1. Понятие о литосфере и тектоносфере
1.1 Литосфера
Литосфера (от греческого lithos – камень и sphaira – шар) – внешняя, относительно прочная оболочка твёрдой Земли, расположенная над менее вязкой и более пластичной астеносферой. Термин “литосфера” предложен американским геологом Дж. Барреллом в 1916 и первоначально отождествлялся с Земной корой; затем было установлено, что литосфера почти повсюду включает и верхний слой мантии Земли мощностью несколько десятков км. Нижняя граница литосферы нерезкая и выделяется по уменьшению вязкости, скорости сейсмичности волн и увеличению электропроводности, обусловленным повышением температуры и частичным (несколько %) плавлением вещества. Отсюда основные методы установления границы между литосферой и астеносферой – сейсмологический и магнитотеллурический. Мощность литосферы под океанами составляет 5-100 км (минимальна под Срединно-океаническими хребтами, максимальна на периферии океанов), под континентами – 25-200 и, возможно, более км (минимальна под молодыми горными сооружениями, вулканическими дугами и континентальными рифтовыми зонами, максимальна под щитами древних платформ).
Наибольшие значения мощности литосферы наблюдаются в наименее прогретых, и наименьшие – в наиболее прогретых областях. В ходе геологического времени мощность литосферы в среднем увеличивалась в связи со снижением теплового потока. По реакции на длительно действующие нагрузки в литосфере выделяют верхний упругий (мощностью несколько десятков км) и нижний пластичный слой. Кроме того, на разных уровнях в тектонически-активных областях литосферы прослеживаются горизонты относительно пониженной вязкости (пониженной скорости сейсмических волн). По мнению некоторых исследователей, по этим горизонтам происходит “проскальзывание” одних слоёв относительно других. Это явление называется расслоённостью литосферы. Наиболее крупные структурные единицы литосферы – литосферные плиты, размеры которых в поперечнике составляют 1-10 тысяч км. В современную эпоху литосфера разделена на 7 главных и несколько более мелких плит. Границы плит являются зонами максимальной тектонической, сейсмической и вулканической активности. Согласно теории тектоники плит, литосферные плиты движутся по астеносфере (в первом приближении как жёсткое целое) на расстояния до нескольких тысяч километров со скоростью до первых десятков см/год. Наряду с горизонтальными важную роль играют вертикальные движения литосферы (скорость до нескольких десятков см/год) по системе субвертикальных глубинных разломов, разбивающих литосферные плиты на блоки размером от нескольких десятков до нескольких сотен километров. Блоки литосферы находятся в состоянии, близком к изостатическому равновесию. Движения литосферных плит и блоков и их возможные причины изучаются геодинамикой и составляют также предмет исследования по международному проекту “Литосфера”, разрабатываемому в 1980-90-е года.
1.2 Тектоносфера
Тектоносфера – это внешняя оболочка Земли, охватывающая земную кору и верхнюю мантию, основная область проявления тектонических и магматических процессов. Для тектоносферы характерна вертикальная и горизонтальная неоднородность физических свойств и состава слагающих её пород.
В настоящее время тектоносфера, как область проявления тектонических движений, ограничивается верхней мантией, т.е. глубинным уровнем 670 км. Более глубокие геосферы представляются тектонически инертными. Основой для этого служит анализ неоднородностей, выявленных сейсмотомографией. Высокоскоростные неоднородности, прослеживаемые по латерали, интерпретируются как зоны тектонического нагнетания (скучивания) масс, происходящего вследствие движения последних по субгоризонтальным срывам или в результате процессов тектонического течения. Предлагаемые построения существенно меняют представления о кинематике глубин Земли.
Термин “тектоносфера” используется в геологической литературе в течение нескольких десятилетий, но при этом вкладываемый в него смысл в разных изданиях разный. Все же наиболее распространенным пониманием термина в настоящее время является то, что это область Земли, охватывающая земную кору и верхнюю мантию. О более глубоких геосферах речь вообще никогда не шла. Представляется, однако, что современные данные, прежде всего геофизические (сейсмотомография), позволяют рассматривать в качестве тектоносферы мантию Земли в ее полном объеме, т.е. до границы ядро-мантия, находящейся на глубине 2900 км.
По элементарной логике тектоносферой следует называть ту часть земного шара, где существуют тектонические структуры, порожденные тектоническими движениями. То, что в эту область входит земная кора, не нуждается в доказательствах. Важно, что некоторые структуры коры распространяются в верхнюю мантию. К их числу принадлежат, например, отдельные разломы, выявленные в океанах. В Атлантическом океане это разломы Романш, Чарли Гиббс, Агульяс-Фолклендский; в Индийском – разломы Амстердам, Оуэн, Принс Эдвард; в Тихом океане – разлом Элтанин. Все они разделяют обширные области океанского дна, отличающиеся структурой, историей развития, геодинамическими особенностями. Они получили название “демаркационных” . Подобные разломы проявлены и на суше. Один из примеров – Трансджунгарская разломная зона, являющаяся трансформным разделом океанических палеоструктур на протяжении 100 млн лет (ранний девон-середина среднего карбона). Судя по продольному глубинному профилю Срединно-Атлантического хребта, проникновение разлома Чарли Гиббс (52o с.ш.), отделющего тектонически разные области Центральной и Северной Атлантики, достигает 200 км. Наряду с этим известны общие для земной коры и верхов мантии надвиговые структуры. Более глубокие тектонические процессы в верхней мантии обосновываются глубиной корней континентов. Последние фиксируются сейсмотомографией и отражаются в виде ареалов относительно высокоскоростных сейсмоаномалий. Соответствующие данные приводятся в ряде публикаций. Если ориентироваться на работу [Polet and Anderson, 1995], то глубина корней под Западной Европой и Северо-Западной Африкой превышает 450 км; под Северной Америкой (Канада) и Северной Азией – 350 км; минимальная глубина под Центральной Африкой и Индией – около 100 км; под Южной Африкой и Антарктидой ~300 км; под Западной Австралией и Южной Америкой (Бразилия) соответственно 250 и 200 км. Как корни гор в Андах, Тибете, на Памире и во всех других местах рассматриваются в качестве нижних составных частей соответствующих морфотектонических образований, так и корни континентов должны пониматься как неотъемлемая часть последних. Поскольку континенты (вместе с корнями) являются тектоническими единицами, естественно, они ассоциируются с тектоносферой.
Некоторые авторы утверждают, что корни континентов достигают в некоторых районах нижней границы верхней мантии, т.е. глубины 670 км . На этом основании можно принять, что тектоносфера охватывает верхнюю мантию целиком.
Чтобы перейти к тектонике более глубоких областей мантии, необходимо предварительно коснуться строения и геодинамики Земли вообще. Сейсмотомографические данные свидетельствуют о больших неоднородностях в строении мантии, разномасштабных и выраженных с разной степенью интенсивности и контрастности. Анализ их распространения позволил предложить более дробное разделение мантии на геосферы, чем деление ее только на верхнюю и нижнюю. Новое расчленение (рис. 1) фиксирует в ней шесть геосфер. Верхняя мантия геофизическим разделом на уровне 410 км разделяется на верхнюю и нижнюю части. Ее нижняя граница 670 км. Глубже простирается геосфера, разделяющая верхнюю и среднюю мантию (зона раздела I), мощностью 170 км. 1 Средней мантии соответствует геосфера, заключенная между уровнями 840 км и 1700 км. Еще глубже лежит зона раздела II, разграничивающая среднюю и нижнюю мантию: ее мощность 500 км. От уровня 2200 км до земного ядра, лежащего на глубине 2900 км, простирается нижняя мантия. Так называемый слой D” составляет ее нижнюю часть. Возможно, что принципиальный сейсмический рубеж существует на уровне 2000 км. Но определенность в это внесут будущие исследования.
Рисунок 1 – Модель строения Земли. Обозначения: с.т. – структурный тип; Pv – перовскит; Ilm – ильменит; HS – высокоспиновое состояние; LS – низкоспиновое состояние; пунктирные линии – внутригеосферные рубежи [Пущаровский, Пущаровский, 1999]
Как же соотносятся глубинные рубежи, выделенные по данным сейсмики с рубежами глубинных минеральных преобразований?
Начнем с сейсмического раздела “670”. Соответствующие эксперименты многим исследователям позволили заключить, что на этом рубеже шпинелеподобный рингвудит трансформируется в ассоциацию железо-магниевого перовскита и магнезио-вюстита. На рубеже 850-900 км пироп (магниево-алюминиевый силикат) преобразуется в ромбический перовскит (железо-магниевый силикат) и твердый раствор корунд-ильменита. На рубеже “1700” происходят изменения многих свойств различных кристаллов. На глубинах 2000 км фиксируется образование плотных модификаций кремнезема. С этого же уровня начинаются структурные изменения вюстита. На глубинах 2200-2300 км происходит структурная трансформация корунда.
Можно видеть, что между главными сейсмическими рубежами и рубежами минеральных преобразований имеется хорошее согласование. Конкретно это относится к глубинам 670, 840, 1700, 2000, 2200-2300 км, а также 410 и 520 км.
Вместе с тем, некоторые минералы ведут себя весьма устойчиво в широком диапазоне глубин. К ним относятся Mg-перовскит; вюстит. Произведенный подсчет показал, что Mg-перовскит составляет почти половину массы Земли.
Предложенная схема расчленения мантии создает эмпирическую предпосылку для дифференцированного рассмотрения геодинамики геосфер. Судя по особенностям распределения ареалов сейсмоаномалий, геодинамические обстановки в геосферах существенно изменчивы. Основных причин, меняющих глубинные силовые поля и поля напряжений (т.е. геодинамичские обстановки) имеется в нашем представлении две, а именно конвективные и адвективные процессы, с одной стороны, и тектонические стрессы, с другой. В настоящее время многие авторы уже отошли от стандартных плейттектонических схем глубинной конвекции, предпочитая гораздо более сложную кинематику. Особенно определенно об этом говорится в публикациях геохимического профиля. Рассмотрим два соответствующих примера, относящихся к 1999 г.
Рисунок 2 – Диаграмма глубинной мантийной динамики [Becker et al., 1999]. Видны сложные мантийные массопотоки
На рис. 2 приведена модель глубинных потоков, заимствованная из работы. В основании мантии показан слой D” , мощность которого меняется в пределах сотен километров. Над ним залегает слой повышенной плотности с резко разноуровенной верхней поверхностью. По мнению авторов, этот слой деформирован устремленными вниз массопотоками. Таковых показано три. Один из них опускается из центральной области океана; два другие (разноуровенные) – из зоны сочленения океан-континент. Между нисходящими потоками показан плюм, поднимающийся до глубины 670 км, т.е. до верхней мантии. Не очень ясно, связан ли с ним изображенный в океане вулканический остров. В правой части модели можно видеть верхнемантийный поток, венчающийся срединно-океаническим хребтом. Стрелками показаны направления движения материала, а волнистыми полосками – его растекание. Как видно, движение глубинных масс представляется весьма сложным.
Рисунок 3 – Cхема глубинной конвекции в мантии [Kellogg et al., 1999]. Стрелками отображены сложные конвективные движения. В округлых контурах показаны массы примитивного вещества (blobs). Преимущественно они располагаются в ядрах конвективных ячей. Черные утолщенные полосы, идущие в глубину от краев континентов, – пути проникновения слэбов
То же видно и на другой модели. Она получила название blob model (рис. 3). Отмечая, что модель расслоенной конвекции в мантии находится в противоречии с геофизическими данными, авторы полагают, что в нижней мантии распространены крупные разрозненные массы примитивного вещества (blobs), имеющие расплывчатые границы. Они включены в низкоскоростную мантию, в которой происходят сложные конвективные процессы и располагаются в центре конвективных ячей.
В публикации высказывается идея, что поднимающиеся от ядра плюмы могут соприкоснуться с упомянутыми массами, что в конце концов приведет к гетерогенности изотопных источников базальтов океанических островов.
Для нас обе модели представляют интерес в том отношении, что они отходят от господствующих слишком упрощенных представлений о формах мантийной конвекции. Модели допускают сложное распределение конвективных потоков. То, что рисовка одно- или двухъярусных правильных конвективных ячей в мантии противоречит картине глубинных неоднородностей, выявленных сейсмотомографией, автору этих строк ясно уже давно. Отсюда и построение принципиально новой модели мантийных конвективных потоков, в основе которой лежит два момента: новая (шестигеосферная) модель строения мантии и методология нелинейной геодинамики. Впоследствии первичная схема была несколько усложнена (рис. 4).
Рисунок 4 – Модель конвективного и адвективного движения мантийных масс [Пущаровский, Пущаровский, 1999]
В правой части показан сквозьмантийный плюм. Штриховые полоски – зоны тектонического течения или срыва; по ним могут возникать локальные энергетические потоки, возбуждающие конвективное и адвективное движение мантийных масс. М – раздел Мохоровичича; ВМ – верхняя мантия; РI – зона раздела I; СМ – средняя мантия; РII – зона раздела II; НМ – нижняя мантия. Цифры в знаменателе – мощность геосфер, км (могут варьировать до 10%). Стрелки отражают зону влияния ядра в низах мантии (слой D”).
Учитывая большую пестроту в распределении сейсмонеоднородностей, можно придти к заключению о большой сложности строения и распространения мантийных конвективных систем, а также об их разномасштабности и контрастности проявления. Общий вывод таков, что это внутригеосферные самоорганизующиеся системы, индуцированные разноглубинными энергетическими импульсами. Итак, глубинный материал находится отнюдь не в стабильном состоянии, а в движении. О вертикальной составляющей этого движения вряд ли необходимо специально говорить, поскольку представления о ней широко признаны. Обратимся к горизонтальной составляющей, в отношении которой, кроме публикаций автора и его коллектива, разработок пока нет.
Изменчивость вязкостных свойств вещества геосфер по латерали, на что указывают сейсмонеоднородности, понимается нами как следствие субгоризонтального нагнетания масс в одних местах (высокоскоростные аномалии) и их оттока и разуплотнения – в других (низкоскоростные аномалии). И то, и другое легко увязывается с конвективными процессами. Но механизм нагнетания и оттока масс присущ, как известно, самым верхним геосферам, где он связывается с тектоническими движениями. Следствием является образование зон тектонического скучивания, с одной стороны, и структур растяжения, с другой. Именно этот механизм лежит в основе тектоно-геодинамической концепции, получившей название “тектоническая расслоенность литосферы”. Покровной тектонике придается при этом решающее значение.
Принципиально важную работу в этом смысле выполнил недавно А. И. Суворов. Для обширной территории Северной Евразии им проанализированы изменения мощностей различных слоев земной коры и подстилающей ее литосферы. Он показал, что раздувы мощностей разных слоев адекватны структурам тектонического скучивания, а уменьшенные – зонам оттока материала.
Для нас особенное значение имеют данные о перидотитовой литосфере, подстилающей земную кору. В ней выделяется две крупных зоны вздутия (увеличенных мощностей), длиной 4,5-5 тыс. км и шириной 2-2,5 тыс. км и примыкающие к ним депрессионные зоны несколько меньших размеров, где мощности существенно меньше. В первом случае мощности могут достигать многих десятков километров, а местами значительно превышать 100 км. Во втором случае они варьируют в интервале 30-65 км. Увеличенные мощности относятся к древним платформам и палеозоидам; уменьшенные – к Карпатам, Кавказу, Западной Сибири, тихоокеанским регионам. Такое распределение мощностей А.И. Суворов рассматривает как результат тектонического перемещения масс в геодинамических обстановках сжатие-растяжение, с образованием парагенеза: фронтальное поднятие – тыловая депрессия. Амплитуда горизонтального движения масс под Восточно-Европейской и Сибирской платформами по А.И. Суворову составляет не менее 2 тыс. км. Приведенные выкладки весьма важны для нашей работы, поскольку в известной мере могут быть перенесены на глубокие мантийные геосферы. С целью более ясного представления о тектонике глубинных геосфер, остановимся на физических параметрах внутренних областей земного шара, используя при этом графики А. Навротски (рис. 5).
Рисунок 5 – Графики давления, температуры и плотности в земном шаре [Navrotsky, 1987]
Температурные изменения с глубиной происходят следующим образом: на уровне 410 км температура приближается к 2000o K; на 670 км – 2200oK; на границе мантия-ядро ~3000oK; на границе внешнего и внутреннего ядра ~5300oK; в центре Земли она достигает почти 6000o.
Что касается давления, то в интервале глубин 0-1250 км оно изменяется в пределах 0-50 ГПа; далее до границы мантия-ядро давление возрастает ~ до 140 ГПа; на границе внешнее ядро-внутреннее ядро (5200 км) достигает 325 ГПа; на глубине ~5500 км – 350 ГПа, продолжая расти к центру Земли. Таким образом, нижняя граница допускаемых нами глубинных тектонических процессов лежит в пределах 3000o K и 140 ГПа. На нижней границе верхней мантии (670 км) температура лишь в 1,4 раза ниже, хотя давление меньше в 4,5 раза. Но как бы то ни было, приведенные данные не служат ограничениями для существования тектонических движений в глубинах мантии. О том же свидетельствует и кривая плотности, показанная на приведенном рисунке.
Латеральное нагнетание масс, о котором в нашем случае идет речь, предполагает, насколько сейчас можно судить, движение по тектоническим срывам (надвигам, сдвигам), а также в виде тектонического течения. Это последнее понятие используется весьма широко и поэтому необходимо уточнить смысл, придаваемый ему в данной работе.
Тектонические движения вообще фиксируются по структурным формам, которые ими создаются. Масштабы и характер их проявления весьма различны (движение континентов, сводообразование, покровная тектоника, многообразие складчатых и разрывных деформаций и пр.). Тектоническим течением в данной работе обозначаются такие движения, которые проявляются на микроуровне, создавая структурные формы, не фиксируемые визуально. Можно сказать иначе – что это латеральное (сублатеральное) перемещение малых масс геосферного материала, сопровождающееся тектоническим структурообразованием.
Мантийные геосферы, как теперь можно утверждать, геодинамически представляют открытые неравновесные системы, в пределах которых под воздействием спонтанных энергетических факторов могут возникать закритические состояния, круто меняющие ход конвективных процессов и тектонических преобразований. При этом могут возникать значительные зоны проскальзывания масс, более или менее разогретые и в соответствующих условиях становящиеся даже источниками автономных энергетических импульсов, влекущих новообразования конвективных ячей и перестройку внутригеосферных тектонических соотношений. В мантии Земли ничто не ограничивает такие возможности.
Здесь мы подходим к главному выводу проведенного анализа, который состоит в следующем. Тектоносферой является вся область земного шара, в пределах которой происходят тектонические движения, фиксируемые тектоническими деформациями. Такими процессами охвачены все геосферы коры и мантии Земли, в связи с чем понятие “тектоносфера” охватывает всю область планеты, лежащую выше ее ядра. Жидкое внешнее ядро не может к ней относиться по определению.
2. Терригенные горные породы
Терригенные (обломочные) породы образуются в результате механического разрушения ранее существовавших горных пород и накопления обломочного материала. Сюда относят большую группу песчаников, гравелитов, конгломератов, а также их несцементированные и не окатанные разности: пески, гравий, дресву, галечник и щебень. В эту же группу можно отнести глинистые породы, являющиеся продуктом преимущественно химического разрушения пород, а также переотложения глинистых минералов, освободившихся при выветривании глинистых толщ и тончайшего дробления химически стойких минералов.
Грубообломочные породы (псефиты) в зависимости от размера и формы обломков подразделяются на глыбы и валуны, имеющие соответственно угловатые и окатанные обломки размером свыше 100 мм в поперечнике; щебень и галечник – угловатые и окатанные обломки размером от 100 до 10 мм в поперечнике; дресву и гравий – угловатые и окатанные обломки размером от 10 до I мм в поперечнике.
Гравелиты слагаются обломками различных пород и, реже, минералов с преобладающим размером обломков 1-10 мм. Цемент – карбонатный, карбонатно-глинистый или песчано-глинистый.
Песчаные породы (псаммиты) состоят из зерен, размеры которых составляют 0,1-1,0 мм, и представлены песками и песчаниками. Первые сложены несцементированными скоплениями обломков, вторые – сцементированными обломками той же величины. В зависимости от размера обломков выделяются крупнозернистые (0,5 – 1 мм), среднезернистые (0,25 – 0,5 мм) и мелкозернистые (0,1 – 0,25 мм) пески и песчаники. В породах существенно преобладает кварц, далее идут полевые шпаты, слюды, халцедон, глауконит, а также глинистые минералы. Цементирующая часть песчаных пород чаще всего представлена глинистым материалом и кальцитом, реже доломитом, опалом, оксидами железа. Кварцевые песчаные породы состоят в основном из кварца, полимиктовые пески и песчаники – из зерен различных минералов (кварца, полевых шпатов, слюды).
Пылеватые породы (алевриты) состоят из зерен, имеющих размер 0,1 – 0,01 мм. Рыхлые скопления таких обломков называются алевритами, а сцементированные – алевролитами. Минеральный состав обломочной части примерно такой же, как и в песчаных породах, но здесь выше доля устойчивых минералов – кварца, мусковита, халцедона. Характерными компонентами их являются частицы глинистых минералов и хлорит. Цементами алевролитов служат кремнисто-глинистая, хлорит-глинистая масса, карбонаты и гидрооксиды железа.
Алевролит – сцементированная порода различной окраски, алевролитовой структуры, часто имеет тонкослоистую текстуру с горизонтальной или косой слоистостью. Окраска породы определяется преимущественно окраской цементирующего материала (глинистыми минералами). Характерной особенностью алевролитов является шероховатость пород в изломе, что определяется размером (0,1 – 0,01 мм) обломочных зерен.
Суглинки – рыхлые породы, содержащие 30-40% частиц размером менее 0,01 мм, в том числе 10-30% глинистых частиц и значительное количество песчаных и пылеватых фракций. Суглинки по составу переходные к лёссу называются лёссовидными. Широко применяются в качестве глинистых пород для цементного производства и для производства красного строительного кирпича.
Глинистые породы состоят из мельчайших (< 0,01 мм) кристаллических и аморфных частиц различных глинистых минералов, в меньшей степени, из зерен хлоритов, оксидов и гидроксидов алюминия, глауконита, опала, кварца и других минералов – продуктов химического разложения горных пород в поверхностных условиях. Образование глинистых пород происходит в результате химических процессов, ведущих к накоплению глинистых минералов, и одновременном переносе мельчайших частиц.
Глины – это легко размокающие породы. В сухом состоянии являются или землистыми, рыхлыми, легко растирающимися в порошок, или плотными крепкими агрегатами с землистым или раковистым изломом, имеющими микропористую текстуру. В состав глин входят различные глинистые минералы, поэтому окраска глин разнообразна и зависит как от состава глин, так и от примесей. Каолинитовые глины или каолины имеют преимущественно белый или светло-серый цвет, монтмориллонитовые или бентониты – светло-серый или с желтоватым, или с зеленоватым оттенком, гидрослюдистые – от белой до зеленой или пестрой окраски.
Аргиллиты – уплотненные в процессе диагенеза глины.
Обладают землистым или раковистым изломом.
Цвет может быть различным, чаще всего это серые или темно-серые породы.
По минеральному составу это преимущественно гидрослюдистые породы с примесью кварца, полевых шпатов, слюд и др.
Лесс – светлая палево-желтая легкая однородная порода, рыхлая, содержащая, 30-55% пылеватых фракций (0,01-0,05мм) и 5-37% глинистых фракций. Для лессов характерна высокая пористость (до 40-55%), известковистость, однородный состав, низкая пластичность.
Мергели – осадочная порода, представляет собой природную гомогенную смесь карбоната (обычно кальцита, реже доломита) и глинистого вещества с примесью тонкого кварцевого материала.
Состав мергелей различен. К собственно мергелю обычно относят породу, содержащую 75-40% СаСОз и 25-60% глинистого вещества.
В случае преобладания карбонатной или глинистой составляющей выделяют мергель глинистый и мергель известковый (карбонатный).
В практике цементного производства мергель обычно подразделяется на мергель натуральный, мергель высокий и мергель низкий. Мергели образуются в морских бассейнах, лагунах и пресноводных озерах при одновременном поступлении глинистого и карбонатного материала. Мергели широко применяются в цементной промышленности.
3. Виды поверхностного стока вод. Площадной смыв. Делювий, коллювий – общая характеристика и условия залегания
мантийный масса делювий коллювий
Атмосферные осадки, выпадая на дневную поверхность, распределяются различным образом. Часть из них просачивается в глубину и идет на пополнение подземных вод, часть испаряется в атмосферу, а другая часть стекает по поверхности, образуя поверхностный сток, который делится на площадной и линейный. Геологическая работа поверхностных текучих вод зависит от массы воды и скорости ее движения. Чем больше масса воды и скорость ее течения, тем больше совершаемая работа.
Под текучими водами понимаются все воды поверхностного стока на суше от струй, возникающих при выпадении дождя и таяния снега, до самых крупных рек. Все воды, стекающие по поверхности Земли, производят различного вида работу. Чем больше масса воды и скорость течения, тем наибольший эффект ее деятельности. Хорошо известно, что поверхностная текучая вода – один из важнейших факторов денудации суши и преобразования лика Земли.
Как и в других экзогенных процессах, в деятельности текучих вод могут быть выделены три составляющие: 1) разрушение, 2) перенос и 3) отложение, или аккумуляция, переносимого материала на путях переноса. По характеру и результатам деятельности можно выделить три вида поверхностного стока вод: плоскостной безрусловой склоновый сток; сток временных русловых потоков; сток постоянных водотоков – рек.
При площадном стоке вода течет по всей поверхности наклонного склона в местах, где время от времени идут сильные дожди.
Геологическая деятельность площадного стока проявляется в смыве мелкозернистого обломочного материала (алевритовый, песчаный). Максимально смыв проявляется в местах лишенных растительности, на ровных склонах. За один сильный ливень при площадном смыве может быть снесен слой рыхлого материала толщиной в несколько миллиметров. Из бассейна равнинных рек (р. Миссисипи) за один миллион лет сносится слой мощностью до 50 м, а из бассейнов горных рек (Кавказ) – до 250 м.
Под площадным смывом понимают работу воды, стекающей по склонам во время дождей или таяния снегов. Этот временный склоновый сток выражается либо в виде сплошной тонкой пелены воды, движущейся по пологому скату, либо в виде густой сети мелких струек, каждая из которых является как бы миниатюрным ручейком. Каждая струйка стремится вырыть себе маленькую рытвинку, но ее кинетической энергии хватает лишь на то, чтобы врезаться в тонкий разрыхленный выветриванием поверхностный покров на глубину нескольких сантиметров. В связи с этим образующиеся миниатюрные рытвинки расположены очень близко друг к другу, их склоны сходятся в виде узкого гребешка, а постепенное врезание приводит к общему равномерному понижению всей поверхности склона. Благодаря этому смыву подвергаются одновременно обширные площади, и под его влиянием происходит вьполаживание и сглаживание склонов, общее выравнивание поверхности суши, уменьшение ее вертикального расчленения. Иными словами, площадной смыв приводит к прямо противоположным результатам по сравнению с эрозией. Именно поэтому их и следует отличать друг от друга.
При линейном стоке движение воды осуществляется в виде линейно направленных мощных струй и потоков в рытвинах, оврагах и речных долинах. Линейный сток делится на временный и постоянный.
Разрушительная деятельность любого водотока называется эрозия. Различают три вида эрозии: донная (глубинная), боковая и регрессивная.
Породы выветриваются не только на плоских поверхностях водоразделов, но и на их склонах, где рыхлые продукты не могут уже задерживаться и под давлением собственного веса, под действием дождевых и талых снеговых вод перемещаются под уклон.
А.П. Павлов назвал скопления на склонах и у подножия возвышенностей рыхлых продуктов выветривания, сползающих по склону под воздействием дождевых и талых снеговых вод, делювием (от лат. deluo – смываю). Обломочный материал, смещенный под действием силы тяжести и накопленный на склонах и у их подножий (оползни, осыпи, обвалы), называется коллювием (от лат. colluvio – скопление, беспорядочная груда). Однако четкого разграничения в применении этих терминов нет, так как перемещение рыхлых продуктов выветривания по склонам происходит обычно под совместным действием силы тяжести и воды, причем значение каждого из этих факторов даже на одном и том же участке меняется: то превалирует один, то другой.
Силы трения и сцепления частиц рыхлого материала между собой препятствуют перемещению вдоль любой поверхности как внутри слоя рыхлых пород, так и на границе этого слоя с коренными породами. Если вес рыхлого материала станет больше этих сил, он начнет скользить под уклон. Увеличение веса рыхлых продуктов выветривания чаще всего происходит после дождей за счет пропитывания их водой, которая одновременно снижает и силу трения. Поэтому продолжительные дожди часто вызывают развитие оползней и накопление коллювиальных масс на склонах и у их подножий. Своеобразные формы этот процесс принимает в зоне развития многолетней мерзлоты, где оттаивающий летом активный слой грунта легко насыщается дождевыми и талыми водами, проникновению которых на глубину препятствует нерастаявшая мерзлота. Пропитанный водой грунт стекает уже при углах склона от 3 до 5° со скоростью от сантиметров до десятков метров в год. Процесс этот получил название солифлюкции (от лат. solum – почва, fluxus – течение).
С явлениями солифлюкции связано образование солифлюкционных и нагорных террас, земляных рек, шлейфов и валов.
Учитывая трудности генетической классификации, Ю.А. Билибин предложил называть делювием все продукты выветривания, смещенные с места образования вниз по склонам без участия линейного смыва (т.е. не переработанные водными потоками). Коллювием Ю.А. Билибин назвал разновидность делювия, достигшую подножия склона и прекратившую движение. Эта простая и удобная классификация прочно вошла в практику геологических и поисковых работ, хотя и не разделяется некоторыми геологами. В дальнейшем изложении термины «делювий» и «коллювий» употребляются в понимании Ю.А. Билибина.
Образование делювия на склонах происходит одновременно и в тесной связи с выветриванием коренных пород, слагающих эти склоны. Поэтому между элювием и делювием резкую границу провести очень трудно. Известны случаи, когда выходящие на склоне коренные породы в верхних выветрелых трещиноватых участках загибаются вниз по склону под действием собственного веса, т.е. смещаются почти без нарушения целостности. Вообще же элювий отсутствует только на отвесных и очень крутых склонах, где обломки коренных пород, отделяясь от них, сразу же сползают вниз и превращаются в делювий. На более пологих склонах элювием можно считать продукты выветривания, залегающие вблизи от выходов коренных пород и еще достаточпо однородные. Продукты выветривания, более заметно смещенные и перемешанные с обломками других пород, следует называть делювием.
Выветривание делювия происходит одновременно с его оползанием по склону, поэтому чем выше по склону выходит данная порода, тем в более измененном и измельченном состоянии достигают ее обломки подножия склона. Обломки пород, выходящих в нижней части склона, достигают его подножия мало измененными. При движении делювия вниз по склону происходят перемешивание обломочного материала и образование несовершенной слоистости. Обломки выходящей на склоне породы, сползая вниз, сначала располагаются в виде более или менее однородного слоя. Этот слой подстилается продуктами выветривания породы, выходящей ниже по склону, и перекрывается обломками пород, выходящих выше по склону. Двигаясь под уклон, этот слой постепенно смешивается с подстилающими и перекрывающими его обломочными материалами, теряет индивидуальность и исчезает, тогда как подстилающие его (образованные позже) слои на некотором участке склона продолжают еще существовать. По мере сползания их постигает та же участь, но в это время под ними появляются новые более молодые слои и т.д. Таким образом, в делювии можно выделить два горизонта: верхний, более древний, неслоистый, сложенный перемешанными обломками пород, выходящих наиболее высоко по склону и перемещенных на значительное расстояние, и нижний, состоящий из однородных, не смешавшихся еще слоев, сложенных продуктами выветривания пород, залегающими вблизи от места своего образования.
Таким образом, обломки породы на месте ее выхода залегают в основании толщи делювия. При сползании их положение в разрезе постепенно меняется: в результате перемешивания они могут появиться на поверхности. Если склон сложен неоднородными породами, среди которых встречаются достаточно прочные, распадающиеся при выветривании на крупные глыбы, образуется слоистость иного порядка: измельченный материал проваливается между глыбами в нижнюю часть делювия. При этом происходит довольно совершенное его перемешивание. В этом мелкоземе встречаются лишь недавно отделившиеся от коренной породы крупные глыбы, не успевшие еще проникнуть на поверхность.
Крупные глыбы относительно быстро сползают со склонов. При их перемещении более мягкие породы размельчаются и быстро проникают в нижние слои делювия. Поэтому по составу делювиальных каменных россыпей можно лишь приблизительно судить о коренных породах, слагающих склон. Это следует иметь в виду при производстве геологосъемочных и поисковых работ. Месторождения многих полезных ископаемых легко разрушаются на поверхности, и отсутствие их обломков в делювиальной каменной россыпи отнюдь не говорит об отсутствии их в коренном залегании.
Скорость и характер движения делювия меняются в широких пределах, начиная от катастрофически быстрых перемещений при обвалах и некоторых оползнях до чрезвычайно медленного и в то же время наиболее универсального скольжения в процессе так называемого покровного сползания, о характере которого можно судить лишь по результатам его проявления за длительный период. При покровном сползании делювий перемещается по всей поверхности склона, но с разными скоростями. На каждом склоне есть едва заметные линейно вытянутые ложбинки, по которым делювий движется несколько быстрее, чем между ними. Такие депрессии называют бессточными ложбинами стока или деллями. Особенно хорошо делли выражены в крупноглыбовых россыпях, где к ним приурочены каменные потоки, сползающие со склонов заметно быстрее всей массы делювия. Поверхность каменных потоков иногда бывает ровной, иногда покрыта продольными валами и бороздами. На участках, где движение каменных потоков замедляется, под давлением сползающих масс делювия образуются дугообразно изогнутые поперечные валы.
Делювий накапливается у основания возвышенности в виде коллювиального шлейфа ее подножий. Нижние части делювия при этом прекращают движение, отодвигая подножие склонов в сторону от возвышенности и выполаживая ее: коллювиальный шлейф сам становится частью склона, по которой продолжается сползание рыхлого материала, все время увеличивающее ширину и мощность коллювия. Таким образом, мощность коллювиального шлейфа непостоянна и в зависимости от продолжительности накопления рыхлого материала бывает различной (в древних долинах до 20-30 м). В коллювии обломочный материал обычно хорошо перемешан и признаки слоистости отсутствуют.
4. Условия залегания слоев по отношению к горизонтальной плоскости и друг к другу
Слоями или пластами называют те массы, ограниченные более или менее параллельными плоскостями, из которых обыкновенно состоит толща осадочных пород. Слоистость является признаком осадочных горных пород, отличающим их от пород изверженных, и происходит вследствие того, что при отложении осадков в каком-нибудь бассейне после заполнения всех неровностей дна идет отложение вещества горизонтальной массой, разделенной вследствие перерывов в отложении параллельными плоскостями на С., или пласты. Граница между двумя слоями соответствует перерыву в отложении или изменению подлежащего осаждению вещества. Граница между двумя последовательными слоями обыкновенно бывает отмечена то более или менее толстым, то еле заметным прослоем вещества иного характера. Там, где перерывы в отложении следовали часто друг за другом, слои обладают незначительной мощностью; напротив, там, где условия осаждения долго не менялись, может отложиться масса в несколько сот футов, представляющая один слой; вообще толщина, или мощность, слоя может варьировать от нескольких миллиметров до нескольких сот метров. Верхняя поверхность слоя называется его кровлей, нижняя его подошвой; когда говорят о слоях, лежащих выше или ниже данного, то говорят о висячем и о лежачем боке слоя. Пересечение слоя с поверхностью земли называют его выходом, или обнажением; если на поверхность слой выходит своим поперечным сечением, то говорят о голове слоя. Слои обыкновенно налегают друг на друга целой серией, называемой свитой , напластованием, наслоением и т.п. При этом очень тонкие слои, заключенные между другими, называются прослоями или пропластами. Если мощность слоя неравномерна в разных частях, в средней части значительнее, а по сторонам постепенно сходит на нет, то такой слой получает название чечевицеобразного, а те места, где толщина постепенно сходит на нет, обозначают выклиниванием. Иногда в серии слоев наблюдается мелкая неправильная слоистость, не совпадающая с направлением главной слоистости; ее называют ложной, сложной или диагональной слоистостью. Если в серии слоев какого-нибудь состава заключены слой или серия слоев иного состава и притом состоящая из полезного ископаемого, то эту последнюю обозначают названием флёца или залежи. Слоистость бывает особенно резко выражена в том случае, если различные слои отличаются друг от друга по крупности зерна, по цвету, по составу или разделены резкими прослоями. На поверхности слоя часто находят отпечатки животных или растительных организмов, отпечатки конечностей животных, ходивших по нему, когда он состоял еще из мягкого пластического вещества, различные признаки размывания, вываривания и т.п., следы дождевых капель, трещины сокращения от высыхания, следы волн, т.е. те валики и борозды, которые получаются как следствие ряби в песках прибрежья рек или водных бассейнов, и т.д. За немногими исключениями (слабонаклонные берега, коралловые рифы и некоторые друг) первоначальное нормальное положение слоя горизонтальное, так как осадочные породы обыкновенно отлагаются горизонтально. Поэтому всякие уклонения от горизонтальности, за исключением немногих только что указанных случаев, являются результатом позднейших дислокационных явлений и свидетельствуют о том, что слои после их отложения претерпели более или менее значительные пертурбации. Дислокационные явления выражаются наклоном, изгибами, складками, сдвигами, сбросами, размыванием, абразией и т. д. Наклонными являются, если они приподняты и наклонены к горизонту под некоторым углом. Если слои стоят вертикально или почти вертикально, то говорят, что поставлены на голову; наконец, слои могут быть и опрокинуты, т.е. верхние более молодые могут оказаться лежащими под более старыми нижними. Наклон слоя в ту или другую сторону относительно горизонта называется его падением. Линия наибольшего наклона есть линия падения, а перпендикулярная к ней линия – линия простирания, угол, образованный линией падения с горизонтальной плоскостью, называется углом падения; все эти элементы определяются при помощи горного компаса, буссоли и т. п. инструментов. Кроме того, слои могут быть разбиты трещинами, изогнуты, могут быть подвержены сдвигам, сбросам, складчатости, могут обладать сланцеватостью и т. д. Когда одна серия слоев налегает на другую, то могут наблюдаться следующие случаи их взаимных отношений. В случае параллельности слоев одной серии со слоями другой независимо от того, являются ли и те, и другие горизонтальными, или наклонными, или изогнутыми, говорят, что одна серия пластуется с другою согласно, что имеется согласное напластование. Если же пласты разного возраста непараллельны между собою, то напластование называется несогласным, причем пласты одного возраста могут быть изогнуты, а другого нет, одни могут быть разбиты сдвигами, а другие нет, одни могут быть горизонтальны или слабонаклонны, а другие изогнуты или поставлены на голову и т.п. Из разных случаев несогласного напластования можно упомянуть следующие: облекaние, когда более молодые слои покрывают какой-нибудь выступ более древних слоев, падая во все стороны и образуя как бы купол на более древнем ядре; залегание бассейном – если более новые слои выполняют впадину, или мульду, в более древней серии; налегание покровом – когда более молодые горизонтальные слои на большом протяжении покрывают головки более древних слоев. При этом если более молодые залегают на ряде слоев различного возраста, проникая из области распространения одной свиты в область другой, то напластование называют трансгрессивным, или переметным. Всякое несогласие напластования свидетельствует о том, что был перерыв между отложением различных серий пластов. Этот перерыв может протекать под уровнем моря или совпасть с временным выходом слоя из-под уровня моря; в первом случае слои, несогласно покрытые более молодыми слоями, не обнаруживают никаких признаков денудации, т.е. размывания или выветривания материковыми агентами; во втором эти признаки выражены более или менее резко. Интересным представляется тот случай, когда морская трансгрессия, медленно надвигающаяся на слои, которые временно были выведены из-под уровня моря, снова погружаются под него; море при этом сглаживает все неровности на старых слоях и образует ровную абразионную поверхность, на которой и отлагаются более новые слои, несогласно пластуясь с абрадированными слоями.
Слои часто бывают разбиты трещинами различного происхождения и характера. Если по этим трещинам происходит смещение одних частей слоя или свиты относительно других, то образуются сдвиги, сбросы, перебросы и т.п. дислокационные формы. Сдвигом называется тот случай, когда перемещение произошло в горизонтальном направлении; если смещение вертикальное или наклонное, то его обозначают названием сброса; при нормальном сбросе опускается та часть сброшенного слоя, которая в висячем боку сбрасывающей трещины и которая, следовательно, ниже оставшейся на месте части сброшенного слоя, находящейся в лежачем боку трещины. Взбросом, или перебросом, или анормальным сбросом называют обратный случай, при котором сброшенная часть, находящаяся в висячем боку, надвигается вверх. Эти случаи наблюдаются при косых сбросах; но сбросы могут быть также и вертикальными, когда линия сброса имеет вертикальное направление. В зависимости от положения сброса и сбрасывающей трещины относительно падения и простирания сброшенных слоев различают много разных специальных случаев. Сброс может быть открытым или закрытым в зависимости от того, плотно ли прилегают друг к другу без всяких промежутков оба крыла сброса, т. е. обе перемещенные части сброшенных слоев или нет; в последнем случае трещина сброса может остаться зияющей или может быть заполнена брекчией трения или веществом иного происхождения. При описании сброса следует различать следующие его элементы: вертикальную, наклонную, или истинную, и стратиграфическую высоту сброса, а также ширину сброса, т.е. величину горизонтального перемещения, причем отличают горизонтальную ширину сброса и ширину сброса в плоскости пластов. Сдвиги и сбросы часто очень усложняют залегание слоев полезных ископаемых, например, угля; существуют правила для нахождения сброшенных частей слоя при подземных работах. При косом сбросе и большой величине смещения сброшенная часть может так надвинуться на оставшуюся, на месте часть, что получаются как бы два слоя данного вещества, лежащие друг над другом. При прохождении такой серии и сброшенных пластов вертикальной шахтой или буровой скважиною легко принять сброшенные части одного и того же слоя за самостоятельные слои. Такие случаи действительно имели место по отношению к сброшенным флецам каменного угля.
Для определения размеров сброса нужно знать падение пластов, наклон сброса, вертикальную высоту и горизонтальную ширину сброса. Необходимо также обращать внимание на то, является ли сброс по отношению к простиранию слоя параллельным, косым или перпендикулярным (поперечным).
От настоящей слоистости, которая может наблюдаться только у осадочных пород, следует отличать кажущуюся слоистость, обусловленную плитняковою, пластовой или пластинчатой отдельностью или сланцеватостью, свойственным также и породам изверженным. Подобно складкам, и сбросы встречаются часто целыми группами, обусловливая более или менее сложные перемещения слоев и образование сложных тектонических форм в горных странах. Происхождение сдвигов и сбросов, которые составляют так наз. разрывную, или дизъюнктивную, деформацию в отличие от пластической деформации, выражающейся в образовании складок, приписывается тем же причинам, что и образование складок.
