Ковалёв С.Г. (и др.) Общая геология с основами гидрогеологии и гидрологии

Подождите немного. Документ загружается.

281

животных. Наиболее распространенными породами рассматриваемой

группы являются торф, бурый уголь, каменный уголь, битуминозные (го-

рючие) сланцы, нефть, озокерит, горючий газ и др.

Текстуры и формы залегания осадочных пород. Структурные при-

знаки, такие, как крупность зерен осадков, форма их обломков, кристал-

личность зерен или аморфное сложение породы и другие качества, были

охарактеризованы выше. Здесь же мы рассмотрим текстурные характери-

стики осадочных пород и формы их залегания.

Текстуры. Наиболее важным текстурным признаком осадочной поро-

ды, указывающим на ее происхождение, является характер ее слоистости.

Горизонтальная параллельная слоистость свойственна осадкам, отлагав-

шимся в спокойной воде озера или на умеренной глубине моря, куда не

достигают бурные волнения (рис. 94). Прямая и наклонная слоистости

характерны для спокойного накопления осадков на наклонной поверхно-

сти дна глубоких (батиальных) частей моря или крутого наклона дна озе-

ра. Слоистости – косая и диагональная (рис. 94), характеризуют условия

переменного течения струй водного или воздушного потока, с периодиче-

ским изменением направления и силы.

Рис. 94. Типы слоистости осадочных пород (1– прямая, или горизонтальная

слоистость, 2–6–разновидности косой слоистости)

Формы залегания. Для осадочных пород характерно залегание в виде

слоев, представляющих собой пластины (пласты), имеющие сравнительно

малую толщину, или мощность, и большую протяженность. Соотношение

между мощностью и протяженностью пластов особенно показательно для

морских осадков. Мощность пласта зависит от длительности и скорости

осадконакопления. За год в морских условиях накапливается слой толщи-

ной, измеряемой миллиметрами, реже сантиметрами. В то же время пло-

282

щадь накопления весьма обширна и измеряется сотнями и тысячами км

Верхняя поверхность пласта называется его кровлей, а нижняя – подош-

вой. Мощность, т. е. толщина пласта, измеряется по перпендикуляру между

кровлей и подошвой пласта (рис. 95, а). В самом простом, но очень распро-

страненном случае осадочные породы залегают в виде более или менее

мощных пачек пластов, когда кровля и подошва пласта параллельны друг

другу. Иногда пласт в одном направлении уменьшается в мощности или,

как говорят, выклинивается (см. рис. 95, б). В случае выклинивания пласта

в двух противоположных направлениях и на коротком расстоянии пласт

превращается в линзообразную залежь (см. рис. 95, в), имеющую форму

двухсторонне- или односторонне выпуклой чечевицы (линзы). Изредка за-

лежь осадочной породы может принять изометрическую в плане форму с

почти равными поперечниками во всех трех измерениях. Такую форму за-

лежи называют штоком. Образуется он обычно при выполнении химиче-

скими осадками пустоты в пластах, возникающей в результате выщелачи-

вания легкорастворимых пород. Несколько сходную со штоком форму на-

зывают карманом, который в отличие от штока, более вытянут по вертика-

ли и заполнен главным образом не химическими, а обломочными осадками

(см. рис. 95, г). Первоначальная полость кармана может возникнуть под

действием ударной силы водопада или морской волны, разрушающих по-

роды подстилающих слоев.

Рис. 95. Формы залегания осадочных пород (а–параллельное залегание, б–

выклинивание пласта, в–линзообразное залегание пластов, г–карман, д–

шлейф)

На пляже моря, озер и рек часто можно видеть скопления осадков в

виде валов, тянущихся вдоль берега. Подобные образования получили

название берегового вала. Характерную форму залежи приобретают мас-

283

сы обломочного материала, смещаемого со склонов в виде осыпей или

намывов. Обычно они приобретают форму шлейфа, прислоненного к

склону (см. рис. 95, д)

§42. Метаморфические горные породы

Метаморфические породы образуются при повышенных температурах

и давлении за счет первичных магматических и осадочных пород. Про-

цесс перекристаллизации исходных пород происходит в твердом состоя-

нии, но при участии растворов. Таким образом, метаморфические породы

имеют вторичный генезис. Характерной их особенностью является пол-

нокристаллическое строение. Все метаморфические породы можно разде-

лить на две группы, исходя из того, какие осадочные или магматические

породы подвергаются метаморфизму:

1-я группа – парапороды, образовалась из первично осадочных пород,

например, из карбонатных пород получаются мраморы, из песчаников –

кварциты, из глинистых сланцев – филлиты и др.;

2-я группа – ортопороды, сформировалась из первично магматических

пород, например, метабазиты – из базальтов.

Парапороды. Филлиты – тонкозернистые породы, состоящие из квар-

ца, хлорита и серицита, образующиеся из глинистых пород при низких

степенях метаморфизма. В филлитах за счет примеси титана в глинах об-

разуются мелкие иголки рутила, часто собранные в скопления, а за счет

примеси бора – столбчатые кристаллы турмалина. В качестве реликтового

акцессорного минерала часто присутствуют округлые зернышки циркона,

иногда апатита и рудных минералов. Структура филлитов гранолепидоб-

ластовая, иногда бластопсаммитовая, если в глинистом осадке имелась

примесь обломочного материала. Сохранение первичной слоистости обу-

славливает появление полосчатой или линзовиднополосчатой текстуры.

При высоких степенях метаморфизма из осадочных пород образуются

гнейсы. Существенным отличием по минеральному составу гнейсов от фил-

литов и сланцев является наличие в них калиевого полевого шпата в количе-

стве от 25 до 50–60 % объема породы. Наряду с калишпатом в гнейсах посто-

янно присутствуют кислые плагиоклазы. Гнейсы, образовавшиеся за счет

осадочных пород, принято называть

парагнейсами. Для них типоморфными

минералами являются гиперстен, гранат пироп-альмандиновой группы, кор-

диерит, силлиманит. Гнейсы, как правило, обладают массивным сложением и

гнейсовидной текстурой. Структура их гранобластовая, иногда нематобла-

стовая. Характерным акцессорным минералом является рутил. По количест-

венно-минеральному составу гнейсы наиболее близки к гранитам.

284

Кварциты представляют собой метаморфизованные при низких и

средних ступенях песчаники с кремнистым цементом. Реликтововые ока-

танные зерна кварца либо сохраняются, либо сегрегирую, в более круп-

ные зерна с зубчатыми очертаниями и мозаичным угасанием. При мета-

морфизме песчаников с глинистым цементом, листоватые минералы сег-

регируются в отдельные полоски и образуются серицит-кварцевые, хло-

рит-кварцевые или же серицит-хлорит-кварцевые сланцы. В этих породах

количество кварца достигает более 50% состава породы.

Мраморы образуются при метаморфизме чистой карбонатной породы,

не загрязненной посторонними примесями. Они имеют беспорядочную или

сланцеватую текстуру и представляют собой мономинеральную породу,

сложенную кальцитом или доломитом (до 90%). Если известняки содержат

первичный кварц или глинистые минералы, то при метаморфизме образу-

ются следующие минералы: серпентин, тальк, хлорит, актинолит, тремолит,

минералы группы эпидота, альбит. На средних ступенях метаморфизма

образуются силикатные мраморы с волластонитом, гроссуляром, роговой

обманкой, плагиоклазом, скаполитом, флогопитом. На высшей ступени в

силикатных мраморах присутствуют: форстерит, диопсид, основные плаги-

оклазы, шпинель. Распределение отдельных минералов в силикатных мра-

морах часто полосчатое или линзовидно-полосчатое.

Ортопороды. Серпентиниты образуются при метаморфизме ультра-

основных пород, представленных дунитами, перидотитами и пироксени-

тами. На первой стадии низшей ступени возникают антигоритовые сер-

пентиниты, которые часто характеризуются микролитовым строением,

когда антигорит образует длинные трубчатые выделения, собранные в

спутанно-волокнистые скопления. Иногда серпентиниты сложены пла-

стинками антигорита веерообразной формы. При появлении в серпенти-

нитах сланцеватой текстуры возникают серпентиновые сланцы. В зависи-

мости от исходного состава ультраосновных пород в серпентиновых слан-

ах появляются такие минералы, как тальк, хлорит, реже актинолит, тремо-

лит и ромбический амфибол – антофиллит. Если какой-нибудь из минера-

лов переходит в группу главных, возникают тальк-антигоритовые, акти-

нолит-хлорит-тальковые сланцы и др. Этим сланцам присуща лепидо-

бластовая или нематолепидобластовая структура, текстура сланцеватая.

Метабазальты, метаандезиты и их пирокласты. В метаморфических

преобразованиях этих пород различают три стадии. На первой стадии за

счет лав основного и среднего состава и их пирокластов возникают пор-

фиритоиды, которые характеризуются сохранением реликтовых структур

– порфировой или кластической. По минеральному составу порфиритои-

ды полностью аналогичны зеленым сланцам, которые образуются на вто-

рой стадии низшей ступени. Главными минералами последних являются

285

альбит, минералы группы эпидота (эпидот, клиноцоизит, цоизит), сери-

цит, хлорит и актинолит (за счет темноцветных минералов). Если в пер-

вичных породах присутствовал кварц, то и в зеленых сланцах он встреча-

ется в тех же количествах. Наименование зеленым сланцам дается по ко-

личественно-минеральному принципу. Так, порода, содержащая 10% эпи-

дота, 20% актинолита, 30% хлорита и 40% альбита, будет называться эпи-

дот-актинолит-хлорит-альбитовый сланец.

Динамометаморфиты – горные породы, претерпевшие дробление

под влиянием давления без перекристаллизации, или с частичной пере-

кристаллизацией. В первом случае формируются такие породы, как тек-

тоническая брекчия, катаклазит, милонит и др., во втором случае возни-

кают метаморфиты, в которых на динамометаморфизм накладывается

бластез, например, бластомилониты.

Брекчия тектоническая возникает под воздействием тектонических про-

цессов (одностороннего давления). Как правило, формируютя вдоль плоско-

стей разрыва – надвигов, сдвигов, сбросов, вследствие трения (брекчия тре-

ния) перемещающегося аллохтонного блока по автохтонному. Размер облом-

ков брекчии меняется от незначительного до глыб в десятки и сотни метров в

поперечнике. Пространство между обломками заполняет относительно более

мелко раздробленный материал, служащий связующей массой, в которой

можно наблюдать и поздние гидротермальные образования.

Катаклазит (греч. «катаклазо» – разрушаю) – катакластическая гор-

ная порода, образованная в результате дислокационного метаморфизма

(динамометаморфизма, катаклаза), не сопровождающегося явлениями

перекристаллизации и минералообразования. Характеризуется присутст-

вием сильно деформированных, изогнутых и раздробленных минералов

исходной горной породы, нередко сцементированных мелкозернистой

(мелкораздробленной) полиминеральной массой.

Милонит (греч. «милее» – мельница) – раздробленная, тонкоперетертая,

кремнеподобная, нередко отчетливо сланцеватая горная порода, образован-

ная, как и катаклазит, в разрывных (дизъюнктивных) зонах тектонических

движений, особенно вдоль плоскостей сбросов, взбросов и надвигов. Аллох-

тонный блок, медленно передвигаясь по автохтонному, дробит и перетирает

горные породы, сдавливающие усилия делают ее плотной, компактной, одно-

временно происходят дифференциальные движения перетертых, частично

перекристаллизованных частиц горной породы, обуславливающие возникно-

вение полосчатых и сланцеватых (флюидальных) текстур. При крайней сте-

пени развальцевания может возникнуть ультрамилонит. Милонит отличается

от катаклазита большей степенью дробления и развития сланцеватой тексту-

ры. Он является конечным (наиболее интенсивно раздробленным) продуктом

динамометаморфизма.

286

Часть III

Геологические процессы

Глава 5

ЭНДОГЕННЫЕ ПРОЦЕССЫ

К эндогенным процессам относятся:

1) внедрение в земную кору и выход на ее поверхность поднимающей-

ся из недр Земли расплавленной магмы или лавы;

2) метаморфизм;

3) движения земной коры (тектонические движения), проявляющиеся

как в периодических медленных волнообразных поднятиях и опусканиях

ее (колебательные движения), так и в нарушении первоначального поло-

жения толщ горных пород и их сплошности (складчатые и разрывные на-

рушения).

§43. Интрузивный магматизм

Вещество земной коры и оболочки Земли, согласно современным дан-

ным, является твердым телом, несмотря на то, что уже на глубинах 60-70

км температура Земли настолько высока, что любая порода при давлении,

равном атмосферному, могла бы находиться в расплавленном состоянии.

Однако существующие на этих глубинах давления способствуют сохране-

нию вещества в твердом (твердопластичном) состоянии.

Термодинамическое равновесие в земной коре установилось в процес-

се длительного развития нашей планеты. Нарушение этого равновесия в

том или ином участке (т.е. уменьшение давления или увеличение темпе-

ратуры) вызывает переход вещества в отдельных локальных участках

(очагах) из твердого состояния в жидкое. Переход сопровождается колос-

сальным увеличением объема. Образовавшаяся в верхней мантии огнен-

но-расплавленная масса (магма) перемещается в ослабленные участки

земной коры или изливается на поверхность. При внедрении магмы в зем-

ную кору газы, содержащиеся в ней, вследствие уменьшения давления

высвобождаются часто путем взрывов, приводящих при благоприятных

условиях к образованию в коре каналов, по которым она устремляется к

поверхности Земли.

Внедрение магмы в земную кору называется

интрузивным магматиз-

мом

(лат. «интрузио» – внедрение), или плутонизмом (Плутон – бог недр

Земли); излияние магмы на поверхность называется

эффузивным магма-

287

тизмом (лат. «эффузио» – излияние) или вулканизмом (по имени бога

огня у древних римлян – Вулкана).

Относительно природы сил, вызывающих проявление эндогенных

процессов, существуют лишь гипотезы, которые детально будут рассмот-

рены в разделе «Тектонические гипотезы».

Происхождение магмы (проблема плавления). Поскольку температу-

ра плавления большинства минералов повышается с увеличением давле-

ния, предполагалось, что уменьшение давления на породы, температуры

которых близки к точке плавления, могло вызывать генерацию магмы в

верхней мантии. Однако оказалось трудным предложить какой-либо про-

стой механизм локального уменьшения давления. Земля находится в со-

стоянии гидростатического равновесия. Это означает, что на любой дан-

ной глубине давление определяется плотностью горных пород (или маг-

мы) и ускорением силы тяжести, причем ни один из этих параметров не

может измениться без соответствующего изменения массы и размеров

Земли. Кроме того, почти идеальное изостатическое равновесие Земли

предотвращает локальные вариации давления на величину большую, чем,

скажем, 100 бар, в любой фиксированной точке мантии; соответствующее

изменение температуры плавления не может при этом превышать не-

скольких градусов. В принципе существует возможность уменьшения

давления без значительного одновременного понижения температуры.

Такие условия могут реализоваться в восходящей ветви конвекционной

ячейки, функционирующей в твердой мантии. Можно предположить, что

в мантии происходят конвекционные явления различных типов, причем

лишь при определенных условиях (например, при некоторых конкретных

температурах, скоростях и направлениях течения) становится возможным

значительное плавление. Не исключено, что магма может возникать в

процессе простого восходящего движения блоков материала мантии, ко-

торые, подобно твердым каплям, поднимаются в земной коре. Такие «ка-

пли» могли перемещаться без бокового движения.

Равновесие кристаллы – расплав в силикатных системах. Все обыч-

ные магмы представляют собой силикатные расплавы с незначительным

количеством таких летучих компонентов, как Н

О, SO

и/или НF. Анало-

гичным образом и магматические породы, как вулканические так и плу-

тонические, состоят преимущественно из силикатов (включая кварц). Та-

ким образом, в проблеме генезиса и эволюции магм и изверженных пород

важнейшая роль принадлежит вопросам плавления многофазных сили-

катных систем и вопросам отделения силикатов из охлаждающихся рас-

плавов (магм). Наиболее обширную информацию относительно поведения

силикатов в процессе кристаллизации получают при экспериментальных

исследованиях в области керамики и металлургии, а также при аналогич-

288

ных собственно геохимических исследованиях. Все экспериментальные

данные подобного рода относятся преимущественно к равновесиям между

кристаллическими фазами и расплавами. В большинстве случаев они под-

даются проверке и оценке с точки зрения положений классической термо-

динамики.

Термодинамические предпосылки. Эвтектическая кристаллизация. В

двухкомпонентной системе

А – В при отсутствии тенденции к образо-

ванию твердых фаз с изоморфным вхождением в их состав обоих ком-

понентов любой расплав промежуточного состава можно рассматривать

как раствор

А в В и наоборот. При некотором заданном давлении моляр-

ная концентрация

компонента А в расплаве при температуре Т опре-

деляется уравнением, которое может быть записано следующим образом:













































−

−−

−=

= 1

a,m

∆

∆∆

∆

γγ

где

m,a

– температура плавления компонента A;

∆

∆∆

∆

– энтропия плав-

ления,

γγ

γ – коэффициент активности, отражающий отклонение системы от

идеального (при котором

γ = 1).

Характерный представитель силикатных систем этой группы – система

NаАlSi

(альбит) – Fе

SiO

(фаялит) при атмосферном давлении (рис.

96). Из вышеприведенного уравнения следует, что кристаллический фая-

лит может сосуществовать в равновесии с расплавом лишь при темпера-

турах ниже точки его плавления. По мере уменьшения содержания фаяли-

та в расплаве температура на равновесной кривой также должна пони-

жаться. В другой половине рассматриваемой диаграммы изображена кри-

вая плавления смесей, обогащенных альбитом, которая понижается в сто-

рону от точки плавления чистого альбита. Таким образом, на этой диа-

грамме существуют две кривые, встречающиеся в уникальной моно-

вариантной эвтектической

∗

точке Е. В этой точке жидкость Е может сосу-

ществовать с кристаллами альбита и фаялита при постоянной минималь-

ной температуре. Рассматриваемая диаграмма температура – состав под-

разделяется на четыре поля, в каждом из которых стабильна одна ассо-

циация фаз. Форма кривой ликвидуса

FЕ (для случая идеальной раство-

римости) определяется только температурой и энтропией плавления фая-

лита и не зависит от природы «растворителя», в данном случае альбита.

∗

Эвтектика – нонвариантная точка на диаграмме плавления, отвечающая наиболее легко-

плавкой смеси из двух или более минералов.

Ликвидус – линия на диаграмме плавления, отвечающая температурам начала равновесной

кристаллизации

289

Рис. 96. Диаграмма равновесной кристаллизации в системе NaAlSi

–

SiO

(по Дж.Ферхугену и др.)

Для большинства простых минералов магматических пород темпера-

туры плавления при атмосферном давлении установлены с точностью до

нескольких градусов. Второй необходимый параметр

∆

∆∆

∆

, можно вычис-

лить по соответствующим теплоемкостям кристаллической фазы и стекла

того же состава. Однако данные по

∆

∆∆

∆

для минералов магматических

пород очень немногочисленны. Приведем некоторые из них для давления

Р = 1 бар (кал/(моль

⋅

⋅⋅

⋅град)):

Диопсид – СаМgSi

– 13,8±2

Анортит – СаАl

– 16,1±2,5

Кристобалит – SiO

– 1,02

Альбит – NаАlSi

– 9,75±0,5

Санидин – КАlSi

– 9,98+0,5

Исключительно низкая энтропия плавления чистого кремнезема связана

со сложным полимерным строением силикатных расплавов. Этим же об-

стоятельством объясняются небольшие значения энтропии плавления ще-

лочных полевых шпатов по сравнению с теми же величинами для окислов.

Эти соотношения накладывают важные ограничения на поведение магмы в

процессе кристаллизации. Конечные остаточные жидкости, образующиеся

в процессе кристаллизации магмы, и первые ее фракции, возникающие в

самом начале плавления агрегатов силикатных минералов, должны обла-

дать определенным сходством, а именно, они должны быть относительно

обогащены кремнеземом и «молекулами» щелочных алюмосиликатов.

Инконгруэнтное плавление. На рис. 97 противопоставляются непре-

менные условия конгруэнтного и инконгруэнтного плавления. На каждой

из двух приведенных на рисунке диаграмм отражена двухкомпонентная

система, в которой один компонент представлен SiO

, а другой – щелоч-

ным алюмосиликатом (фельдшпатоидом). В каждой из этих систем воз-

можно соединение промежуточного состава, а именно щелочной полевой

шпат.

290

Рис. 97. Диаграммы равновесной кристаллизации расплавов в системах

фельдшпатоид – кремнезем (по Дж. Ферхугену и др.)

На рис. 97, а как правая, так и левая ветви линии ликвидуса опу-

скаются до температур ниже точки плавления альбита еще до достижения

состава NаАlSi

. Таким образом, в этом случае мы имеем дело по суще-

ству с двумя независимыми простыми эвтектическими субсистемами с

эвтектическими точками

и Е

, температуры которых случайно почти

совпадают. В отличие от нефелина лейцит и кварц имеют близкие темпе-

ратуры плавления. Однако в связи с существованием промежуточного

соединения – КАlSi

диаграмма плавления системы лейцит – кремнезем