Основы геологии. Учебное пособие. Плякин А.М.. Основы геологии
 Скачать 7.69 Mb.
|
|
3.2.4. Круговорот вещества в природе Рассмотрев условия образования и преобразования осадочных, магмати- ческих и метаморфических горных пород и проследив связь и взаимопревраще- ния вещества Земли, можно попытаться сформулировать основные положения круговорота вещества планеты в природе. Это вещество претерпевает слож- нейшие 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 вещест- ва Земли, если принять за исходную точку образование магматической горной породы. Образуется эта горная порода из расплава и в результате геологиче- ского развития Земли в какой-то момент оказывается на поверхности планеты. Под действием экзогенных геологических процессов: выветривания, действия ветра, водных потоков, ледников – первоначально монолитная горная порода распадается на обломки разных размеров. Обломки могут измельчаться раз- ными геологическими процессами, транспортироваться по поверхности Земли и накапливаться с образованием осадков, состоящих также из нерастворимого остатка (хемогенная часть) и органических остатков (органогенная часть). По- сле процесса диагенеза осадок превращается в осадочную горную породу и в случае регрессивного катагенеза вновь выходит на дневную поверхность и снова подвергается разрушению, завершая «короткий» круговорот вещества в природе. При прогрессивном катагенезе, как следствии прогибания земной коры, осадочная горная порода подвергается региональному метаморфизму и уже по- сле этого вновь может оказаться продуктом выветривания, завершая «средний» круговорот вещества в природе. Если же порода оказалась в условиях продол- 126 жающего погружения участка земной коры, то она испытывает ещё более вы- сокую степень регионального метаморфизма, а затем и ультраметаморфизма, который может смениться в глубинных зонах земной коры или в мантии пол- ным переплавлением с образованием магматического расплава того или иного состава. Магма вновь извергается через жерло на поверхность Земли и даёт на- чало 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 сми- наются в складки, нарушается их сплошность в разных вариантах, наступают и отступают моря и океаны, образуются горные сооружения. 3.3.1. Общие сведения В настоящее время сложились две главные теории тектонического разви- тия Земли: фиксистская (теория геосинклинального развития) и мобилистская (теория тектоники плит). Первая из них с давних времён называется классиче- ской тектонической гипотезой. Дискуссии между сторонниками этих гипотез время от времени возникают с новой силой и сменяются периодами относи- тельного спокойствия. Поскольку нашей задачей является знакомство студен- тов с основными типами и результатами тектонических движений, основные положения этих теорий остаются за рамками программы. Подробно с основами этих двух и других тектонических теорий студенты познакомятся в курсе спе- циальной дисциплины – «Геотектоника». В настоящем учебном пособии мы исходим из геосинклинальной теории, согласно которой тектоническое развитие Земли происходит в определённой последовательности, в которой выделяются три главные стадии: геосинкли- нальная, орогенная и платформенная. Геосинклинальная стадия характеризуется интенсивным тектоническим прогибанием, накоплением мощных толщ осадочных горных пород, интенсив- ным магматизмом, разломной тектоникой и соответственно – интенсивными процессами метаморфизма. В геосинклинальной стадии выделяют ранний и 127 поздний этапы, различающиеся не только характером геологических процессов, но и определённой их направленностью. Так, на ранней стадии происходит за- ложение геосинклинального прогиба, интенсивное прогибание до 20-30 км, ко- торое компенсируется в большинстве случаев накоплением мощных толщ осадочных горных пород. Одновременно происходит интенсивная тектониче- ская деятельность разломного характера, приводящая к дроблению земной ко- ры, интенсивному проявлению магматизма интрузивного и эффузивного типов. Глубокое прогибание с одновременной магматической деятельностью приводит к интенсивному метаморфизму. Поздняя геосинклинальная стадия характеризуется образованием в цен- тральной части прогиба центрального поднятия в результате инверсии, проис- ходит весьма активный подводный вулканизм, и в условиях колебательных тектонических движений накапливаются ритмичные флишевые осадки с суще- ственной карбонатной составляющей. Орогенная стадия также разделяется на ранний и поздний этапы. В ранний этап развития геосинклинальная область превращается в складчатое горное со- оружение, что является результатом активного проявления разнонаправленных тектонических движений, интенсивной магматической деятельности с внедрением мощных интрузий кислого состава и многочисленными уже наземными вулкана- ми и 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 дизъюнктив- ного характера: взбросами, сбросами, горстами, грабенами, надвигами, часто шарьяжами. На этом этапе продолжается также интенсивный наземный вулка- низм наряду с кислым интрузивным магматизмом, широко развиты горизон- тальные тектонические движения. В завершающую стадию позднего этапа начинается разрушение горного сооружения экзогенными геологическими про- цессами в силу ранее описанного противоборства экзогенных и эндогенных геологических процессов. Результатом этого противоборства становится накоп- ление продуктов разрушения в межгорных впадинах и краевых прогибах, пре- имущественно грубообломочных горных пород, часто имеющих определённый ритмический характер благодаря ритмичности разрушительных процессов и колебательным тектоническим движениям. Эти грубообломочные толщи за- вершающей стадии орогенного развития региона называются молассовыми от- ложениями (формациями) или молассой. 128 Платформенная стадия развития отличается практически полным пре- кращением тектонических, магматических, в том числе вулканических, и мета- морфических процессов, полным разрушением горной системы, начало которому было положено в позднюю орогенную стадию, и выравниванием рельефа поверхности Земли с образованием пенеплена. На раннеплатформен- ной стадии развития происходит накопление маломощных осадочных толщ в условиях слабого медленного прогибания территории, которое на позднеплат- форменной стадии сменяется поднятием некоторых участков земной коры, рег- рессией морского бассейна и развитием поднятых участков 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 дви- жения классифицируются по разным признакам. Существует большое количе- ство всевозможных классификаций, из которых мы предпочитаем классификацию советского тектониста В.Е. Хаина. Он классифицирует текто- нические движения по их направлению: горизонтальные и вертикальные; по области проявления движений: поверхностные, коровые и глубинные; по ре- зультатам проявления: сбросы, взбросы, сдвиги, надвиги, раздвиги и т.д.; по ха- рактеру 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 бес- спорную, но всё же часто устанавливаемую особенность, заключающуюся в том, что вертикальные тектонические движения приводят чаще к нарушению сплошности слоёв горных пород, образуя дизъюнктивные дислокации, а гори- зонтальные тектонические движения, изменяя площади распространения слоёв горных пород, вызывают образование складок и надвигов. Вертикальные тектонические движения играют исключительно важную роль не только в изменении первичных условий залегания толщ горных пород, но и, главным образом, 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 опус- кания (прогибания) могут чередоваться в разной последовательности и с разной 129 скоростью. Ритмично сменяющиеся по знаку движения называются колеба- тельными тектоническими движениями. Подтверждением существования древних вертикальных тектонических движений являются морские (рис. 31) и речные террасы, современные и древ- ние очертания материков и океанов, археологические раскопки, показывающие, что на дне современных морей когда-то были поселения древнего человека. Рис. 31. Схема строения в разрезе морских террас: I – низкая терраса-пляж; II, III – поднятые террасы. 1 – алевриты, 2 – пески, 3 – гравий, 4 – сланцы Направление и скорость современных тектонических движений легко ус- тановить 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 вызы- вают 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 от- ступление моря с суши вызывается вертикальными положительными движе- ниями (поднятием территории) и называется регрессией моря. В результате трансгрессии или регрессии в прибрежной зоне морского бассейна формирует- ся определённая последовательность накопления осадков, на основе анализа которой можно восстановить историю тектонического развития изучаемого участка земной коры, по крайней мере, характер и направленность тектониче- ских движений во времени и пространстве. 130 Поскольку характер тектонических движений отражается в последова- тельности 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 осадконако- пления (рис. 32), образование которого происходит в условиях медленного по- стоянного углубления морского бассейна, то есть в прибрежно-морском мелководном участке с его грубообломочными (в основном галечными или гравийными) осадками. Через определённое время после начала трансгрессии этот участок становится более глубоководным, и на ранее накопленных здесь грубозернистых осадках накаплива- ются (осаждаются) уже более мелко- зернистые осадки (пески, алевриты). Следует иметь в виду, что миграция морского бассейна происходит по го- ризонтали с изменением глубины. Поэтому и зоны накопления осадков определённой размерности также мигрируют вместе с морским бассей- ном в том же направлении. Отсюда главная особенность трансгрессивно- го цикла осадконакопления: снизу вверх по разрезу, в таком цикле раз- мерность обломочного материала уменьшается, отражая постепенное углубление любого исходного участ- ка этого бассейна (вернее, его дна). При регрессии морского бассейна накапливается регрес- сивный цикл осадков (рис. 32), формирование которого происходит в условиях такого же постепенного обмеления морского бассейна. В ре- Рис. 32. Принципиальная схема (колонка) трансгрессивного и регрессивного циклов осадконакопления: 1 – гравий, 2 – крупнозернистые пески, 3 – мелкозернистые пески, 4 – глины, 5 – известняки 131 зультате этого первоначально глубоководный (или относительно глубоковод- ный) участок морского бассейна с накапливаемыми в нём глинистыми осадка- ми через некоторое время становится сначала более мелководным, на котором возможно накопление уже более грубых песков или гравия и гальки, а затем он может вообще превратиться в сушу с нормальным континентальным режимом. Следовательно, в регрессивном цикле осадконакопления снизу вверх по разрезу мелкозернистые осадки сменяются всё более грубозернистыми осадочными об- разованиями вплоть до наступления континентального перерыва и прекраще- ния осадконакопления. Порядок накопления осадков при трансгрессии и регрессии, а также трансгрессивный и регрессивный циклы (ритмы) осадконакопления показаны на рис. 32. 3.3.3. Результаты тектонических движений Первоначальные условия залегания осадочных, метаморфических или магматических горных пород в результате тектонических движений могут быть нарушены и приведены в новое положение, зачастую имеющее причудливые формы, мало напоминающие их первоначальную форму. Изменение первона- чальной формы залегания горных пород называется дислокацией. Дислокации могут быть очень разнообразными по формам, размерам, а также и по содержа- нию. Различают два главных типа дислокаций пластов горных пород: плика- тивные и дизъюнктивные. Пликативные дислокации пластов горных пород представляют собой из- менения первичного залегания без нарушения их сплошности. Слои при этом могут занимать самое разное положение в пространстве, оказываться под раз- ными углами к поверхности Земли, приобретать более сложные формы, но сплошность слоя остаётся ненарушенной. К пликативным дислокациям отно- сятся три типа дислокаций: моноклинали, складки и флексуры. Моноклиналь (рис. 33а) представляет собой структуру, в которой все слои горных пород направлены (наклонены) в одну сторону под одним углом. Название структуры происходит от слов «моно» – один и «клин» – угол. Как правило, моноклинали являются частями более крупных структур – складок и самостоятельного значения обычно не имеют. Однако значительные размеры отдельных моноклиналей позволяют выделить их в самостоятельный тип структур. 132 Складки представляют собой волнообразно изогнутые слои или пласты горных пород (рис. 34), иногда очень сложные по форме. Для классификации складок используются разные признаки: положение осевой поверхности, поло- жение крыльев, размеры складок и проч. Рис. 34. Схема строения в разрезе антиклинали (а) и синклинали (б) Чтобы приступить к рассмотрению разных типов складок, остановимся, прежде всего, на главных элементах этих структур (рис. 35), благодаря особенностям или положению которых эти типы выделяются. К ним относятся: замок складки, крылья, осевая поверхность, шарнир, ось, ядро, угол и размеры. 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 пересече- ния, то участок между крыльями и будет графически определённым замком складки. В антиклинальных складках замок называют сводом, а в синклиналь- ных – седлом (мульдой). Осевая поверхность складки – плоскость, проходящая через линии мак- симального перегиба всех слоёв складки или по-другому – плоскость, прохо- дящая через все шарниры складки. Рис. 33. Схема строения в разрезе моноклинали (а) и флексуры (б) 133 Рис. 35. Элементы складок: замок и угол (слева), ось – аб, шарнир - вг, осевая поверхность – абде Шарнир складки – линия, проходящая через точки максимального пере- гиба любого из слоёв, смятых в складки. По-другому шарнир можно опреде- лить как линию пересечения осевой поверхности складки с кровлей или подошвой слоя, смятого в складку. В связи с этим каждая складка может иметь множество шарниров, количество которых в ней определяется количеством слоёв плюс один. Шарниры в отличие от осей складки могут быть ориентиро- ваны в разных направлениях. Наклон шарнира называется его ундуляцией. Ось складки – линия пересечения осевой поверхности складки с горизон- тальной плоскостью или поверхностью Земли. Ось складки располагается все- гда в горизонтальной плоскости и может быть у каждой складки только одна. Ядро складки имеет несколько более абстрактный характер, оно пред- ставляет собой толщу горных пород, слагающих замок складки, то есть это ско- рее не элемент, а часть структуры, имеющая литологическую и возрастную характеристику. Угол складки образуется пересечением продолженных до своего пересе- чения крыльев складки. Угол складки имеет большое значение в классифика- ции 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 134 складки считается расстояние (в плане) от одного периклинального замыкания складки до другого или от одного центриклинального замыкания до другого. В случае множественности складок проблема их размеров решается несколько проще. Периклинальным замыканием называют замыкание антиклинали, а цен- триклинальным – замыкание синклинали. Ширина складки определяется рас- стоянием между осевыми поверхностями двух смежных складок. Высота складки, которую иногда называют амплитудой, представляет собой верти- кальное расстояние от шарнира антиклинальной складки до линии, соединяю- щей шарниры смежных складок, измеренное по данному пласту. Выделяют два главных типа складок: антиклинальные и синклинальные. Антиклинальные складки – это выпуклые структуры, направленные вы- пуклостью вверх. В ядре антиклиналей всегда залегают более древние горные породы, чем на крыльях этих складок. В плане антиклиналь замыкается перик- линалью с падением пластов горных пород от замка к крыльям. Синклинальные складки представляют собою складки вогнутые, направ- ленные выпуклостью вниз; в центральных их частях залегают более молодые горные породы, а на крыльях – более древние. Эти складки замыкаются цен- триклиналями, в которых пласты горных пород имеют падение от периферии к центру складки. Классификация складок проводится по разным признакам, наиболее рас- пространена морфологическая классификация, учитывающая особенности их строения в поперечном разрезе. При этом главными признаками того или иного типа складок является положение осевой поверхности складок и её крыльев. По этому признаку выделяются следующие типы складок: симметричные и асим- метричные. Симметричные складки называют прямыми. Среди асимметричных различают несколько типов: наклонные, лежачие, ныряющие и опрокинутые (рис. 36-40). У прямых складок (рис. 36а) осевая поверхность расположена вертикаль- но, а крылья являются симметричными, делят складку на две равные симмет- ричные части и падают в разные стороны, за исключением единственного случая, когда крылья могут быть параллельными – такая складка называется прямой изоклинальной складкой. Наклонные складки (рис. 36б) отличаются от прямых только одним при- знаком – у них осевая поверхность наклонена, а крылья так же, как и у прямых складок, направлены в разные стороны. Это весьма существенный признак, от- личающий этот тип складок от складок опрокинутых. |