Учебник

Ядро складки имеет несколько более абстрактный характер, оно представляет собой толщу горных пород, слагающих замок складки, то есть, это скорее не элемент, а часть структуры, имеющая литологическую и возрастную характеристику.

Угол складки образуется пересечением продолженных до своего пересечения крыльев складки. Угол складки имеет большое значение в классификации складок, о чём будет сказано ниже.

Размеры складок имеют относительно условный характер, часто они предварительно ограничиваются границами какого-либо слоя горных пород, например, кровлей девонских отложений или подошвой юрских и т. д. Длиной складки считается расстояние (в плане) от одного периклинального замыкания складки до другого или от центриклинального замыкания до другого. В случае множественности складок проблема их размеров решается несколько проще. Периклинальным замыканием называют замыкание антиклинали, а центриклинальным – замыкание синклинали. Ширина складки определяется расстоянием между осевыми поверхностями двух смежных складок. Высота складки, которую иногда называют амплитудой, представляет собой вертикальное расстояние от шарнира антиклинальной складки до линии, соединяющей шарниры смежных складок, измеренное по данному пласту. Выделяют два главных типа складок: антиклинальные и синклинальные (рис. 35).

Рис. 35. Схема строения (в разрезе) антиклинальной (слева) и синклинальной (справа) складок

Антиклинальные складки – это выпуклые структуры, направленные выпуклостью вверх. В ядре антиклиналей всегда залегают более древние горные породы, чем на крыльях этих складок. В плане антиклиналь замыкается периклиналью с падением пластов горных пород от замка к крыльям.

Синклинальные складки представляют собою складки вогнутые, направленные выпуклостью вниз; в центральных их частях залегают более молодые горные породы, а на крыльях – более древние. Эти складки замыкаются центриклиналями, в которых пласты горных пород имеют падение от периферии к центру складки.

126

полно и наглядно происходит постоянное изменение самой движущейся магмы, а образованные при этом массивы магматических горных пород отличаются зональностью и изменчивостью состава.

Гибридизация – процесс неполной переплавки магмой встреченных ею на пути движения горных пород. При этом происходит только оплавление краёв обломков или блоков вмещающих горных пород; непереплавленная часть горной породы входит в состав новой породы, которая носит название гибридной. Она состоит из магматической горной породы с включениями оплавленных обломков или блоков метаморфических или магматических пород, ранее образованных (до текущего процесса магматизма), то есть чуждых этой магме образований. Оплавленные обломки представляют собой как бы механическую примесь в формирующейся магматической горной породе.

Часто эти горные породы очень похожи на обломочные с подобием конломератовой структуры, однако такое впечатление быстро рассеивается при внимательном осмотре гибрида. Имеющиеся в его составе обломки плавно переходят в магматическую горную породу. Причиной неполного переплавления этих обломков является недостаточно высокая температура остывающей магмы или большая величина самих обломков, не позволяющая им полностью расплавиться в таких условиях. Включения оплавленных инородных тел в гибридной магматической горной породе называются ксенолитами.

3.1.3 Условия залегания магматических горных пород

Многообразие условий образования магматических горных пород, различный состав первичных магм приводят и к многообразию форм геологических тел, образуемых этими породами.

Наиболее простые формы тел образуют эффузивные горные породы, что связано с относительно простым способом выхода магмы-лавы на поверхность Земли. Поскольку при вулканических процессах магма изливается на поверхность, формы тел, образуемых при этом, связаны с этим процессом и называ-

ются потоками и покровами.

Потоки образуются при течении лавы по узким долинам на склонах вулканических построек, по ущельям или другим линейным отрицательным формам рельефа. Поток магмы напоминает речной поток, откуда и произошло название лавового тела. Следует учитывать, что потоки образуются при относительно небольшом объёме лавы, неспособной покрыть обширные поверхности за пределами лавового «русла».

99

Покровы занимают огромные площади и образуются в случаях обильных вулканических извержений. Покров может создаваться и в результате слияния нескольких потоков по мере повышения интенсивности извержения вулкана. Он может включать как одновозрастные магматические образования, так и продукты многофазной разновозрастной вулканической деятельности.

По условиям залегания потоки и покровы весьма близки к пластовым формам осадочных горных пород, хотя и имеют значительные отличия, особенно при извержениях центрального типа.

Наиболее разнообразны формы геологических тел, которые образуют интрузивные горные породы. Формы проявления интрузий зависят от очень многих причин, включающих физические свойства магмы, связанные с её составом; характером путей продвижения; геологическим строением участка проявления магматической деятельности; глубиной образования магматического тела и некоторыми другими. Интрузивные горные породы могут образовывать два главных типа геологических тел: согласные и несогласные. Для каждого из этих типов необходимы специфические условия. Так, согласные тела образуются вблизи поверхности Земли и имеют формы, близкие к формам тел вмещающих горных пород. Суть механизма образования этих форм заключается в проникновении магмы между слоями (пластами) горных пород практически без изменения первичных форм залегания этих вмещающих пород.

Несогласные формы тел магматических интрузивных горных пород образуются при проникновении магмы по зонам тектонических нарушений, разбивших вмещающие горные породы на блоки. Такие тела выполняют зоны дробления и являются секущими телами. При больших размерах магматических очагов происходят также процессы переплавления вмещающих горных пород (процессы ассимиляции и гибридизации). Таким образом, согласные формы геологических тел, сложенных интрузивными горными породами, образуются при проникновении магмы в толщу горных пород между плоскостями напластования и имеют согласные контакты с вмещающими породами, а несогласные – при проникновении магмы по трещинам разных размеров и имеют секущие контакты с вмещающими горными породами.

Среди согласных тел интрузивных горных пород можно выделить четыре наиболее распространённые формы: лакколиты, лополиты, силлы и факолиты. Существуют и другие формы, но они встречаются значительно реже и в этом учебнике не рассматриваются.

Лакколит – это согласное тело интрузивных горных пород с плоским основанием и выпуклым куполообразным сводом – кровлей (рис. 23). Располага-

100

правило, моноклинали являются частями боле крупных структур – складок – и самостоятельного значения обычно не имеют. Но значительные размеры некоторых моноклиналей позволяют выделить их в отдельный тип структур.

Складки – это волнообразно изогнутые слои или пласты горных пород, иногда очень сложные по форме. Для их классификации используются разные признаки: положениеосевойповерхности, положениекрыльев, размерыскладокипроч.

Чтобы приступить к рассмотрению разных типов складок, остановимся на главных элементах этих структур, благодаря особенностям или положению которых эти типы выделяются. К этим элементам относятся: замок складки, крылья, осевая поверхность, шарнир, ось, ядро, угол (рис. 34).

Крылья складок – это боковые части складок.

Замок складки – это участок складки в области максимального перегиба слоёв горных пород.

Если условно продолжить крылья складки до их пересечения, то участок между крыльями и будет графически определённым замком складки. В или антиклинальных складках замок называют сводом, а в синкли-

нальных – седлом мульдой.

Осевая поверхность складки – плоскость, проходящая через линии максимального перегиба всех слоёв складки, или по-другому – плоскость, проходящая через все шарниры складки.

Шарнир складки – линия, проходящая через точки максимального перегиба любого из слоёв, смятых в складки. По-другому шарнир можно определить как линию пересечения осевой поверхности складки с кровлей или подошвой слоя, смятого в складку. В связи с этим каждая складка может иметь много шарниров, количество которых в ней определяется количеством слоёв плюс один. Шарниры в отличие от осей складки могут быть ориентированы в разных направлениях. Наклон шарнира называется его ундуляцией.

Ось складки – линия пересечения осевой поверхности складки с горизонтальной плоскостью или поверхностью Земли. Ось складки располагается всегда в горизонтальной плоскости и может быть у каждой складки только одна.

125

Рис. 24. Схематическое изображение строения (в разрезе) лополита (слева) и системы силлов (справа)

Размеры этих тел по протяжённости достигают десятков километров, а мощность составляет десятки метров, достигая иногда 100 и более метров.

Силлы широко распространены на Тимане, особенно на Среднем, причём в разрезе иногда наблюдается многослойное образование, состоящее из серии силлов, расслоенных осадочными горными породами девонского возраста. На контактах с долеритами осадочные горные породы обожжены и имеют красную и зелёную окраску. Поверхности напластования осадочных горных пород, разграничивающие тело силла, на значительных расстояниях параллельны, что позволяет относить их к согласным интрузивным телам.

Факолит представляет собой линзообразное тело небольших размеров, сложенное ультраосновными горными породами (рис. 25). Чаще всего они приурочены к замкам антиклинальных складок, но иногда отмечаются и в сёдлах синклиналей. Образуются они в процессе складкообразования слоистых толщ горных пород. Внедрение этих интрузий не является причиной складкообразо-

вания. Магма при образовании факолитов проникает в ослабленные межслоевые зоны вблизи зон тектонических нарушений.

К несогласным – секущим – телам интрузивных горных пород относятся батолиты, штоки, дайки и жилы, хотя последние являются чаще телами не собственно магматических горных пород, а продуктами магматической деятельности на завершающих этапах процесса. Они представляют собой заполнения трещин продуктами гидротермальной и пневматолитической деятельности (постмагматической).

102

руется определённая последовательность накопления осадков, на основе анализа которой можно восстановить историю тектонического развития изучаемого участка земной коры, по крайней мере характер и направленность тектонических движений во времени и пространстве.

Поскольку характер этих движений отражается в последовательности отложения слоёв осадков, все сведения о древних тектонических движениях мы можем получить в результате изучения геологического строения конкретных участков земной коры.

В качестве примера формирования определённой последовательности слоёв осадочных горных пород при вертикальных тектонических движениях рассмотрим, какие процессы осадконакопления происходят на разных участках, испытывающих и трансгрессию, и регрессию.

При трансгрессии моря формируется трансгрессивный цикл осадконакопления (рис. 32) в условиях медленного постоянного углубления морского бассейна, то есть в прибрежно-морском мелководном участке с его грубообломоч-

Вертикальные тектонические движения играют исключительно важную роль не только в изменении первичных условий залегания толщ горных пород, но и формируют характер напластования и последовательность напластования осадочных горных пород в земной коре. Земная кора находится в постоянном и непрерывном движении: одни её участки воздымаются, другие в то же время прогибаются. Воздымания и опускания (прогибания) могут чередоваться в разной последовательности и с разной скоростью. Ритмично сменяющиеся по знаку движения называются колебательными тектоническими движениями.

Рис. 31.Схема строения морских террас (в разрезе): I – низкая терраса – пляж; II – поднятые террасы; 1 – алевриты; 2 – пески; 3 – гравий; 4 - сланцы

Подтверждением существования древних вертикальных тектонических движений являются морские (рис. 31) и речные террасы, современные и древние очертания материков и океанов, археологические раскопки, показывающие, что на дне современных морей когда-то были поселения древнего человека.

Направление и скорость современных тектонических движений легко определить с помощью современного геодезического метода: систематическим долговременным нивелированием одних и тех же точек на поверхности Земли можно точно установить, в каком направлении и с какой скоростью движется конкретный участок земной поверхности. Опытным путём средняя скорость современных тектонических движений на платформах определена в 1 см за год.

Как уже говорилось ранее, вертикальные тектонические движения вызывают изменение очертаний материков и океанов на нашей планете, так как они приводят к наступлению моря на материк или его отступлению с материка.

Наступление моря на сушу в результате вертикальных тектонических движений объясняется опусканием территории и называется трансгрессией моря, а отступление моря с суши вызывается вертикальными положительными движениями (поднятием территории) и называется регрессией моря. В результате трансгрессии или регрессии в прибрежной зоне морского бассейна форми-

122

тиклинория) форму с неправильными, сильно «изъеденными» процессами ассимиляции краями.

Такие же «изъеденные» контакты с вмещающими горными породами батолиты имеют и в разрезе. Они являются глубинными образованиями, которые выводятся на поверхность тектоническими движениями и обнажаются благодаря эрозионной деятельности экзогенных геологических процессов.

Шток – тоже интрузивное секущее тело неправильной формы, близкой к цилиндрической, с круто падающими или вертикальными контактами. Часто они являются ответвлениями более крупных тел – батолитов. Состав горных пород штока может быть различным. Имеются многочисленные примеры рудных штоков, образованных в зонах сложного пересечения систем разломов и зон трещиноватости горных пород. Рудные штоки сложены различными по составу рудами, преимущественно металлами. Чаще они образованы гранитоидами, но отмечаются сиенитовые тела и тела пород ультраосновного состава. На Среднем Тимане имеется шток, сложенный метасоматическими карбонатитами.

Дайка представляет собой плитообразное тело, образованное в результате заполнения магмой зон дробления и трещиноватости в горных породах. Поскольку магма – это довольно вязкий расплав, её свободное продвижение возможно только в значительных по размерам зонам, что и определяет размеры тел этого типа. Образуются они магмой основного состава и достигают по протяжённости десятков километров, а по мощности – 100 и более метров. Широко распространены дайки долеритов и метадиабазов в пределах Среднего Тимана, где они протягиваются на 30-40 км при мощности до 50-70 м. Возраст этих образований позднепротерозойский и позднедевонский.

Жила – тоже плитообразное тело, но, в отличие от дайки, значительно меньших размеров, более неправильной, часто извилистой формы. Нередки

103

случаи, когда они представляют собой сложную систему ветвящихся тел. Протяжённость жил составляет сотни метров, а максимальная мощность достигает 15 метров, чаще составляя десятки сантиметров или первые метры. Самое главное отличие жильных тел состоит в том, что образованы они гидротермальными или пневматолито-гидротермальными минералами, чаще рудными: пиритом, халькопиритом, галенитом, сфалеритом, самородным золотом и другими. Из породообразующих минералов в их составе наиболее часто встречаются: кварц, кальцит, полевые шпаты и слюдистые минералы, главным образом, мусковит, биотит и серицит.

3.1.4 Вулканизм и продукты вулканизма

Вулканизм – это совокупность процессов перемещения магматических масс, обогащённых часто газовыми составляющими, из глубинных частей Земли на её поверхность. Вулканизм представляет собой эффузивную разновидность магматизма, приводящего к образованию продуктов этой деятельности, весьма распространённых на нашей и других планетах Солнечной системы. В результате вулканизма образуются жидкие, твёрдые и газообразные продукты.

Вулканическая деятельность осуществляется через особые «проходы» в земной коре. В разные стадии развития Земли, на разных этапах её эволюции возможность выхода магмы на поверхность была разной, что сказалось и на изменении характера вулканизма в геологической истории Земли.

Выделяют три главных типа вулканической деятельности в истории нашей планеты: площадной, трещинный и вулканизм центрального типа.

Площадной вулканизм проявлялся в догеологический этап развития Земли, когда земная кора только начинала формироваться и была очень тонкой. Благодаря этому магме не требовалось преодолевать большого сопротивления внешней покрышки для выхода на поверхность Земли. Магма настолько сильно прогревала саму эту покрышку – земную кору, что на месте прогревания образовывались моря или озёра магмы, состоящей из расплавленного верхнего слоя земной коры. Такие моря и озёра были огромных размеров, а вулканизм такого типа имел весьма спокойный характер, обусловленный отсутствием какоголибо сопротивления появлению магмы на поверхности, без потрясений, взрывов и выбросов в атмосферу каких-либо продуктов вулканической деятельности. Постепенное остывание расплавленной массы приводило к её затвердеванию и наращиванию мощности земной коры.

В процессе геологического развития происходило последовательное постепенное увеличение мощности земной коры также в результате экзогенных

104

гических процессов. Результатом этого становится накопление продуктов разрушения в межгорных впадинах и краевых прогибах, преимущественно грубообломочных горных пород, часто имеющих определённый ритмический характер благодаря ритмичности разрушительных процессов и колебательным тектоническим движениям. Эти грубообломочные толщи завершающей стадии орогенного развития региона называются молассовыми отложениями (формациями) или молассой.

Платформенная стадия развития отличается практически полным прекращением тектонических, магматических, в том числе вулканических, и метаморфических процессов, полным разрушением горной системы, начало которому было положено в позднюю орогенную стадию, и выравниванием рельефа поверхности Земли с образованием пенеплена. На раннеплатформенной стадии развития происходит накопление маломощных осадочных толщ в условиях слабого медленного прогибания территории. На позднеплатформенной стадии происходит поднятие некоторых участков земной коры, морской бассейн регрессирует, и поднятые участки развиваются по плитному типу в условиях континентального режима с резким преобладанием разрушительных сил экзогенных геологических процессов: интенсивного выветривания, ветра, рек, морей, ледников.

3.3.2 Типы тектонических движений

Как и всякие геологические процессы и образования, тектонические движения классифицируются по разным признакам. Существует большое количество всевозможных классификаций, из которых мы предпочитаем классификацию советского тектониста В. Е. Хаина. Он классифицирует тектонические движения по их направлению: горизонтальные и вертикальные; по области проявления движений: поверхностные, коровые и глубинные; по результатам проявления: сбросы, взбросы, сдвиги, надвиги, раздвиги и т. д.; по характеру проявления: волновые, глыбовые и т. д.

Рассмотрим подробнее некоторые из перечисленных типов тектонических движений. Характеризуя в целом тектонические движения по направлению, можно заметить хотя и не бесспорную, но всё же часто устанавливаемую особенность. Заключается она в том, что вертикальные тектонические движения приводят чаще к нарушению сплошности слоёв горных пород, образуя дизъюнктивные дислокации, а горизонтальные тектонические движения, изменяя площади распространения слоёв горных пород, вызывают образование складок и надвигов.

121

последовательности, в которой выделяется три главные стадии: геосинклинальная, орогенная и платформенная.

Геосинклинальная стадия характеризуется интенсивным тектоническим прогибанием, накоплением мощных толщ осадочных горных пород, интенсивным магматизмом, разломной тектоникой и соответственно – интенсивными процессами метаморфизма. В геосинклинальной стадии выделяют ранний и поздний этапы, различающиеся не только характером геологических процессов, но и определённой их направленностью. Так, на ранней стадии происходит заложение геосинклинального прогиба, интенсивное прогибание (до 20-30 км), которое компенсируется в большинстве случаев накоплением мощных толщ осадочных горных пород. Одновременно происходит интенсивная тектоническая деятельность разломного характера, приводящая к дроблению земной коры, интенсивному проявлению магматизма интрузивного и эффузивного типов. Глубокое прогибание с одновременной магматической деятельностью приводит к интенсивному метаморфизму.

Поздняя геосинклинальная стадия характеризуется образованием в центральной части прогиба центрального поднятия в результате инверсии, происходит весьма активный подводный вулканизм, и в условиях колебательных тектонических движений накапливаются ритмичные флишевые осадки с существенной карбонатной составляющей.

Орогенная стадия также разделяется на ранний и поздний этапы. В ранний этап развития геосинклинальная область превращается в складчатое горное сооружение, что является результатом активного проявления разнонаправленных тектонических движений, интенсивной магматической деятельности с внедрением мощных интрузий кислого состава и многочисленными уже наземными вулканами, а также продолжением сопровождающего активную магматическую деятельность метаморфизма, преимущественно контактового и дислокационного.

Позднеорогенный этап развития характеризуется образованием горной складчатой системы с хорошо развитой разломной тектоникой и, как результат этого – разнообразными сложными тектоническими структурами дизъюнктивного характера: взбросами, сбросами, горстами, грабенами, надвигами, часто шарьяжами. На этом этапе продолжается также интенсивный наземный вулканизм наряду с кислым интрузивным магматизмом, широко развиты горизонтальные тектонические движения. В завершающую стадию позднего этапа начинается разрушение горного сооружения экзогенными геологическим процессами в силу ранее описанного противоборства экзогенных и эндогенных геоло-

120

геологических процессов, за счёт разрушения уже сформированных горных пород и накопления осадочных горных пород. Когда земная кора из-за большой мощности уже перестала позволять разогревать себя до расплавления, площадной вулканизм перестал существовать, а для выхода магмы на поверхность потребовалось образование специальных путей продвижения. Такие пути природой были найдены в виде крупных трещин в земной коре, которые образуются при тектонических движениях и изменениях объёма планеты в процессе её развития. На смену площадному вулканизму пришёл трещинный вулканизм.

Трещинный вулканизм родился в результате образования в утолщенной земной коре многочисленных трещин (глубинных разломов), достигающих на глубине областей образования магматических очагов. Эти трещины и явились подводящими каналами для проникновения магмы сквозь жёсткую земную кору значительной мощности к поверхности планеты. Движение магмы по трещинам (или правильнее – по зонам глубинных разломов в земной коре) осуществляется в результате резкого перепада давлений в магматическом очаге и на поверхности Земли. При относительно маломощной, по сравнению с современной, земной коре магма могла достигать поверхности Земли даже по одиночным разломам без большого сопротивления, что способствовало спокойному характеру вулканических извержений. В древние геологические эпохи этот тип вулканизма был преобладающим, а в настоящее время он эпизодически проявляется на склонах вулканов нового типа – центрального, являясь сопровождающим в виде побочных или паразитических конусов на основном конусе вулкана центрального типа.

Рис. 27. Схема строения (в разрезе) вулкана центрального типа: А – кальдера; Б – кратер; В – жерло; Г – конус;

1 – переслаивание пеплово-лавового материала; 2 – лава; 3 – пеплово-газовые выделения

105

Третий тип, преобладающий в кайнозойскую эру, называется вулканизмом центрального типа. Под вулканом обычно понимается выводное отверстие, круглое или в виде короткой трещины, через которое время от времени из недр Земли на её поверхность выбрасывается вулканический материал разнообразного состава: в виде раскалённой лавы, твёрдого кластического (обломочного) материала, водяных паров и горячих газов. Иногда под вулканами понимают непосредственно возвышенность, образованную твёрдыми продуктами извержений (рис. 27, 28). Эта возвышенность имеет конусообразную форму, часто довольно правильную, и называется конусом вулкана. В центре конуса располагается жерло вулкана – канал, через который вулканические продукты выходят на поверхность. Форма жерла может быть округлой или щелевидной, а основное жерло иногда имеет одно или несколько побочных жерл, выходящих на склонах конуса вулкана и создающих также побочные конусы более мелких размеров. В верхней части конуса вулкана располагается кратер.

Рис. 28. Озеро Голубое в кратере древнего вулкана на острове Кунашир (фото автора)

Особенность вулканов центрального типа заключается в том, что при современной огромной мощности земной коры прямолинейные трещины в ней, даже достигая поверхности Земли, перестают быть эффективными проводниками магмы, так как ей необходимо на своём пути преодолеть чрезвычайно большое сопротивление. Для эффективной вулканической деятельности необходимы уже целые сложные системы трещин в земной коре – пересекающихся тектонических нарушений, в зоне пересечения которых образуется мощный подводящий канал для поднимающейся магмы. Но даже при таких благоприятных условиях продвижению магмы сопротивляется вся эта зона пересечения разломов, заполненная продуктами механического разрушения горных пород.

106

цесса диагенеза осадок превращается в осадочную горную породу и в случае регрессивного катагенеза вновь выходит на дневную поверхность, где снова подвергается разрушению, завершая «короткий» круговорот вещества в природе.

В случае прохождения горной породой прогрессивного катагенеза, как следствия прогибания участка земной коры, осадочная горная порода подвергается региональному метаморфизму и уже после этого вновь может оказаться продуктом выветривания, завершая «средний» круговорот вещества в природе. Если же порода оказалась в условиях продолжающего погружение участка земной коры, то она испытывает ещё более высокую степень регионального метаморфизма, а затем и ультраметаморфизма, который может смениться в глубинных зонах земной коры или в мантии полным переплавлением с образованием магматического расплава того или иного состава. Магма же вновь извергается через вулканические аппараты на поверхность Земли и даёт начало новому циклу преобразований вещества. Такие стадии преобразования вещества Земли бесконечны, хотя пути и способы этого преобразования весьма различны и изменчивы.

3.3 ТЕКТОНИКА

Одним из важнейших эндогенных геологических процессов являются тектонические движения на планете, приводящие к постоянным изменениям в её строении. Под действием тектонических процессов слои земной коры сминаются в складки, нарушается их сплошность в разных вариантах, наступают и отступают моря и океаны, образуются горные сооружения.

3.3.1 Общие сведения

Внастоящее время сложились две главные теории тектонического развития Земли: фиксистская (теория геосинклинального развития) и мобилистская (теория тектоники плит). Первая из них с давних времён называется классической тектонической гипотезой. Дискуссии между сторонниками этих гипотез время от времени возникают с новой силой и сменяются периодами относительного спокойствия. Поскольку нашей задачей является знакомство студентов с основными типами и результатами тектонических движений, основные положения этих теорий остаются за рамками этой программы. Подробно с основами этих двух и других тектонических теорий студенты познакомятся в курсе специальной дисциплины – «Геотектоники».

Внастоящем учебном пособии мы исходим из геосинклинальной теории, согласно которой тектоническое развитие Земли происходит в определённой

119

Относительно причин проявления регионального метаморфизма существует несколько гипотез, наиболее распространёнными и обоснованными из которых можно считать следующие две:

1.Длительное устойчивое прогибание участков земной коры до глубины около 25 км, в область высоких температур и давлений.

2.Интенсивные процессы складкообразования и горообразования с мощными подъёмами огромных масс магмы и термальных растворов.

Самые максимальные стадии метаморфизма относят уже к ультраметаморфическим процессам, протекающим на очень больших глубинах, где возможно частичное или даже полное переплавление горных пород с образованием магматических расплавов, то есть на грани метаморфизма и магматизма. Выделяется три стадии ультраметаморфизма: анатексис, палингенез и гранитизация.

Анатексис – это частичное переплавление минералов кварцевополевошпатового состава из пород любого первичного состава.

Палингенез – полное переплавление исходных пород кислого состава (гранито-гнейсов, гранитов, полимиктовых песчаников) с образованием гранитной магмы.

Гранитизация – переплавление пород любого состава с образованием гранитной магмы.

3.2.4 Круговорот вещества в природе

Рассмотрев условия образования и преобразования осадочных, магматических и метаморфических горных пород и проследив взаимопревращения вещества Земли, можно попытаться сформулировать основные положения круговорота вещества планеты в природе. Это вещество претерпевает сложнейшие преобразования и перемещения с поверхности планеты в глубокие её недра и обратно в атмосферу и на поверхность Земли.

С этих позиций посмотрим, как может происходить круговорот вещества Земли, если принять за исходную точку образование магматической горной породы. Образуется эта горная порода из расплава и в результате геологического развития Земли в какой-то момент оказывается на поверхности планеты. Под действием экзогенных геологических процессов: выветривания, действия ветра, водяных потоков, ледников первоначально монолитная горная порода распадается на обломки разных размеров. Обломки могут измельчаться разными геологическими процессами, транспортироваться по поверхности Земли и накапливаться с образованием осадков, состоящих также из нерастворимого остатка (хемогенная часть) и органических остатков (органогенная часть). После про-

118

Это замедляет продвижение магмы к поверхности, она на некоторых участках успевает остыть и превратиться в магматические горные породы, закупоривая пути продвижения последующих порций магмы.

Возникающие препятствия преодолеваются растущим снизу давлением новых поступающих порций магмы, что приводит к выталкиванию уже застывших блоков и к активной взрывной деятельности, особенно благодаря обогащённости магмы газообразными веществами. Растворимость газов в магме увеличивается с увеличением давления, поэтому в магматическом очаге газы находятся в растворённом состоянии, а по мере подъёма, с падением давления, часть газов выделяется из неё и может высвобождаться путём взрывов или эксплозии.

Сила взрывов и их частота зависят от консистенции магмы, содержания в ней газов и возможности свободного выхода из неё. Взрывная деятельность способствует продвижению новых порций магмы к поверхности Земли за счёт разрядки давления в результате предыдущих взрывов, поэтому в большинстве случаев вулканические извержения сопровождаются сериями взрывов различной интенсивности. В образовании взрывов иногда огромную роль играют подземные воды, находящиеся в горных породах приповерхностного слоя земной коры. Эта вода под действием высокотемпературной магмы превращается в парообразное состояние и становится одним из главных факторов взрывной деятельности вулкана.

Очень сильные взрывы при вулканической деятельности наблюдаются в тех случаях, когда жидкая магма соприкасается с водами морей или океанов, то есть при подводных вулканических извержениях – это тоже объясняется переходом воды океана в парообразное состояние.

На нашей планете существует два типа вулканов – потухшие и действующие. Потухшие – это вулканы, сохранившие свою форму конуса, но не проявляющие активности очень длительное время. Если потухший вулкан неожиданно начинает действовать, то его называют уснувшим.

Действующие вулканы проявляют свою активность в разной форме, в том числе в виде газовых выделений разной интенсивности, температуры и состава.

Продукты вулканизма могут быть жидкими, твёрдыми и газообразными. Соотношение этих продуктов зависит от типа вулкана и состава магмы.

Жидким продуктом деятельности вулкана является лава – раскалённая жидкая или вязкая масса, вытекающая на поверхность Земли из жерла вулкана. Температура лавы зависит от её химического состава и содержащихся в ней газов. Наиболее высокой температурой отличаются базальтовые лавы (900-1200˚С), наиболее низкую температуру имеют андезитовые лавы – не бо-

107

лее 750˚С. По химическому составу различают андезитовую, базальтовую, трахитовую и риолитовую лавы.

При излиянии лавы образуют потоки или покровы. В зависимости от места излияния застывшая лава может иметь определённую форму. Так, при подводных излияниях образуются подушечные или шаровые тела, состоящие из скоплений округлых образований в виде подушек или шаров; при наземных излияниях образуются волнистые или глыбовые образования – с волнообразной поверхностью, как результат медленного течения и одновременного остывания. При быстром остывании образуется толстая корка, разрушающаяся продолжающей течь нижней частью магматического потока.

Твёрдые продукты вулканизма очень разнообразны по составу, что зависит от состава излившейся магмы, и по размерам обломков, что находится в прямой зависимости от типа деятельности. К твёрдым продуктам извержений относятся вулканические бомбы, лапилли, песок, вулканический пепел.

Бомбы являются обломками лавы, которые были выброшены из вулкана в полузастывшем состоянии. В зависимости от состава лавы бомбы могут иметь разную форму. Так, жидкие лавы образуют уплощённые формы, которые называют лепёшковидными. Такие бомбы за время «полёта» не успевают полностью остыть и затвердеть, а при ударе о поверхность Земли уплощаются. Несколько более вязкие базальтовые лавы образуют шарообразные или веретенообразные формы, иногда несколько вытянутые по направлению падения – результат почти полного затвердения во время «полёта». Вязкие лавы имеют совершенно другую форму: округлую или угловатую с многочисленными трещинами на поверхности – это следствие их быстрого остывания и затвердения. Размер бомб составляет больше 3 см, а иногда превышает 1 м в поперечнике.

Лапилли – вулканические выбросы разной формы, как и вулканические бомбы, размером от нескольких миллиметров до 3 см. Состоят они из застывшей лавы, шлака, вулканического стекла или чуждых вулкану веществ в виде кристаллов. Например, при вулканическом извержении Толбачика образовались лапилли из кристаллов лабрадора. Для более крупных лапиллей иногда характерна веретенообразная форма как результат вращения падающих не затвердевших полностью кусков лавы.

Песок вулканический представляет собой несцементированный обломочный – пирокластический материал с размером обломков от 0,1 до 1-2 мм, состав которого зависит от характера вулкана и состава лавы.

Пепел вулканический – это наиболее мелкие, часто пылевидные частицы лавы, выброшенные из вулкана в твёрдом состоянии при извержении. Образу-

108

Таким образом, главной действующей силой при этом метаморфизме является направленное давление и, как производная от него – температура. Разрушаемые в процессе движения блоков горные породы одновременно и цементируются, образуя разные по составу и строению катаклазиты. Если породы перемещающихся блоков однородны по составу и строению, то образуются раздробленные и истёртые до состояния пудры уплотнённые милониты. При разнородных горных породах в тектонических блоках дробление их и цементация приводят к образованию плотных пород, состоящих из остроугольных обломков разных размеров, сцементированных тонко растёртым материалом. Такие горные породы называются тектоническими брекчиями.

В процессах динамометаморфизма могут принимать участие и химически активные вещества, появляющиеся из подземных вод и перегретых водяных паров. В случае их присутствия метаморфические изменения могут быть более интенсивными вплоть до метасоматических.

Региональный метаморфизм называют также глубинным, чем подчёркивается его принципиальная особенность. Оба названия вместе дают полное представление о характере и месте этого типа метаморфизма, а также о главных действующих силах или факторах.

Главными факторами регионального метаморфизма являются высокая температура, высокое геостатическое давление и химически активные вещества. Интенсивность действия всех названных факторов резко возрастает с глубиной, что не требует дополнительного объяснения, так как об этом достаточно подробно говорилось в общем описании процессов метаморфизма.

Региональный метаморфизм отличается довольно чётко выраженной зональностью, но зональностью, в отличие от контактового метаморфизма, глубинной и более масштабной. Суть этого метаморфизма заключается в образовании минералов и их ассоциаций при определённых диапазонах температур и давлений, которые в этом случае почти напрямую зависят от глубины прохождения процесса. При этом минимальные температуры метаморфизма (300˚С), сохраняются. Наименее глубинной зоной регионального метаморфизма является зона зелёных сланцев, соответствующая интервалу температур от 300 до 500˚С, сменяющаяся гранат-амфиболитовой и другими зонами метаморфизма. Зоны или фации регионального метаморфизма выделяются по характерному для данной температуры и давления минералу, а сами такие минералы называют минералами-индикаторами степени метаморфизма. Примерами их, кроме названных выше, являются дистен, андалузит, ставролит и др.

117