Файл: Образовательная автономная некоммерческая организация высшего образования Московский открытый институт.pdf

104
Основная морена, образующаяся под толщей движущегося ледника, отличается монолитностью и плотностью отложенного материала.
Местами основная морена имеет чешуйчатое строение, обусловленное перемещением донной морены по внутренним сколам при чешуйчато- надвиговом типе движения льда. Местами чешуйчато-надвиговые блоки сложены не только валунными суглинками, но и затянутыми в морену подледными коренными породами, изогнутыми в складки и нарушенными разрывами.
Иногда при движении ледника и образовании основных морен происходит выдавливание ледниками подстилающих глинистых, супесчаных и других пород, образующих купола, деформированные в складки, называемые диапировыми (греч. «диапиро» – протыкаю). Все указанные деформации называются гляциодислокациями (лат. «гляциес»
– лед и франц. «дислокацией» – перемещение) (рис. 43). К этому же типу относятся и отторженцы глыб и валунов горных пород, перенесенных льдом на различные расстояния от их коренного залегания. Примером тому являются глыбы и валуны гранитов, гнейсов и других пород, которые разносились на значительные пространства Восточно-
Европейской платформы из Скандинавии – центра четвертичных оледенений. Такие глыбы и валуны, перенесенные льдом на большие расстояния, называются эрратическими
(лат.
«эрра-тикус»
– блуждающий). Местами в четвертичных основных моренах наблюдаются крупные отторженцы – громадные блоки коренных пород.
Рис. 43. Характер гляциодиапиров, образованных неогеновыми глинами
в береговых обрывах Балтийского моря
Учитывая различия в формировании основных морен, Ю. А.
Лаврушин предложил классификацию их динамических фаций, среди которых:
1) группа фаций монолитных морен обстановок пластического течения льда;
2) группа фаций чешуйчатых морен обстановок движения льда по внутренним сколам;
3) фация крупных отторженцев (гляциошарьяжей, или гляциопокровов).

105
С основными моренами четвертичных оледенений связаны различные формы рельефа. Широко развит холмисто-западинный и холмисто-увалистый моренный рельеф, где холмы различных очертаний и размеров разделяются западинными формами, местами сильно заболоченными или занятыми озерами. Встречаются и довольно обширные слабо волнистые моренные равнины. К особому виду относятся так называемые друмлинные поля (ирл. «друмлин» – холм), которые известны в Ленинградской области, Эстонии, Латвии, местами в
Литве. Друмлины представляют собой продолговатые овальные холмы, длинная ось которых совпадает с направлением движения ледника. Их длина от сотен метров до 1 – 2 км, ширина 100 – 200 м (иногда до 500 м), высота 15 – 30 м (иногда до 50 м). Указанные соотношения изменяются от места к месту. Иногда это сильно вытянутые формы, в других случаях
– округлые. Часть друмлин слагается целиком моренами, в других наблюдается ядро из коренных скальных пород. Они представляют собой подледниковые образования в условиях значительного динамического воздействия движущегося льда.
Абляционная морена чаще образуется ближе к периферической части ледника в стадии его деградации. При таянии ледника имеющийся внутри него и на поверхности обломочный материал осаждается, накладываясь на основную морену (см. рис. 42). Обычно это рыхлые осадки, в которых наблюдается увеличение песчаного и грубообломочного материала, что связано с влиянием движущихся ледниковых вод, перемывающих, захватывающих и уносящих то или иное количество более мелких частиц.
Конечные (краевые) морены. При длительном стационарном положении края ледника наблюдается динамическое равновесие между поступающим льдом и его таянием. В этих условиях у края ледяного покрова будет накапливаться приносимый ледниками обломочный материал, формируя конечную, или краевую, морену. В образовании конечных морен Ю. А. Лаврушин выделяет участки таких процессов, как:
1) Сваливание в краевой части ледника обломочного материала, поднимающегося по внутренним сколам; в результате этого и усиления абляции образуется насыпная морена (см. рис. 42).
2) Напор края льда на уже образовавшиеся отложения и породы подледного ложа (бульдозерный эффект). Образуются напорные морены, которым свойственны различного вида гляциодислокации.
3) Латеральное (лат. «латералис» – бок, сторона) – боковое выжимание или выдавливание насыщенного водой обломочного материала.

106 4) Абляция. Сложное проявление различных процессов в краевой части ледника вызывает значительные неоднородности в строении и составе конечных морен. Особенно большой сложностью отличаются напорные морены, состоящие из чередующихся нарушенных ледниковых морен, водно-ледниковых отложений и коренных пород ледникового ложа.
Конечные морены в рельефе представляют слабо изогнутые валообразные или грядообразные возвышенности, которые очертаниями в плане повторяют форму края ледникового потока, ледниковой лопасти или отдельных ледников. В европейской части России и в Западной
Европе хорошо выражены валообразные гряды конечных морен большой протяженности. Они достигают в длину десятков, а местами и сотен километров. Большой протяженностью отличаются гряды конечных морен – Клинско-Дмитровская, Рижская и др.

107
Как интрузивные, так и вулканические горные породы содержат крупные залежи полезных ископаемых и, кроме того, они являются надежными индикаторами тектонических и палеогеографических условий геологического прошлого, что позволяет нам их реконструировать.
Понятие о магме. Магма – это расплавленное вещество земной коры. Она образуется при определенных значениях давления и температуры и с химической точки зрения представляет собой флюидно- силикатный расплав, т. е. содержит в своем составе соединения с кремнеземом (Si) и кислородом (О) и летучие вещества, присутствующие в виде газа (пузырьков), либо растворенные в расплаве. При затвердевании магматического расплава он теряет летучие компоненты, поэтому горные породы гораздо беднее последними, нежели магма.
Силикатные магматические расплавы состоят из кремнекислородных тетраэдров, которые полимеризованы в разной степени. Если последняя низка, то тетраэдры, как правило, изолированы; если высока, то они сливаются в цепочки, кольца и т. д.
Любой магматический расплав
– это по существу трехкомпонентная система, состоящая из жидкости, газа и твердых кристаллов, которые стремятся к равновесному состоянию. В зависимости от изменения температуры, давления, состава газов и т. д. меняются расплав и образовавшиеся в нем ранее кристаллы минералов – одни растворяются, другие возникают вновь, и весь объем магмы непрерывно эволюционирует. Следует различать первичные и вторичные магмы. Первые возникают на разных глубинах земной коры и верхней мантии и, как правило, имеют однородный состав. Однако, продвигаясь в верхние этажи земной коры, где термодинамические условия иные, первичные магмы изменяют свой состав, превращаясь во вторичные и образуя разные магматические серии. Подобный процесс называется магматической дифференциацией, на которую оказывают влияние образование кристаллов минералов и взаимодействие с вмещающими породами и потоками глубинных флюидов.
Процесс кристаллизационной дифференциации хорошо изучен, причем не только теоретически, но и экспериментально. Кристаллы, образующиеся в магме, всегда отличаются от нее по составу, а также по плотности, что вызывает осаждение кристаллов. При этом состав оставшегося расплава будет изменяться. В основных силикатных базальтовых магмах сформировавшиеся раньше всего кристаллы оливина и пироксена, как обладающие большей плотностью, могут скапливаться в нижних горизонтах магматической камеры, расплав в которой из однородного базальтового становится расслоенным. Нижняя часть приобретает ультраосновной состав, более высокая – базальтовый, а самые верхние части, обогащаясь кремнеземом и щелочными металлами, приобретают еще более кислый состав, вплоть до гранитного. Так образуются расслоенные интрузивные тела. Кристаллизационная и

108 гравитационная дифференциация является одним из важнейших процессов эволюции магматических расплавов.
Не меньшую роль играет и взаимодействие магмы с флюидами. Как уже говорилось, магма – это флюидно-силикатный расплав, состоящий из нелетучих главных петрогенных окислов: SiO
2
, TiO
2
, А1 2
O
3
, Fе
2
O
3
, FeO,
CaO, MgO, Na
2
O, K
2
O, по объему составляющих 90 – 97 %. Летучие компоненты в магме представлены СO
2
, H
2
, H
2
O, F
2
, В и др. Оксид углерода, водород, вода легко (раньше всего) отделяются от расплава, способствуя образованию «сухих» магм. Фтор и другие летучие компоненты накапливаются в расплаве, так как они трудноотделимы от него.
«Сухие» расплавы, например, известные всем доменные алюмосиликатные шлаки, кристаллизуются при высокой температуре – около 1500 – 1600 ºС. В то же время природные базальтовые расплавы имеют температуру кристаллизации 1200 – 1300 o
С, а более кислые и еще ниже.
Самый главный фактор, вызывающий понижение температуры кристаллизации, – это флюидное давление. Чем оно выше, тем температура кристаллизации ниже. Особенно велико влияние воды на структурные и химические свойства силикатных расплавов. Увеличение давления Н
2
O и ее растворение понижает вязкость расплавов и превращает алюмосиликатные расплавы в силикатные. Важное значение имеет продукт восстановления воды – водород H
2
и так называемое водно-водородное отношение Н
2
O/Н
2
, в зависимости от которого варьирует соотношение Fе
2
Оз и FeO, показывающее степень окисления – восстановления расплава. Повышенное содержание летучих (флюидов) компонентов способствует сохранению расплавов в жидком состоянии до сравнительно низких температур, если сопоставлять их с таковыми
«сухих» расплавов.
Таким образом, флюидные компоненты, обладающие высокой растворимостью в расплавах, т. е. трудно отделяемые от него, резко понижают температуру кристаллизации расплава, а компоненты труднорастворимые, наоборот, повышают температуру кристаллизации.
Если в магме содержится много летучих компонентов, которые могут легко от нее отделиться, то она приобретает способность взрываться, что проявляется в мощных эксплозивных извержениях вулканов. Отделение летучих компонентов от магмы происходит обычно в верхних горизонтах земной коры, где давление ниже. Обогащение одних участков расплава по сравнению с другими флюидными компонентами приводит к тому, что первые дольше сохраняют жидкое состояние, способствуя появлению полосчатых текстур и приводя к образованию несмешивающихся расплавов, т. е. к ликвации. Важно подчеркнуть, что потоки глубинных флюидов, проходя через расплав и взаимодействуя с ними, изменяют его состав за счет привноса одних и выноса других компонентов. Таким образом, флюидный режим, различная растворимость (магмофильность)

109 флюидных компонентов в расплаве, повышение или понижение их давления оказывают решающее влияние на дифференциацию магматических расплавов, их вязкость и температуру кристаллизации.
Важным фактором эволюции и дифференциации магматических расплавов является их взаимодействие с вмещающими породами. На больших глубинах перемещение магмы может происходить только при явлении магматического замещения, когда глубинные трансмагматические флюиды реагируют с вмещающими породами, растворяя их, при этом осуществляется привнос – вынос различных элементов.
Как правило, магма представляет собой наиболее легкоплавкий состав – эвтектику, поэтому и вынос из магматического расплава при взаимодействии с вмещающими породами происходит за счет избыточных компонентов именно по отношению к эвтектике. В то же время магма усваивает такие компоненты окружающих пород, которые как раз и способствуют достижению ее эвтектического состава, т. е. самого легкоплавкого. Кислые и средние магмы, содержащие больше кремнезема по сравнению с основными и обладающие более сильными кислотными свойствами, энергично воздействуют на вмещающие породы. Именно поэтому у гранитных интрузивов такие обширные зоны изменения в окружающих толщах. При взаимодействии магмы с последними часто происходит их усвоение, ассимиляция, что приводит к возникновению новых пород, называемых гибридными.
Таким образом, магма – это флюидно-силикатный расплав, эволюционирующий сложным путем, зависящим от такого количества факторов, полный учет которых в настоящее время невозможен. Следует еще раз подчеркнуть важную роль флюидов в жизни магматических расплавов, концентрация, состав и магмофильность которых определяют пути их эволюции и дифференциации. Летучие компоненты препятствуют полимеризации, т. е. застыванию расплавов, понижая температуру ее кристаллизации. Наличие легко отделяемых летучих компонентов приводит к вулканическим процессам, трудно отделяемых
– к интрузивным.
Рис. 44. Схема строения гранитного штока:
1) шток; 2) внешние породы (рама интрузива); 3) зона экзоконтакта; 4)
зона эндоконтакта; 5) «провесы» кровли

110
Интрузивный магматизм. Первичные магмы, образуясь на различных глубинах, имеют тенденцию формироваться в большие массы, которые продвигаются в верхние горизонты земной коры, где литостатическое давление меньше. При определенных геологических и, в первую очередь, тектонических условиях магма не достигает поверхности Земли и застывает (кристаллизуется) на различной глубине, образуя тела неодинаковой формы и размера – интрузивы. Любое интрузивное тело, будучи окруженным вмещающими породами или рамой, взаимодействуя с ними, обладает двумя контактовыми зонами.
Влияние высокотемпературной, богатой флюидами магмы на окружающие интрузивное тело породы приводит к их изменениям, выражающимся по-разному – от слабого уплотнения и дегидратации до полной перекристаллизации и замещения первичных пород. Такая зона шириной от первых сантиметров до десятков километров называется зоной экзоконтакта, т. е. внешним контактом (рис. 44). С другой стороны, сама внедряющаяся магма, особенно краевые части магматического тела, взаимодействуют с вмещающими породами, быстрее охлаждаясь, частично ассимилируя породы рамы, в результате чего изменяются состав магмы, ее структура и текстура. Такая зона измененных магматических пород в краевой части интрузива называется зоной эндоконтакта, т. е. внутренней зоной.
В зависимости от глубины формирования интрузивные массивы подразделяются на приповерхностные, или субвулканические (последнее слово означает, что магма почти подошла к поверхности, но все-таки не вышла на нее, т. е. образовался «почти вулкан» или субвулкан) – до первых сотен метров; среднеглубинные, или гипабиссальные, – до 1 – 1,5 км и глубинные, или абиссальные, – глубже 1 – 1,5 км. Подобное разделение не очень строгое, но в целом достаточно отчетливое.
Глубинные породы, застывавшие медленно, обладают полнокристаллической структурой, а приповерхностные, в которых падение температуры было быстрым, – порфировой, очень похожей на структуру вулканических пород.
По отношению к вмещающим породам интрузивы подразделяются на согласные и несогласные. Несогласные интрузивные тела пересекают, прорывают пласты вмещающих пород. К наиболее распространенным несогласным телам относятся дайки, длина которых во много раз больше ширины, а плоскости эндоконтактов практически параллельны (рис. 45).
Дайки обладают длиной от десятков метров до сотен километров и шириной от первых десятков сантиметров до 5 – 10 км и внедряются по ослабленным зонам коры – трещинам и разломам. Важную роль играет также процесс гидравлического разрыва, связанный с давлением поднимающегося магматического расплава, так как явление тектонического растяжения, сопровождающегося образованием зияющих трещин отрыва, может иметь место лишь на глубинах до 1,5 – 3 км.
Глубже, где как раз и зарождаются широко распространенные