом по подводному Срединному хребту, проходящему вдоль оси океана. Отдельные вершины подводных хребтов, поднимающиеся над уровнем моря, имеют вулканическое происхождение (о-ва Вознесения, Св. Елены, Азорские). Острова Зеленого Мыса и Канарские имеют несколько действующих вулканов. Остров Исландия — один из крупнейших современных вулканических районов. Яркие следы проявления недавней вулканической деятельности имеются на о-вах Велико­британии, Гебридских и Фарерских. Обширные лавовые плато обнаружены в Индийском океане.

90

Можно предполагать, что в Ледовитом океане, в недавно откры­том и изучаемом советскими экспедициями подводном хребте Ломо­носова, также должны быть развиты вулканические формы рельефа, а возможно и активный вулканизм. На тектоническую активность этого хребта указывают волны землетрясений, распространяющиеся от эпицентров, расположенных в пределах указанного хребта.

Помимо указанных зон вулканы встречаются поодиночке (или небольшими группами), например вулканы Восточных Саян и За­байкалья.

Столь широкое распространение вулканов по земной поверх­ности и многообразие проявлений вулканизма указывает на большое значение в поверхности литосферы форм и типов рельефа, обязанных своим происхождением вулканизму. О грандиозности образований можно судить хотя бы по следующим примерам.

Лавовое плато Колумбии расположено в северо-западной части США, имеет площадь 300 000—500 000 км^г и мощность новейших лав до 1000—1600 м. До начала лавовых излияний эта территория имела горный рельеф, который почти полностью залит лавами, лишь отдельные наиболее высокие вершины выступают над поверхностью лавовых равнин.

Трапповое плато Декана занимает северную часть Деканского плоскогорья, имеет площадь около 300 000 км² и суммарную мощ­ность базальтовых покровов до 1800 м.

Область сибирских траппов охватывает западную часть Средне-Сибирского плоскогорья и имеет до 1 500 000 км².

Сложные комплексы вулканических форм рельефа получаются в случае сочетания массовых излияний лавы с выбросами рыхлых продуктов извержения, причем не одним вулканов, а несколькими. Тогда местность (даже горная) не только заливается лавами и пре­вращается в лавовое плато, но и над этим плато поднимаются высо­кие горы, склоны которых покрыты лавовыми потоками, кратерами, побочными конусами и т. д. Такое сочетание вулканических форм рельефа можно видеть на Армянском нагорье.

Вулканические формы рельефа широко распространены на дне океанов. На это указывают материалы, собранные новейшими океано­графическими экспедициями, исследовавшими рельеф океанического дна и донные отложения. Многие подводные хребты и возвы­шенности сложены породами, имеющими вулканическое происхо­ждение. Сама форма подводных извержений отличается особенно­стями, обусловленными противодавлением водных масс (500—1000 ат на больших глубинах) и резко отличными физическими свойствами воды по сравнению с атмосферой. На дне океанов преобладают излия­ния больших масс основных подвижных лав, однако нередко возни­кают и резкие формы в виде огромных конусов Тенериф, Мауна Лоа и др.

На поверхности земли вулканические формы рельефа могут очень быстро изменяться в результате повторных извержений. Другого типа изменения, развивающиеся значительно медленнее,

91

происходят в этих формах рельефа под действием внешних геологи­ческих агентов — выветривания, текучих вод, снега и т. д. Эти агенты за длительный отрезок времени могут полностью разрушить огромный вулканический конус и даже лавовое плато, сложенное мощными толщами базальтов.

Лавовые плато, подвергаясь воздействию процессов денудации, снижаются, расчленяются (особенно быстро с окраин) и постепенно распадаются на отдельные плосковершинные горы. Вулканические конусы, подвергаясь размыву атмосферными водами, покрываются глубокими, радиально расположенными по отношению к вершине бороздами — барранкосами, склоны конуса постепенно разруша­ются стекающей по барранкосам водой и могут быть полностью уни­чтожены. Тогда на месте вулкана может остаться только одинокая гора — н е к к, сложенная лавой, застывшей в жерле вулкана. В дальнейшем некк разрушается, и только уходящий в недра земли канал, заполненный застывшей лавой, свидетельствует о вулкани­ческой деятельности.

Современные вулканы, вулканические (лавовые) плато и целые комплексные вулканические ландшафты находятся на разных ста­диях своего развития и в различной степени переработаны агентами денудации.

ДВИЖЕНИЯ И ОСНОВНЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Изучение движений земной коры и форм залегания горных пород, возникающих в результате этих движений, входит в раздел геологии, носящий название геотектоники.

Развитие земной коры связано с непрерывным движением, кото­рое проявляется как в качестве ощутимых — землетрясений, так и в виде медленных, незаметных колебаний, преобразующих зем­ную кору в течение длительного времени. Движения земной коры, отмечаемые в современный исторический период существования Земли, называют «современными», а в неогене и антропогеновом периоде — неотектоническими.

Наглядное представление о движениях, которые испытывает земная кора, можно получить при наблюдении изменений береговой линии Мирового океана. Тектонические движения из-за разного знака перемещения приводят в одних местах к погружению побере­жий, а в других к их поднятию. При изменении количества воды в океане и емкости котловин океана происходят повсеместные изме­нения его уровня у всех берегов (эвстатические колебания).

Считают, что в самые последние этапы развития нашей планеты значительные эвстатические изменения уровня Мирового океана произошли в результате интенсивного развития и таяния ледников, покрывавших большие площади материков и шельфов в антропоге­новом периоде. Происходящие постоянно накопления осадков в океанических впадинах почти не отражаются на изменении уровня

92

океана, так как осадконакопление компенсируется одновременными колебаниями дна океанических впадин.

Наблюдения за изменением очертаний береговой линии репе­рами, фиксирующими положение уровенной поверхности Мирового океана, позволяют выделить участки, испытывающие поперемен­ные поднятий и опускания. Всемирную известность приобрели ко­лонны, сохранившиеся среди раз­валин древнего храма, построен­ного задолго до нашей эры на бе­регу Неаполитанского залива близ

города Поццуоли, в честь бога Юпитера Сераписа. Поверхность колонн сохранила следы погружения под уровень моря на глубину более 6 м. После погружения отмечался подъем берега и полное осушение колонн. В течение XIX в. и текущего столетия фикси­руется новое непрерывное опускание, погрузившее колонны на 2,5 м*.

Известен факт длительного и устойчивого поднятия, испыты­ваемого северным побережьем Ботнического залива. Скорость под­нятия здесь равна 1 м в 100 лет. Совершаясь длительный отрезок времени, движения привели к значительному поднятию Скандина­вии и смежных территорий (рис. 14). Одновременно побережье Северного моря в пределах Голландии погружается со скоростью 2 м в 100 лет.

*В марте 1970 г. в результате активизации деятельности вулкана Монте-Нуово, близ которого расположен г. Поццуоли, началось интенсивное воздыма-ние территории города.

93

Интенсивные поднятия фиксируются на побережье Баренцева моря и на Новой Земле. В устье р. Оби отмечаются движения отри­цательного знака (погружения), в то же время в устье р. Лены отме­чены положительные движения (поднятия). Уступы террас на юго-восточном побережье Швеции говорят о положительных движениях Скандинавии, а долины рек, прослеживающиеся на дне Северного моря и Атлантического океана, указывают на опускание громадной территории Западной Европы (рис. 15).

Приведенные примеры дают представление о движениях земной коры по отношению к уровню моря. На территориях, удаленных от моря, современные движения устанавливаются при помощи гео­дезических, геофизических и геоморфологических методов. Среди последних важное место занимает изучение речных долин.

Наиболее точно современные движения земной коры фиксируются геодезическими методами — повторной триангуляцией и повторным нивелированием. Результаты геодезических наблюдений, выражен­ные в цифрах, позволяют изобразить интенсивность отрицательных и положительных движений в виде изолиний, оконтуривающих площади с одинаковой скоростью поднятий и опусканий.

Максимальное значение скорости, установленное геодезическими методами, на отдельных участках поверхности достигает 30— 50 мм/год (поднятие горных хребтов Средней Азии).

Движения прошлых геологических периодов устанавливаются при изучении последовательности напластования осадочных толщ, наблюдаемых в естественных обнажениях и буровых скважинах. Анализ палеогеографической обстановки на момент осадконакопле-ния, производимый по характеру отложений и формам их залега­ния, позволяет делать заключение о характере и амплитуде движе­ний земной коры.

Тектонические движения земной коры в зоне наиболее интенсив­ного их проявления создают в течение длительного времени основ­ные формы земной поверхности — горы и впадины. Магматизм, складчатые и разрывные нарушения, сопровождающие горообразо­вание, осложняют этот процесс, а экзогенные факторы преобразуют созданные эндогенными силами формы рельефа, стремясь снивели­ровать возникшие неровности. В зависимости от соотношения сил воздымания и сил разрушения происходит формирование рельефа земной поверхности.

Типы тектонических движений

В настоящее время не существует единой классификации типов тектонических движений. В большом количестве гипотез делается попытка разрешить основную проблему происхождения тектониче­ских движений и одновременно приводятся самые различные клас­сификации самих движений. Медленные вертикальные без крупных деформаций движения земной коры были названы эпейроге-н и ч е с к и м и, а движения, приводящие к складчатым и разрыв-

94

ным нарушениям, — орогеническими. Слово эпейрогени­ческий означает — создающий континент, а орогенический — coзда­ющий горы. Эти термины были введены в 1890 г. Джильбертом и до последнего времени имеют широкое распространение. Вместе с тем каждый из авторов придавал их значению свой, особый оттенок. Наибольшее распространение эти термины получили в интерпрета­ции Штилле. Эпейрогенические колебания и совокупность этих процессов — эпейрогенез, трактовался Штилле как медленные дви­жения, не приводящие к изменениям в структуре земной коры. Орогенез он рассматривал как противоположный процесс, под­разумевая под ним относительно быстрые движения, происходящие кратковременными толчками и приводящие к изменению земной коры.

Наряду с употреблением терминов эпейрогенез и орогенез широ­кое распространение получили термины радиальные (вер­тикальные) движения и тангенциальные (го­ризонтальные) движения (термин предложен в 1888 г. 3. Зюсом). В дальнейшем многообразие самых различных предста­влений о типах тектонических движений изменило содержание при­веденных терминов. Выделились два направления в решении про­блемы о типах тектонических движений. Одни исследователи считают основными (первичными) колебательные вертикальные движе­ния. Другие пытаются доказать главенствующую роль горизонталь­ных перемещений. В основу гипотез ученых этого направления (мобилистов) заложено представление о возможности перемещения материков. Горизонтальные перемещения последних выделяются мобилистами в особую категорию тектонических движении — эпейрофорез и форогенез.

Неотектонические движения

Неотектоника, или новейшая тектоника, большинством исследователей понимается как раздел геотектоники, в котором рас­сматриваются тектонические движения земной коры и структурные формы, возникающие в результате этих движений за время от начала неогена (или от середины олигоцена) до настоящего времени и полу­чающие отражение в современном рельефе.

Различают новейшие движения, охватывающие неоген и антропогеновый период до настоящего времени, и современ­ные движения, наблюдаемые за последние десятилетия.

Материал, получаемый в результате изучения современных дви­жений, помогает в решении геофизических проблем, изучении земле­трясений, в выяснении причин изменения фигуры Земли и многих других. Очень велико практическое значение неотектонических дан­ных, как базы при расчете надежности инженерных сооружений (мосты, дороги, здания, плотины, мелиорации и пр.). Изучение совре­менных движений дает возможность правильно понимать структуру древних геологических образований и механизм тектонических

95

Iдвижений прошлого. Особенно важную роль играют сведения по неотектонике в изучении процессов формирования крупных и мелких форм современного рельефа.

При выявлении и изучении новейших и современных движений используются многочисленные методы, главнейшими из которых являются геофизический, астрономический, геодезический, гидроло­гический, геоморфологический, геологический и комплексный. Среди геофизических методов, дающих количественную характеристику движений, выделяют сейсмический метод, позволяющий судить об интенсивности неотектонических движений по распределению и силе землетрясений. Используется также метод измерения накло­нов поверхности земли, изменяющихся под влиянием сил притяже­ния Луны и Солнца (периодические факторы), а также вследствие собственных колебательных движений земной коры (вековые дви­жения). Астрономические методы определения широты и долготы позволяют выявить изменения в положении точек земной поверх­ности и установить их смещение. Геодезические методы (повторное нивелирование и триангуляция) выявляют вертикальные и горизон­тальные смещения участков земной коры. Гидрологические методы используют материал по определению положения уровня воды в морях и озерах по отношению к отметкам на берегах, явления перекоса озерных ванн (понижение уровня воды у одного из берегов и затопление противоположного берега) и др.

Среди качественных методов, применяемых при изучении новей­ших и современных движений, ведущую роль играет геоморфологи­ческий метод, основанный на изучении изменений, которым подвер­гается рельеф под влиянием неотектонических движений. В каждом отдельном случае здесь требуется особый подход и учет всех факто­ров (эндогенных и экзогенных), влияющих на развитие рельефа. Геологические методы определения новейших движений также достаточно разнообразны. Наиболее часто используется метод изу­чения состава новейших отложений, их мощностей и тектонических нарушений.

Для получения наиболее полной и правильной картины новей­ших движений рекомендуется пользоваться комплексным методом, опирающимся на сумму показателей, полученных в результате применения всех перечисленных выше методов. Изучение новейших движений широко ведется на всей территории нашей страны. Собран­ный материал позволяет составить сводные карты новейшей текто­ники СССР. Среди карт широкой известностью пользуется «Карта новейшей тектоники СССР» в масштабе 1 : 5 000 000, опубликован­ная в 1960 г. под редакцией Н. И. Николаева и С. С. Шульца.