Д. Б. Искандеров Геология нефти и газа
жүктеу/скачать 1.24 Mb.
|
CaSiO3 + CO2 + H2O → CaCO3 + SiO2·nH2O; 4. растворение горных пород под действием кислот, CO2, H2S и другие. Например, при избытке CO2 нерастворимый CaCO3 превращается в растворимый Ca(HCO3)2. Разрушительная работа поверхностных текучих вод называется эрозией. Различают эрозию глубинную и боковую. Интенсивность эрозии зависит от кинетической энергии (K ~ mV2/2), следовательно, от скорости течения, т.е. уклона местности (ί =  ), а также от твердости размываемых пород и густоты растительного покрова. (Площади, покрытые травой, сопротивляются размыву в 60 раз больше. Поэтому овражная сеть широко развита в степных районах. И этот процесс может привести к образованию пустыни, так как вскрываются водоносные горизонты).
Любая река переживает 3 периода своей жизни: юность, зрелость и старость. В юности для реки характерна глубинная эрозия. Часто встречаются пороги и водопады. Река вырабатывает продольный профиль равновесия, т.е. стремится к постепенному уменьшению уклона дна от истока к устью. Уровень воды в бассейне, куда впадает река, называется базисом эрозии. 
Рис. 2 Для периода старости характерна боковая эрозия. Река образует излучины - меандры, удлиняет свое русло. Нередко прорывая более короткий путь, оставляет часть старого русла, образуя озеро подковообразной формы – старицу. Юность, зрелость, старость составляют цикл эрозии. От каждого цикла остаются террасы. Более древние террасы расположены выше и в рельефе выражены слабее, так как более разрушены. Реки могут омолаживаться. Причиной могут быть сильное увлажнение климата, понижение базиса эрозии или повышение участка речного бассейна. Правило Бэра. В реках северного полушария правые берега всегда круче левых. Российский ученый Бэр объяснил это вращением Земли вокруг своей оси: так как правый берег больше подвержен боковой эрозии, он разрушается больше левого и быстрей наталкивается на крепкие породы. Впоследствии левый, более мягкий, берег разрушается более интенсивно. В реках южного полушария картина обратная – у них более круты левые берега. Временные потоки производят ту же разрушительную работу. Наиболее ярко выраженная разновидность их – сили (сели, муры) – бурные потоки, возникающие во время ливней и интенсивного таяния ледников в горах, сносящие в долины огромное количество обломочного материала – пролювия. Разрушительная деятельность льда двояка. Прежде всего работа почвенного льда. Вода, расширяясь при низких температурах ~ на 10%, раздвигает стенки в пустотах горных пород. Этот процесс повторяется с сезонной периодичностью и складывается в грандиозное механическое дробление. Другой процесс – разрушение движущимся льдом. Так называемый глетчерный лёд, образовавшийся при многолетнем накоплении и уплотнении снега, способен течь. При этом он истирает и выпахивает поверхность своего движения. Этот процесс называется экзарацией или ледниковой эрозией. Корытообразное углубление с крутыми стенками, образованное движущимся ледником, называется трогом. Давление на ложе ледника громадное – 92 ат при толщине льда в 1000 м. Между тем, по самым скромным подсчетам, площадь общего оледенения занимает ~ 3% земной поверхности или 10% суши. Бывают ледники горного (альпийского), плоскогорного (скандинавского) и материкового (гренландского) типа, а мощность последнего оценивается в 1700-2000 м. Подземные воды, находящиеся в пустотах горных пород могут быть в парообразном, жидком и твердом состояниях. По происхождению они бывают вадозными (инфильтрационные и конденсационные) и ювенильными (магматического происхождения). Естественные выходы их на поверхность называются источниками. По степени минерализации воды источники бывают пресные, (М ≤ 1 г/л) – это родники и ключи, солоноватые (1-10 г/л), соленые (10-50 г/л) и рассолы (> 50 г/л). По направлению движения воды – нисходящие и восходящие, а также воклюзские, питающиеся атмосферными осадками. По температуре воды источники подразделяются на обычные, холодные и термы (теплые и горячие). Бывают гейзеры – периодически фонтанирующие горячей водой. Природные воды характеризуются большой растворяющей способностью. А по мере просачивания во все более глубокие горизонты они обогащаются различными реагентами. Например, в результате окисления рассеянных в породах сульфидов (FeS2 и др.) образуется серная кислота H2SO4. При растворении KCl, NaCl и других хлоридов образуется соляная кислота HCl. При окислении органических веществ образуется азотная кислота и т.д. В результате реакционная способность подземных вод повышается. Это способствует разложению минералов и горных пород. Сравнительно легко растворяются каменная соль, гипсы, а при избытке СО2 – известняки и доломиты. Постепенно возникают пустоты, которые, увеличиваясь, превращаются в пещеры. Разрушение горных пород растворением подземными водами называется карстом. В дальнейшем могут образоваться т.н. полья и провалы (например, Акташский провал 1939г.). Из-за понижения уровня грунтовых вод карстовые районы постепенно могут превратиться в пустыни. Подземные воды разрушают горные породы и механически, особенно – глины и рыхлые пески. Этот процесс называется суффозией. Также могут образоваться оползни и обвалы. Разрушительную работу, совершаемую в акваториях морей, можно подразделить на механическое волноприбойное раздробление береговых и донных горных пород, их абразию, а также химическое разложение (гальмиролиз) минерального вещества. Механическое разрушение наиболее характерно для прибрежной подводной равнины (шельфа) или материковой отмели глубиной до 200 м и шириной в пределах 1,5-1200 км, составляющей 7,6% от площади Мирового океана; средний уклон дна шельфа 7-8'. На интенсивность разрушения влияют сила и скорость волнений, морских течений, скорости преобладающих ветров, крутизна берегов, крепость пород, их строение и характер залегания. В пределах континентального склона (200-2000 м) с уклоном 30,5 - 150 и площадью ~ 15% и океанического ложа (2000-6000 м), составляющего 76,2% от площади Мирового океана, преобладает гальмиролиз. Факторами его являются: а) состав и соленость вод; б) температура; в) давление; г) газовый режим; д)скорость накопления осадков; е) жизнедеятельность организмов, главным образом – бактерий. Средняя соленость морских вод составляет 3,5% и колеблется от нулевой в Невской губе и 0,6% в Финском заливе до 3,8% в Средиземном море, 4,1% в Красном море и до 13-28,9% в заливе Кара-Богаз Гол. Изменяется соленость и по вертикали. По химическому составу преобладают галоиды (NaCl, MgCl2 и др.) ~ 90%, затем – сульфаты MgSO4, CaSO4, K2SO4 ~10% и карбонаты – 0,34%. Газовый состав, увеличение давления, а также колебания температуры усиливают гальмиролиз. Особенно влияют окисление и избыток СО2 . Значителен фактор жизнедеятельности микроорганизмов, количество которых достигает 420 млн. единиц на 1 г донного осадка. Черви поедают ил и взвеси. Крупные хищники дробят жевательными аппаратами раковины, а после гибели приносят в осадок органический материал. А это – химический реактив: продукты его разложения CO2, H2S, аммиачные соединения также способствуют гальмиролизу. Абиссальные осадки ложа Мирового океана и океанических впадин (глубже 6000 м) представлены глобигериновыми, диатомовыми и радиоляриевыми илами, красной океанической глиной и вулканогенными осадками. Мы рассмотрели не все процессы разрушения в зоне осадкообразования, например, в пустынях, озерах, болотах, областях вечной мерзлоты и др. Но основные тенденции процессов раскрыты достаточно полно. Поэтому далее переходим ко второй стадии осадкообразования – переносу разрушенного материала. Перенос продуктов разрушения Транспортирующая деятельность атмосферы обусловлена движением воздушных масс. Главный фактор – ветер, возникающий из-за различного теплового режима атмосферы, гидросферы и литосферы. Скорость ветра с высотой увеличивается. Например, на 314-ом метре Эйфелевой башни скорость его в 4 раз больше, чем на высоте 21 м. Дальность переноса может быть огромна. В Висконсине (США) известно выпадение пыли из Нью-Мексики (3000 км), а в Западную Европу приносится пыль из Африки. Объем переносимого материала: за 2600 лет с дельты Нила ветер унес 2,5 м осадков, Италия и Южная Франция за 3000 лет получили более 14 см эоловых осадков. В жарких сухих равнинных регионах транспортировка ветром максимальна. Суммарная работа водных потоков по переносу продуктов разрушения выражается следующими цифрами: реки ежегодно выносят в моря и океаны 4168 км3 воды, содержащей только растворимых веществ 2,735 млрд т, т.е. каждый км2 теряет 26,4 т только растворимых веществ! В виде механической взвеси и перекатыванием реками переносится не менее 16 млрд т обломочного материала. Размеры переносимого зависят от скорости течения. Иногда могут передвигаться глыбы до нескольких тысяч тонн (например, при разрушении плотины в Лос-Анжелесе, или в случае силевых потоков). Считается, что в виде коллоидов переносится значительная часть SiO2, MgCO3, CaCO3, CaSO4, Fe(OH)2, глины и органические соединения. Обломки, движущиеся вместе с ледником, называются мореной. Донные морены способствуют экзарации. Считается, что течению льда по наклонной поверхности как очень вязкой жидкости, способствует наличие в нем капиллярной воды, замерзающей лишь при (-70) – (-78)0С. Скорость движения от 1-10 мм/сут до 20 м/сут. Скорость катастрофического продвижения ледника Медвежьего, спускавшегося с хребта Академии Наук на Памире в 1963г. в среднем составляла 50 м/сут, а иногда – 100-150 м/сут. У подземных вод транспортировка материала в растворенном виде и частично в твердой фазе ограничена. А вот организмы, способные к свободному передвижению, являются одним из транспортирующих факторов зоны осадкообразования. Они аккумулируют разнообразный вещественный материал для построения своего тела, в т.ч. его скелетных частей. Вспомним гастролиты, т.е. желудочные камни многих животных, в т.ч. и птиц, наличие минерального материала в пищеварительных органах червей, кротов и др. (Когда-то молодой приват-доцент Московского университета В.И.Вернадский в английском журнале «Nature» прочитал маленькую заметку об огромном переселении саранчи на Аравийском полуострове. Этот факт стал первым толчком создания им впоследствии науки биогеохимии). Факторами переноса минерального материала в морях и океанах являются волнения, морские течения и приливно-отливные явления. Известно, что морская вода после 30-и дневного стояния все еще содержала более 152 т/км3 взвешенного материала. Волнение – наиболее эффективный фактор транспортировки – затрагивает в основном шельфы. Если берег пологий, то волна наступает на него с большей энергией, чем при отступлении и несет больше обломочного материала, чем обратно уносит в море. У крутых берегов уходящая волна уносит все частицы – и мелкие, и крупные. Совокупность процессов разрушения горных пород и переноса продуктов разрушения геологическими агентами внешней динамики называется денудацией. Равнина, возникшая на месте горной страны в результате денудации, называется пенепленом или предельной равниной. Впоследствии, если равнина начинает подниматься, реки, текущие в разные стороны, могут «перепилить» ее и превратить в так называемые эрозионные горы. Лекция 4 После разрушения материнских пород и блуждания продуктов разрушения в атмосфере, гидросфере и литосфере наступает стадия осаждения перенесенного материала (накопление осадка). Это наступает, когда сила тяжести частицы превышает силу одностороннего давления на нее движущейся среды. Речные осадки называются аллювием. В атмосфере продукты выветривания по отношению к коренным породам подразделяются на элювий – оставшиеся на месте разрушения, и делювий – унесенные от места разрушения. Совокупность тех и других называется корой выветривания. Ветровые (эоловые) песчаные накопления известны в виде дюн по берегам морей и озер высотой до 5-30 м, иногда даже до 200 м (Тунис). Известны пустыни с барханными песчаными накоплениями, глинистые пустыни – такыры или каменистые – гаммады. Они занимают до 20% поверхности материков. Их много в Азии, Африке, Австралии. Перемещенный ледником обломочный материал в области таяния накапливается в виде конечной морены. Моренный материал, перенесенный водными потоками по желобообразным углублениям под тающим ледником называется флювиогляциальными отложениями. В благоприятных условиях подземные воды тоже отлагают осадки как под землей, в пещерах, так и на поверхности, у источников. В пещерах образуются натечные формы из кальцита (CaCO3) и гипса (CaSO4·2H2O) в виде сталактитов и сталагмитов, колонн, занавесей, перегородок и т.п. При выделении CaCO3 из родников на поверхности может образоваться известковый туф, а при выпадении из ювенильных источников – кремнистый туф (SiO2·nH2O). Иногда щелочные воды отлагают каменную соль (NaCl). В местах впадения источников, содержащих закиси железа (FeCO3, FeSO4) или марганца в поверхностные воды, образуются окисные руды этих металлов Fe2O3·nH2O, MnO2·nH2O и др.
Грубые обломки (валуны, галька, брекчия, щебень и гравий) располагаются наиболее близко к берегу, дальше – накапливаются пески, еще дальше алевритовые и глинистые осадки. К органогенным осадкам относятся ракушечники, детрит (битая ракушь), коралловые постройки и органогенные илы. Органогенные постройки в виде рифов, биогермов и биостромов чаще всего возводятся коралловыми полипами - одиночными или колониальными животными, ведущими прикрепленный образ жизни. Каждое последующее поколение развивается, прикрепляясь к скелетным остаткам ранее отмерших. Рифы часто встречаются в ископаемом состоянии (Приуралье, Крым, Средняя Азия) и могут содержать скопление нефти и газа. К химическим осадкам относятся CaCO3, Fe2O3, MnO2, SiO2, NaCl, CaSO4, KCl, Na2SO4, MgSO4 и др. Хемогенные продукты главным образом отлагаются в лагунах, отделенных от открытого моря подводными барьерами. Например, в Кара-Богаз-Голе жаркий климат способствует пересыщению раствора и выпадению на дно лагуны NaCl, Na2SO4, KCl и др. В зоне континентального склона осадконакопление значительно медленнее. Здесь отлагаются разнообразные илы: синий или темный ил, цвет которого обусловлен тонкодисперсионным пиритом в нем; красный ил из-за присутствия окислов железа (лимонита и гематита). Иногда в осадках этой зоны встречаются отложения, принесенные айсбергами, а также вулканический пепел. Осадконакопление на океаническом ложе происходит еще медленнее. В теплых морях это – глобигериновые известковые илы, в холодных морях отлагаются кремнистые диатомовые и радиоляриевые илы, состоящие из SiO2. красные глубоководные илы покрывают более 130 млн. км2 (36% площади Мирового океана) при толщине всего 50-70 см. В них встречаются кости акул и китов. Другие остатки более мелких животных не достигают дна, так как при существующих здесь огромных давлениях они растворяются, либо поедаются другими организмами. Каждый осадок представляет собой продукт дифференциации вещества разрушения изначальных пород. Причем, разобщение продуктов разрушения материнских пород происходит под действием не только физических, но и химических процессов. Л.В.Пустовалов называл это явление осадочной дифференциацией вещества. Она в природе происходит так, как химик-аналитик последовательно выделяет из раствора один компонент за другим. Если рассмотреть грубо, это осадочная дифференциация приводит к последовательному выпадению в осадок раздробленных систем различной степени дисперсности и осаждает одну за другой грубо-дисперсные → коллоидно-дисперсные → молекулярно (ионно)-дисперсные системы. Различают осадочную дифференциацию: а) механическую; б) химическую. Рассортировка минеральных обломков по размерам, удельному весу и форме называется механической осадочной дифференциацией.  
 
 
 
 
 
 
глыбы валуны галька гравий песок алеврит пелит Рис. 3. По размерам обломков Форма кристаллов в дифференциации также играет немалую роль. Например, пластинчатые чешуи слюды могут уноситься водой или ветром больше, чем изометрические зерна кварца.  
 
 
 
   
золото пирит хромит кварц графит янтарь (19,0) (5,0) (3,1) (2,65) (2,16) (1,07) Рис. 4. По удельному весу Выпадение из путей миграции химических соединений в осадок в определенной последовательности называется химической осадочной дифференциацией.  
 
  
 
 
окислы окислы силикаты соли CaCO3 CaMg(CO3) NaCl KCl MgCl2 закиси CaSO4 (MgSO4) Fe Mn SiO2 Fe Fe Рис. 5. Химическая осадочная дифференциация Для нее огромное значение имеют два фактора: а) концентрация водородных ионов (рН); б) потенциал окисления (кислородный потенциал). Формирование осадочной породы (Ранний диагенез или сингенез) В стадию сингенеза происходят следующие процессы: а) перекристаллизация осадка; б) образование конкреций; в) переход минералов из одной, менее устойчивой модификации в другую, более устойчивую; г) извлечение растворимых солей и удаление малоустойчивых минералов; д) обезвоживание осадка; е) цементация осадка. Все эти процессы происходят под давлением, в течение длительного времени. Перекристаллизация вызывается беспорядочной пространственной ориентировкой осадка. Она протекает тем энергичнее, чем мельче и однороднее по составу осадок. Поэтому такие мономинеральные породы, как известняки, доломиты, гипсы, каменная соль, могут подвергаться особенно глубокой перекристаллизации. Старение коллоидов, как и образование конкреций, является частичным случаем перекристаллизации. Всякая кристаллическая частица–зародыш в начале бывает окружена тонким слоем раствора, из которого черпает материал для своего роста. Стремление к кристаллизации у многих веществ столь велико, что кристалл, погруженный в раствор, может расти, поднимая значительный груз, положенный на него. Более устойчивые минеральные модификации за счет менее устойчивых возникают довольно часто. Например: арагонит → кальцит (CaCO3); опал (SiO2·nH2O) переходит в халцедон (SiO2) и кварц; марказит → пирит (FeS2) и т.д.
Взаимодействие составных частей осадка между собой – один из самых эффективных процессов стадии превращения осадка в породу. Здесь существенны процессы восстановления. Например, образование из гипса самородной серы:
Пример. Так образовалось Роздольское месторождение серы в Предкарпатье (Украина). Углерод поступал по разломным зонам из нефти в толщу гипсов. Последние превратились в известняки, в них видны реликтовые кристаллические структуры, характерные для гипсов. Пример удаления неустойчивой части осадка: CaCO3 устойчив в слабощелочной среде. Но если присутствует СО2 или H2S, то он легко удаляется из осадка, переходя в раствор: CaCO3 + СО2→ Ca(HCO3)2 или CaCO3 + H2S → CaS.
FeCO3 + O2 + H2O → Fe2O3·nH2O Дегидратация осадка. При этом устанавливается равновесие между осадком и окружающей средой: избыток влаги передается тому компоненту, который ею менее насыщен. Цементация осадка происходит в результате всех перечисленных диагенетических изменений, и чем энергичнее они протекали, тем больше шансов на цементацию осадка. Осадки, изначально устойчиво равновесные, а потому не испытавшие диагенетических изменений (сингенеза), обычно остаются рыхлыми, не сцементированными. Бытие осадочной породы (стадия эпигенеза – катагенеза или позднего диагенеза) Эта стадия характеризуется совокупностью явлений дальнейшего взаимодействия составных частей осадочной породы, если оно еще не закончилось в предыдущую стадию раннего диагенеза и новой окружающей средой, в которой она находится. При этом среда стремится к установлению физико-химического равновесия как внутри осадочной породы, так и между ней и окружающей средой. В стадию эпигенеза могут продолжаться многие процессы, начавшиеся в стадию сингенеза, в т.ч. перекристаллизация, рост конкреций, дегидратация, цементация и др. Кроме того, возможно возникновение минеральных новообразований в зонах геохимических противоречий. Например, закисные минералы при соприкосновении с атмосферой могут получить резкий толчок к развитию окислительных эпигенетических процессов. При этом в породе возникает новый комплекс минералов. Воздействие на осадочные породы жидкостей и газов, циркулирующих в стратосфере, также влияют на развитие эпигенетических процессов. Хотя, по-видимому, не нужно преувеличивать его значение, ибо воды и газы либо застаиваются в полостях, либо подвижность их крайне осложняется. Например, вода, содержащая кислород, попав в углистые или битумоносные породы, быстро лишается его и становится практически инертной. Иногда воды могут вынести те или иные компоненты осадочной породы за ее пределы, но это имеет ограниченное значение. Например, таково проникновение коллоидальной окиси железа из моренных отложений к поверхности коренных известняков карбона в окрестностях г. Москвы. Это вызывает лишь слабое ожелезнение последних и только в самой верхней части.
Возможны эпигенетические изменения осадочных пород под влиянием перемещающейся сквозь них нефти. При перемещении через комплексы окисленных минералов нефть вызывает восстановление и ведет к образованию закисных соединений. При этом красные и бурые окисленные породы приобретают зеленоватую или даже светлую окраску. Лекция 5 Тема. Эндогенные геологические процессы В предыдущих лекциях были рассмотрены геологические процессы внешней динамики Земли и связанные с ними этапы образования осадочных горных пород. Однако эти процессы связаны и с факторами внутренней динамики. Проявлениями эндогенных процессов в современную геологическую эпоху являются землетрясения и вулканические извержения. Землетрясения Сотрясения земной коры, возникающие при ее смещениях и разрывах и передающиеся на значительные расстояния в виде упругих колебаний, называются землетрясениями. По статистике за год происходит до 80 тысяч землетрясений, в среднем до 9 в час. Большинство из них не ощущается людьми. По шкале Рихтера различают 12 баллов землетрясений. Довольно сильными считаются толчки в 5 баллов; 6 баллов – сильное; 7 – очень сильное; 8 – разрушительное; 9 – опустошительное; 10 – уничтожающее; 11 – катастрофическое. При 12-ти балльном землетрясении ни одно сооружение, даже деревянные срубы, не выдерживают. Изменения в земной коре достигают исключительной величины. 
Область возникновения землетрясения – очаг чаще всего зарождается на глубине до 50 км, небольшая часть – на 50-100 км и лишь единичные на 300-700 км. Очаг условно принимают за точку, называемую гипоцентром. Точка над ним на земной поверхности называется эпицентром. В эпицентральной области можно найти точки, в которых колебания выразилось с одинаковой силой. Геометрическое место этих точек, полученное соединением их плавной линией, 
Рис. 8 называют изосейстой. Соединив точки одновременного прихода ударной волны, получают линии гомосейст. По происхождению выделяют 3 типа землетрясений: 1) тектонические (95%), связанные с горизонтальными и вертикальными движениями земной коры с глубоко расположенными гипоцентрами; 2) вулканические, связанные с извержениями вулканов; 3) денудационные, связанные с обвалами и оползнями в горах, с обрушениями кровель пещер и т.п. Тектонические землетрясения линейные, большинство провальных и вулканических являются центральными. В результате землетрясений образуются трещины шириной от 20-50 см до 10-15 м и до 10 м глубиной, тянущиеся на многие километры. Много образуется опусканий и провалов (Лиссабон, 1755), сбросы и сдвиги (Калифорния, 1906), обвалы и оползни (Таджикистан, 1949). Когда гипоцентр находится под акваториями моря или океана, возникают колебания морского дна, которые вызывают моретрясения. При этом поднимаются волны цунами, иногда по длине достигающие 300 км. Обрушиваясь на берега, они приводят к опустошительным наводнениям. Статистика показывает, что землетрясения бывают:
Животные, у которых слух развит сильнее и органы слуха ближе к земле (куры, свиньи, змеи, крокодилы и др.) за несколько часов до разрушительных сейсмических ударов чувствуют сотрясения почвы слабой интенсивности, являющиеся предвестниками предстоящего землетрясения. Сейсмологи работают над проблемой прогнозирования землетрясений. Вулканические извержения Вулканы – выводные отверстия, через которые время от времени извергаются на земную поверхность лавы, пепел, вулканические бомбы, горячие газы и пары. На поверхности это конические горы, сложенные материалом извержений. Вулканы бывают действующие и потухшие. Первых на Земле более 500, а потухших – свыше 4000. Жидкие продукты извержений называются лавами. Твердые называются пирокластическими продуктами. Среди них наиболее мелкими частицами являются пепел, кусочки от горошины до грецкого ореха – лапилли, куски большого размера, нередко до нескольких метров – бомбы. Газообразные выделения вулканов состоят из водяного пара, Н, Cl, S, N, O, C, нередко в виде сублиматов и соединений HCl, H2S, H2SO3, H2SO4, NH4, NH4Cl, CH4 и др. Они называются фумаролами, которые иногда продолжают выделяться в течение десятков, сотен и даже тысяч лет после извержения (фумарольная стадия жизни вулкана). Не все вулканы извергаются одинаково. Установлены следующие типы извержений.
Распределение вулканов на Земле Вулканы приурочены к зонам глубинных разломов. Известны четыре вулканические области:
Отметим, что вулканизм является частью магматизма, объемлющего более обширную совокупность процессов внутренней динамики Земли. Более полно эти явления будут рассмотрены во II части курса «Основы петрографии». Эндогенные процессы и тектонические движения земной коры З Складкообразовательные движения резко нарушают первоначальное залегание пластов. Причем, складки и разрывы сохраняются и до наших дней, т.е. процессы, приводимые к ним не обратимы. Следовательно, по сохранившимся структурам, можно определить время и характер проявления горизонтальных тектонических движений и в целом тектонический режим. емная кора в течение геологической истории совершала различные движения, которые называются тектоническими. Они подразделяются на колебательные (вертикальные) и складкообразовательные (горизонтальные). Первые имеют повсеместное и непрерывное во времени развитие и выражаются в попеременном поднятии и опускании отдельных территорий. Вследствие этого любой участок Земли в минувшие эпохи испытывал неоднократные наступления (трансгрессия) и отступления (регрессия) моря. От этих явлений – трансгрессий и регрессий, происходящих в определенные отрезки геологического времени на конкретных территориях остались материальные «улики» в виде комплексов горных пород, соответствующих данным физико-географическим условиям. Эти комплексы пород называются фациями. Фации по месту образования подразделяются на 3 группы: морские, лагунные и континентальные. В каждой группе выделяются разновидности. По результатам фациального анализа восстанавливаются физико-географические условия геологического прошлого путем построения палеографических карт, которые играют большую роль при поисках полезных ископаемых. 
Складкообразовательные движения резко нарушают первоначальное залегание пластов. Причем, складки и разрывы сохраняются и до наших дней, т.е. процессы, приводимые к ним не обратимы. Следовательно, по сохранившимся структурам, можно определить время и характер проявления горизонтальных тектонических движений и в целом тектонический режим. Рис. 9 Тектонический режим – это преобладающий тип тектонических движений и деформаций в структурных областях земной коры. Результаты его длительно сохраняются и по характеру нарушений тектонический режим может быть реконструирован. Выделяются следующие типы тектонических режимов: геосинклинальный, горообразовательный (орогенный) и платформенный. Платформенный режим характеризуется малой амплитудой и малой дифференциацией колебательных движений, слабой сейсмичностью и т.д. Геосинклинальному режиму свойственны большие амплитуды и резкая дифференцированность вертикальных движений земной коры, повышенная сейсмичность, активный вулканизм, формирование сложных складчатых и разрывных структур и т.д. Орогенный режим отличается от геосинклинального преобладанием восходящих движений, активностью разломов при разнообразной складчатости, характером магматизма и другими признаками. В результате орогенеза образуется горноскладчатое сооружение на месте геосинклинали. Характеристика геосинклинальных и платформенных областей Итак, геосинклинальными областями называются чрезвычайно мобильные (подвижные) участки земной коры, испытывающие в течение длительного времени развития значительные преобразования своего строения. Отличительными особенностями геосинклиналей являются следующие:
(до 15-20 км);
Принято выделять три основные стадии развития геосинклинальных областей.
Под действием экзогенных и эндогенных разрушительных процессов горно-складчатая страна подвергается постепенно выветриванию. Эти процессы денудации продолжаются, пока горные хребты полностью не исчезнут, а на их месте возникнет полого-всхолмленная равнина – пенеплен. Одновременно резко снижается активность всех видов тектонических движений и наступает платформенный этап развития пережившего геосинклинальный этап участка земной коры. Платформенными областями называются крупные участки земной коры чаще всего изометрической формы, характеризующиеся относительной стабильностью и спокойным режимом развития. Отличительными особенностями платформ являются следующие:
Платформы развиваются на месте геосинклиналей, поэтому в основании их залегают сложно дислоцированные магматические и метаморфические комплексы пород, являющиеся реликтами (корнями) пенепленизированных складчатостей. Они составляют нижний структурный ярус платформ – фундамент (1). 
Залегающие полого и спокойно на фундаменте осадочные отложения составляют верхний структурный ярус – платформенный (осадочный) чехол (П). Рис. 10 В зависимости от преимущественного развития колебательных движений платформенные территории разделяются на щиты и плиты. В пределах щитов фундамент выходит на дневную поверхность, а платформенный чехол практически отсутствует, т.к. территория развивалась преимущественно в восходящем режиме, и осадконакопления не происходило. Плиты испытывали длительные нисходящие движения с накоплением осадочного чехла различной мощности – большей в пределах синеклиз и сокращенной – в пределах антеклиз. Выделяют платформы древние и молодые. Платформы, сформировавшиеся к началу палеозоя, называются древними (докембрийскими). Молодые платформы возникли в течение палеозоя или мезозоя.
В период завершения складчатости и горообразования в геосинклинальных областях на их границе с платформами возникают своеобразные структуры, получившие название краевых или передовых прогибов, представляющих собой зону глубоких опусканий земной коры, охватывающую не только краевую часть бывшей геосинклинальной области, но и краевую часть примыкающей к ней платформы. Глубина зоны прогибания может достигать 15 км и она заполняется мощными толщами преимущественно обломочных пород, степень дислоцированности которых уменьшается в сторону платформенного борта.
На завершающем этапе геосинклинального развития, среди уже сформировавшихся складчатых структур могут возникнуть межгорные прогибы, обычно ограниченные по краям глубокими разломами. Они заполнены в основном грубообломочными породами. Несколько забегая вперед, отметим, что передовые и межгорные прогибы, как правило, нефтегазоносны.
Тема. Главные эпохи складкообразования в истории Земли Этапы наиболее активного тектонического развития земной коры, сопровождаемые формированием складчатых гор, называются эпохами складкообразования. Каждая эпоха складкообразования продолжается несколько десятков миллионов лет, подразделяется на несколько фаз и повторяется с периодичностью приблизительно в 180 млн лет. Главнейшие в истории Земли эпохи складкообразования полностью или частично охватывали несколько геосинклинальных областей. Геологическая история насчитывает не менее десяти фаз складкообразования. Из них 5-6 приходится на докембрийское время. В конце докембрия, к началу палеозоя, в результате многочисленных фаз складчатости окончательно оформились следующие древние (докембрийские) платформы: Северо-Американская (I), Эрио (П) Русская или Восточно-Европейская (Ш), Сибирская (IV), Бразильская (V), Африкано-Аравийская (VI), Индийская (VП), Австралийская (VШ), Восточно-Антарктическая (IХ). Помимо обширных платформ на территориях современного Китая и Северной Америки появились более ограниченные по площади участки со спокойным режимом развития, т.н. срединные массивы – это зародыши будущих более поздних платформ. Геосинклинальный режим сохранился в пределах следующих областей: 1) Кордильерской (западное побережье Северной и Южной Америк), 2) Аппалачской (по юго-восточному побережью Северной Америки), 3) Гренландской, 4) Грампианской (Каледонской), 5) Урало-Тянь-Шаньской, 6) Монголо-Охотской (Ангарской), 7) Верхояно-Колымской, 8) Восточно-Азиатской (от Сахалина, огибая весь Азиатский материк, до о-вов Юго-Восточной Азии – Индонезия и др.), 9) Восточно-Австралийской, 10) Средиземноморской (от п-ова Индостан до северо-западной оконечности Африки). Рис. 11. В раннем палеозое (кембрий, ордовик, силур) насчитываются 4 фазы складчатости, которые объединяются в каледонскую складчатость. Отложения нижнего палеозоя, подверженные в результате складчатости нижнепалеозойскому орогенезу (горообразованию), называются каледонидами. Каледониды образовались в следующих 4-х регионах: - на месте Грампианской геосинклинали в северной половине Скандинавского п-ова (1); в северной и восточной частях Гренландии и канадском о-ве Ньюфаундленд (2); в юго-восточной Австралии - массив Флиндерс (3); в Салаиро-Саянской зоне, охватывающей восточные и западные Саяны, Кузбасс, Минусинскую впадину, Салаир и территорию Восточного Казахстана (4).
Складкообразовательные процессы в кайнозое (палеоген, неоген) проявились также 4-мя фазами и вместе составляют т.н. альпийскую эпоху складчатости. В результате главным образом в Средиземноморской и Тихоокеанской геосинклинальных областях возникли альпийские складчатые сооружения (альпиды): Альпы, Балканы, Карпаты, Кавказ, Крым, Памиро-Алай, Гималаи (17), Корякский и Камчатский хребты, о-вов Юго-Восточной Азии (18), Кордильеры (19) и Анды (20). Многие участки Средиземноморья и Тихоокеанского кольца продолжают геосинклинальное развитие и поныне. Превращение геосинклинальных областей в складчатые сооружения, а затем в платформы - основное направление в развитии земной коры. Из приведенной схематической карты видно, что докембрийские платформы и срединные массивы стали центрами стабилизации земной коры, периферийные части которых в результате позднейших складчатостей последовательно и в разных масштабах окаймлялись каледонидами, герцинидами, мезозоидами и альпидами. В предыдущей лекции была рассмотрена роль вертикальных и горизонтальных тектонических движений в формировании земной коры. Однако причины проявления тектонических движений не были рассмотрены, в то время как различные аспекты этого сложнейшего вопроса решаются геотектоническими гипотезами, появившимися в большом количестве в Х1Х-ХХ вв. Полного разрешения он пока не получил, т.к. огромные площади (более 2/3 поверхности планеты!), заняты акваториями Мирового океана, исследования в пределах которых получили широкое развитие только в последние десятилетия. Рассмотрим кратко
В Альпах, Карпатах и каледонидах Европы были открыты шарьяжи – огромные лежачие складки. А т.к. площадь развертывания шарьяжной структуры больше ее смятой, то это приводилось в качестве доказательства сжатия Земли. По подсчетам специалистов, Альпы могли образоваться только в результате общего сокращения радиуса Земли на 19 км. Если учесть и другие альпиды, то сокращение земного радиуса должно измеряться сотнями километров. 
Некоторые контракционисты объясняли сжатее земной коры изменением формы Земли. Последнее обусловливалось изменением скорости вращения планеты вокруг своей оси. Контракционисты полагали, что в прошлом Земля вращалась вокруг своей оси быстрее, чем ныне. Постепенно скорость уменьшалась, а сутки увеличивались с 5 ½ до 24часов. Радиусы при 5 ½ - часовых сутках составляли 8100 и 6000 км, т.е. Земля была более сплюснутым эллипсоидом. Рис. 12 Позже форма Земли постепенно приближалась к шару. При этом объем остается прежним, а площадь поверхности стремится к минимуму. Поэтому кора Земли сжимается и сминается в складки. Согласно приведенному рисунку, максимальное сжатие должно было происходить в районе широт А, В, С, D, что в какой-то степени согласуется с положением современных наиболее высоких гор широтного простирания. В дальнейшем контракционисты развивали учение о геосинклиналях и платформах, с которым вы уже знакомы. Однако все контракционные гипотезы имеют слабые места. Так, они недостаточно объясняют:
Учение о геосинклиналях – венец развития гипотез сжатия. Крупнейшими представителями школы контракционистов являются А.П. Карпинский, В.А.Обручев, А.Д. Архангельский, И.М. Губкин и др. Радиологические гипотезы Из них рассмотрим гипотезу радиоактивных циклов Дж. Джоли, выдвинутую в 1929 году. Наибольшая концентрация радиоактивных элементов, особенно урана и тория, наблюдается в кислых породах, причем, с глубиной она увеличивается. Таким образом, на континентах, на границе раздела гранитного и базальтового слоев литосферы оказывается сосредоточено максимальное количество распадающегося вещества (в базальтах радиоактивных элементов меньше, чем в гранитах). Постоянно выделяющаяся при распаде теплота нагревает приграничный слой, в результате чего базальтовый слой расплавляется и увеличивает свой объем ≈на 12%. Давление увеличивающего свой объем базальта на вышележащий гранитный слой приводит к образованию разломов. Отдельные глыбы гранитного слоя погружаются в расплавленный базальт пропорционально своей мощности. Базальтовое вещество по трещинам и разломам устремляется вверх в виде вулканических извержений или интрузий. «Проседание» гранитных блоков приводит к трансгрессии моря и интенсивному осадконакоплению, особенно если рядом располагаются высокие горные сооружения, откуда сносится обломочный материал. Гранитные глыбы могли перемещаться и горизонтально под действием лунно-солнечного притяжения. Это, в свою очередь, приводило к складкообразованию. Процессы «проседания» гранитных блоков, излияния лав и складкообразования сопровождаются потерей огромного количества теплоты, остыванием и сокращением объема базальтового слоя. Гранитные глыбы в результате воздымаются, происходит горообразование (орогенез). Море регрессирует. После этого начинается длительный период накопления теплоты от распада радиоактивных элементов на границе гранитной и базальтовой оболочек. Когда температура достигает необходимой величины, базальт расплавляется, и все повторяется с начала. Эта гипотеза хорошо согласуется с теорией геосинклинального развития. Так, например, эпохи погружения гранитных блоков в расплавленный базальт соответствуют этапам прогибания и дифференциации геосинклинального бассейна. Остывание базальтовой оболочки с последующим воздыманием сиалических глыб является, по существу, временем орогенеза. Наконец, периоды накопления теплоты совпадают с эпохами разрушения горных сооружений и постепенного их превращения в пенеплен. Для продолжения рассуждений о геотектонических гипотезах необходимо вспомнить, что представления о роли вертикальных и горизонтальных движений среди ученых резко отличались. Одни из них основную роль в формировании геологических структур отводят вертикальным (колебательным движениям при отсутствии сколько-нибудь значительных горизонтальных смещений крупных блоков земной коры. Обнаруженные в земной коре горизонтальные смещения (сдвиги, надвиги), по их мнению, невелики и являются производными вертикальных подвижек. Это направление в геотектонике получило название фиксизма. Современные материки, с точки зрения фиксистов, изменяли формы и размеры, но всегда находились там, где они находятся. Имеется целый ряд доводов в пользу фиксистских гипотез.
Рассуждения и выводы наиболее последовательного из фиксистов В.В.Белоусова сводятся к следующему. Известно, что интенсивность теплового потока из недр минимальна на древних платформах, выше в пределах молодых гор и максимальна в вулканических зонах. В соответствии с этим, астеносфера – предполагаемый ослабленный слой мантии, подстилающий литосферу, способный к пластическому или вязкому течению, в котором зарождаются тектонические движения, под древними платформами выражена слабо или отсутствует, под молодыми горами приподнята и имеет малую плотность, а под вулканическими зонами залегает выше, чем где бы то ни было. Астеносфера на разных участках периодически прогревалась и остывала. При этом изменялись ее физические свойства. Этот процесс представляется как периодическое частичное плавление участков мантии на глубине 400-500 км. Через некоторое время на глубине появляется новый участок и т.д. Подобным частичным плавлением и остыванием астеносферы В.В. Белоусов объясняет периодичность крупных колебаний поверхности Земли, т.н. ундаций (лат. unda – волна), глыбово-волновых движений, вызывающих крупные трансгрессии и регрессии моря и распространяющихся как на платформы, так и на геосинклинали. Частичное плавление внутри астеносферы приводит к выплавлению базальта и к понижению средней плотности астеносферы. Разуплотненная таким образом астеносфера перекрывается более плотным веществом верхней мантии, нижняя граница которой, как считается, находится на глубине ≈950 км. Благодаря этому на верхней границе астеносферы появляется механическая неустойчивость: вещество астеносферы стремится всплыть, а перекрывающая более тяжелая материя – тонуть. Это приводит к интенсивным колебательным движениям земной коры. Одни ее глыбы погружаются, другие воздымаются, т.е. возникает геосинклинальный режим. При этом большое значение имеют глубинные разломы. Они придают выпуклостям и впадинам линейность и облегчают доступ базальтам к поверхности. В выпуклостях жидкий базальт отделяется от остаточного тяжелого кристаллического вещества и образует восходящий поток – «астенолит» (asthenos – слабый, неустойчивый, lithos - камень). Проникающие в земную кору (sial) базальтовые потоки утяжеляют ее, и она под ними прогибается, а между ними остается поднятой. Современные материки на протяжении доступного изучению отрезка времени сохраняли целостность, и в их пределах господствовали вертикальные движения. Однако приведенную схему геологического развития трудно применить для объяснения геологической истории океанов. Известно, что разновозрастные геологические структуры материков обрезаны вкрест простирания по подножию континентальных склонов. Тогда возникает вопрос: куда делись срезанные океанами участки геологических структур? С позиций фиксизма возможен только один ответ: они поглощены океанами.
Таков далеко не полный перечень доводов в пользу фиксистских гипотез. Представления о формировании земной коры с позиций мобилизма Совокупность представлений о преобладающем положении горизонтальных движений земной коры получила впоследствии название мобилизма. Мобилистские представления берут начало с гипотезы горизонтального дрейфа материков, выдвинутой в 1912 г. австрийским геофизиком Альфредом Вегенером. Гипотеза Вегенера Непосредственным указанием на возможность горизонтального движения крупных блоков земной коры, в частности, континентов, явилось значительное совпадение конфигурации береговых линий Северной и Южной Америк на востоке, Европы и Африки - на западе. Это было замечено давно, но только Вегенер создал на этой основе гипотезу. Впоследствии было замечено сходство геологического строения герцинид и каледонид Северной Америки и Европы, а также Бразильской и Африканской докембрийских платформ. Также отмечалось тождество верхнепалеозойской фауны и флоры Южной Америки, Африки и Австралии. По предположению А. Вегенера в конце карбона современные материки представляли собой единый суперконтинент Пангею. В мезозое началось дробление Пангеи и движение обломков ее к современному положению континентов. По мнению Вегенера, распад Пангеи и дрейф континентов обусловлен силами лунно-солнечного притяжения и ротационными силами вращения Земли. Под действием этих сил более легкие гранитные континентальные глыбы скользили по поверхности базальтового слоя, постепенно удаляясь друг от друга. Однако расчеты показали, что такой механизм перемещения континентальных глыб невозможен. Тем не менее, то что горизонтальные движения существуют, хорошо доказывается различными исследованиями и измерениями. Например, на Тихоокеанском побережье Северной Америки, начиная с нижнего мела, отмечена подвижка на 122км (в среднем 0,7 см/год). Далее, швейцарец Гансер в книге «Тектоника Гималаев» установил, что Индостанский п-ов по глубинным разломам «поддвигается» под Гималаи и за время с миоцена (N1) прошел 500 км. Совершенно независимо от Гансера к тем же выводам пришли 2 советских палеонтолога.
Все это – очень убедительные факты существования движения крупных блоков земной коры. Однако не все происходит так, как это трактовалось Вегенером. В последнее время при изучении строения дна океанов получены новые данные, подтверждающие возможность горизонтального дрейфа. Гипотеза новой глобальной тектоники (Теория плит) Гипотеза разработана американскими учеными Г. Хессом и Р. Дицем. В ее развитии участвовали также Кс. Ле Пишон, А. Миясиро, О.Г. Сорохтин, С.А.Ушаков и др. Литосфера, согласно гипотезе, разбита на 6 плит: Евразийскую, Африканскую, Индийскую (включающая Австралию), Тихоокеанскую, Американскую и Антарктическую. Иногда выделяют также мелкие плиты: Карибскую, Филиппинскую и др. Плиты жесткие и прочные, их толщина в среднем 70-100 км. Они лежат на астеносфере и увлекаются происходящими в ней конвекционными потоками с большой горизонтальной составляющей. При этом большую роль играют трансформные разломы, по которым смежные плиты движутся в разные стороны от срединно-океанических хребтов (спрединг). Движущим механизмом его считается медленное «перемешивание» - конвекция вещества мантии из-за перепада температур в ее подошве и кровле. В участках восходящих конвективных потоков и возникают разрывы литосферы и срединно-океанических хребты (образование новой коры). Потоки вещества мантии, скорость которых не более 3-6 см/год, и являются своеобразным «липким конвейером», перемещающим континенты в составе крупных плит литосферы. Образование новой коры в зонах спрединга сопровождается поглощением блоков (плит) литосферы в других участках планеты. Такими участками являются глубоководные океанические желоба, в которых происходит прерывистое поддвигание одной плиты литосферы под другую. Это явление названо субдукцией. Оно сопровождается кратковременным выделением значительной механической энергии в виде землетрясений и вулканизма. Таким образом, согласно теории плит, перемещения континентов происходят не изолированно, как считал А. Вегенер, а в составе мощных плит литосферы. При таком горизонтальном перемещении плит в зонах спрединга происходит обновление коры, а в зонах субдукции – ее поглощение и растворение в астеносфере. Одним из наиболее интересных доводов, на которых базируют теорию плит ее авторы, является наличие глубокофокусных землетрясений в тихоокеанских перифериях (важно отметить, что в других местах они не встречаются).  
Рис. 13 Причем, чем глубже фокус, тем проекция очага (эпицентр) ближе к материку. Это наблюдается как на востоке нашей страны, так и на американском побережье (Чили). Следовательно, полагают ученые, позволительно предположение, что есть зона пологого смещения, уходящая под материк на глубины более 700 км. Такие смещения выходят на поверхность дна океана в глубоководных желобах, сопряженных с островными дугами (Рис. 13). Теория плит может объяснить все основные геотектонические процессы. Так, геосинклинальный режим возникает лишь на участках пододвигания океанической литосферы под материковую. При этом в зоне контакта океанических и материковых плит накапливаются мощные толщи осадков, происходит их смятие и тектоническое перемешивание. Складчатость и горообразование могут быть объяснены субдукцией океанической коры и края континента, где происходит «соскребывание» океанических отложений (Кордильеры). При субдукции могут происходить деформация и воздымание континентальной плиты (Анды, Скалистые Горы). Когда сталкиваются две плиты, особенно континентальные, формируется горно-складчатая область типа Гималаев, не связанная с геосинклинальным режимом (Гималаи возникли в зоне сопряжения Индийской и Евразийской плит). Теория плит получила широкое признание на ХХIV сессии Международного геологического конгресса и была названа «новой глобальной тектоникой». Она имеет более законченный вид, чем все предшествовавшие ей представления, и объясняет много загадочных процессов и явлений океанической геологии.
Горные породы и их сообщества есть не что иное, как материальные памятники, которые позволяют нам судить о геологической обстановке прошлого. Горные породы, по словам выдающегося петрографа, нашего соотечественника академика Ф.Ю. Левинсона-Лессинга, есть «те геологические единицы, в которых разыгрываются все геологические процессы». Иначе говоря, горные породы в геологии играют такую же роль, что и остатки материальной культуры человека для археологии и истории. В этом заключается теоретическое значение петрографии как науки. Практическое же значение ее в том, что она составляет основу «Учения о полезных ископаемых». Тем более это важно, что горные породы часто сами являются полезными ископаемыми. Наконец, когда мы отметили место петрографии в истории и практике геологии, можно дать определения предмета и объекта его исследований. Петрография – наука о вещественном составе, условиях образования, изменения и распределения горных пород в земной коре. Горная порода – геологическое тело, часть земной коры, состоящая из минералов и вулканического стекла, образующаяся в определенных физико-химических и термодинамических условиях. По физико-химическим и термодинамическим условиям происхождения (генезиса) горные породы подразделяются на 3 главных типа: 1) магматические – образующиеся из жидкого силикатного расплава (t = 600-12000С) при его застывании; 2) осадочные, образование которых связано с поверхностными условиями земной коры, где господствуют сравнительно низкие температуры (-880С) – (+700С) и давления; 3) метаморфические - образующиеся при перекристаллизации в твердом виде осадочных и магматических пород и имеющие температуру образования в пределах 50-7000С. В дальнейшем рассмотрим все эти 3 типа горных пород раздельно, а к изучению магматических пород приступим сейчас же. жүктеу/скачать 1.24 Mb. Достарыңызбен бөлісу:
|
