УДК 551.1/4. + 550.8.01

Макаров В.П.

ВОПРОСЫ ТЕОРЕТИЧЕСКОЙ ГЕОЛОГИИ.

13. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПРОСТРАНСТВО

Российский государственный геологоразведочный университет

 

Сформулированы представления о геологическом пространстве как формы обобщения геохимического пространства. Геологическое пространство- часть земного макропространства, заполненного специфической формой нахождения вещества – горной породой. Проведено описание многих свойств геологического пространства.

Representations about geological space as forms of generalization of geochemical space are formulated. Geological space - a part of the terrestrial macrospace filled with the specific form of a finding of substance – rock. The description of many properties of geological space is spent.

Ключевые слова: пространство, геологическое пространство, геохимическое пространство, текстура, структура, преобразования геологического пространства, химический элемент.

Раздел I. ИСТОРИЧЕСКАЯ СПРАВКА

Понятие о геологическом пространстве, вообще говоря, не ново. Еще В. И. Вернадский писал о физико-химическом пространстве планеты. Представления В. И. Вернадского были развиты Ю. П. Трусовым, который физико-химическое пространство В. И. Вернадского именует геохимическим пространством, «точками» которого являются земные атомы. «Геохимическое пространство,— пишет он,— есть не что иное как пространство планеты и прежде всего ее коры, рассматриваемое на уровне атомов». Можно рассматривать пространство планеты на уровне более мелких единиц — элементарных частиц. «Можно, наоборот, связывать элементы пространства планеты с геологическими образованиями много более крупными, чем атомы: минералами, горными породами, геосферами и т. д.». Наряду с геохимическим пространством, Ю. П. Трусов [3] различает и геологическое пространство, «взятое на том или ином более крупном уровне». Понятие «геологическое пространство» в предлагаемом варианте принимается как более широкое, включающее все земные «пространства» [1, 2] .

Существенную роль в рассмотрении проблемы сыграли развиваемые с 1947 г. академиком Б.М. Кедровым  и многими геологами тех лет представления о геологической форме движения материи.

В 60-70 годы XX века представления о геологическом пространстве были рассмотрены геологами новосибирского Института геологии и геофизики СО АН СССР под руководством акад. Ю.А. Косыгина  применительно к проблемам тектонических исследований. Ими были сформулированы определения «геологического пространства», их разновидностях, представления о структурах и пр.[1, 2]

Определение геологического пространства из работы [1, 2]  является настолько общим, что под него попадают объекты, часто далёкие от геологии. Поэтому оно не работоспособно. Вследствие этого функционируют и другие представления об этом пространстве. Например, «геологическое пространство это - пространство свойств» (ещё более неопределённая трактовка) [11]. В дальнейшем более детально проблему «геологического пространства» никто не рассматривал. В целом, она потеряла свою актуальность, в работах геологов практически никто эти представления не использовал. Все идеи о геологическом пространстве свелись только к анализу понятия «структуры», а проблема «математизации» свелась к использованию математики в задачах подсчёта запасов, что не является сугубо геологической проблемой. В целом они выбрали путь от общего к частному вместо более дееспособного - от частного к общему.

Далее для анализа проблемы  сформулировано представление об единичном элементе, обобщением которого получены понятия более высокого уровня. Исходя из идей В.И. Вернадского, в основу геологического пространства положено представление о геохимическом пространстве.

Раздел II. ГЕОХИМИЧЕСКОЕ ПРОСТРАНСТВО

Основные определения

Описание его приведено в работе[6] . Отметим:

Во-первых, предмет изучения - химический элемент E (element)[5]

или «вид атомов, характеризующийся определенной совокупностью свойств; свойства эти у всех атомов одного и того же элемента одинаковы и отличаются от свойств атомов другого элемента» ([6] , с. 19);

Во-вторых, область существования этих элементов — земное

макропространство (далее принято макропространство), определяемое

неравенством > {r}\," o:spid="_x0000_i1025">, где — бесконечно малый отрезок в макропространстве, соответствующий размерам (геохимической) пробы; — наибольшее расстояние между ближайшими частицами в кристаллической решетке минерала;

В-третьих, вывод всех положений опирается на понятие «метрическое пространство», в котором каждой паре элементов поставлено в соответствие неотрицательное число, называемое расстоянием между ними и удовлетворяющее определенные аксиомы [7] .  Обобщением приведенных выше положений является понятие «геохимическое поле».

Определение: В соответствии с общей теорией поля [9] совокупность содержаний m элемента E образует в макропространстве геохимическое поле GCF ( geochemical  field), если каждой точке этого пространства поставлено в соответствие содержание указанного элемента. Определение отражает фундаментальное свойство поля — единство, одновременное существование элемента, его содержания и точки нахождения. Пересечению  множеств L₁ и L₂ одновременно принадлежат два разных свойства, одно из которых объединяет элементы множества L₁, а другое L₂ [9] . Это свойство позволяет изобразить точку в геохимическом поле как . Здесь Z – обобщённая координата.

Обобщение «геохимического поля» — «геохимическое пространство»

[4], опирающееся на определение линейного пространства, элементы которого удовлетворяют аксиомам [7] . Основой, базисом этого пространства является система независимых векторов а, b, ..., q, линейная комбинация которых X = αа +... + χq равна нулю при условии a = ...= q = 0. Если векторы X, а, ... q - химические элементы таблицы Д. И. Менделеева, то согласно определению элемента (см. выше), эти векторы удовлетворяют условию независимости.

Определение: множество элементов в макропространстве образует геохимическое пространство GCS (geochemical space), если каждой точке первого поставлены в соответствие одновременно содержания этих элементов. Точка в этом пространстве описывается равенством ). К фундаментальным свойствам относятся приведенные выше свойства GCS, а также конечность и замкнутость. В общем случае перемещение вещества в пространстве GCS осуществляется в форме потока геохимического вектора ,   где (GV –geochemical vector).

Формы нахождения элементов в геохимическом пространстве

В геохимическом пространстве исходным элементом является химический элемент. Формы его нахождения в природных условиях весьма разнообразны. К ним относятся: элементы в твёрдой фазе; элементы в жидкой фазе; элементы в газообразной фазе.

Элемент в твёрдой форме это - различные минералы. Эти формы подробно изучаются в минералогии, например,[10] . Сюда же относятся и разнообразные биоорганические образования, сформированные как продукты жизнедеятельности организмов (угли и пр.). Это главные формы представления элементов в разнообразных горных породах.

В жидкой форме элементы находятся в виде растворов, в которых они представлены нейтральными атомами или молекулами, ионными формами: в виде простых ионов, кислотных остатков или комплексных и органических соединений. Это - главные формы поверхностных и подземных вод, нефтей, высокотемпературных флюидов и магматических расплавов. Промежуточная форма между жидкой и твёрдой фазами - коллоидные соединения.

Элементы в газообразной форме составляют существенную часть атмосферы Земли, а также подземной атмосферы, газовых потоков. В атмосфере Земли они присутствуют чаще всего в свободной форме в виде простых молекул (N₂, O₂ и др.), в виде соединений (СО₂, CH₄ и пр.). Менее часто они присутствуют в виде ионизированных соединений и даже мелких частиц (взвеси). Источником газов являются органические соединения, живые организмы, продукты преобразований веществ, вулканические процессы и пр. Во многих случаях установлены процессы перехода элементов их атмосферы в жидкую фазу, твёрдую фазу и вновь в газообразную фазу. Этот переход носит название круговорот вещества в природе и установлен для  СО₂, N₂, P, S и других соединений.  

Преобразования геохимического пространства [4]

Рассмотрим геохимическое пространство с точки зрения происходящих в нем изменений под действием некоторого геохимического процесса φ (метасоматического, гидротермального и пр.).

Теорема 1: воздействие геохимического процесса на геохимическое поле сохраняет геохимическое поле. В геохимическом поле воздействие геохимического процесса запишем в виде равенства

 

При этом возможны следующие варианты:

1) Eφ = E, поскольку не происходит превращений элементов;

2) Zφ = Z, так как рассматриваем фиксированную точку поля;

3) mφ = m*, при этом

3а) m = m* — отсутствие изменений содержаний элемента;

3б) m > m* — вынос элемента E;

3в) m < m* — привнес элемента E.

В общем случае имеем:

.

Теорема 2: воздействие геохимического процесса на геохимическое пространство сохраняет геохимическое пространство. Действительно, в геохимическом пространстве GCS это преобразование дает

 

Преобразованное пространство называется аномальным по отношению к исходному пространству и возникает только при наличии процесса φ.

Расширение условий преобразования приводит к более общим представлениям:

,

т.е. происходит перемещение элемента из точки Z в точку Z*. В общем виде это преобразование называется миграцией элемента.

Наиболее общим механизмом миграции является поток J вещества. Этот поток может быть представлен гидротермальным потоком, потоком флюидов, движением расплавленной магмы, речным потоком, делювиальными и другими формами геоморфологических потоков (селями, лавинами и т.д.), движением ледников и пр.

.

Это означает, что в процессе преобразования вместо элемента E появился элемент E*. Такое преобразование называется геохимическим замещением. Главные механизмы замещений:

-химические реакции,

-превращение элементов в результате радиоактивного распада и ядерных реакций:

-внедрение или излияние магмы;

-тектонические подвижки;

-осаждение из газовых и водных потоков;

-техногенные преобразования.

И миграция. И геохимические замещения являются важнейшая форма преобразования геохимического пространства.  Оба процесса приводят к перераспределению вещества в макропространстве. Все эти процессы детально изучены в геотектонике, химии, термодинамике, петрологии,  литологии и пр.

Причиной появления этих преобразований в макропространстве является взаимодействие главных факторов: внешних и внутренних.  К внешним факторам относятся процессы и силы, действующие в пространстве, которое обычно называется вмещающей средой. В этом случае опять необходимо

выделить две составляющие:

-Изменение гравитационного потенциала. Под действием гравитации происходит сжатие материала Земли, ведущее к росту давления и разогреву вещества. В результате выделяются две компоненты внешних факторов, определяющие миграцию элементов – температура Т и давление Р. Одно время эти факторы называли эндогенными факторами.

-Взаимодействие вещества на поверхности Земли под влиянием переменных температур, вызванных неравномерным прогреванием вещества энергией Солнца, и воды. Эти факторы называли экзогенными, а сам процесс – выветриванием (физическим, химическим, биохимическим). При механическом выветривании и разрушении вещества в макропространстве в действие опять вступает изменение гравитационного потенциала, ведущего к гравитационному перемещению вещества (из области высокого потенциала в область низкого потенциала)[12, 13].

К внутренним факторам относятся свойства элементов: строение электронных оболочек, заряды и размеры атомов, ионов и их комплексов и пр. В связи с различием этих внутренних свойств элементов и взаимодействием их с внешними факторами происходят процессы перераспределения и миграции элементов в геохимическом пространстве. Мерилом этих преобразований является изменение внутренней энергии элементов под влиянием изменения энергии внешнего поля.

На практике свойства геохимического пространства изучаются в двух направлениях: а) распределение элементов в макропространстве, свойства и соотношения этих элементов - занимается общая геохимия;  б)  изучение свойства аномального геохимического пространства, поскольку это пространство связано с месторождениями полезных ископаемых [16, 17] .

Эти исследования назывались ореольно- геохимическими и предназначались для поисков месторождений.

Раздел III. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПРОСТРАНСТВО

Определение геологического пространства

При взаимодействии элементов друг с другом и внешней средой и наличии множества частиц (атомов, ионов и др.) элементы располагаются закономерно друг относительно друга, часто с образованием специфической формы выражения вещества – минерала. В этом организованном множестве элементов появляется новое качество, новое свойство вещества – структура. Благодаря строгой самоорганизации вещества в минерале, последний приобретает специфическую форму – кристаллическую форму, существенным свойством которого является наличие симметрии.

Однако сам минерал уже не является представителем геохимического пространства, но ещё не отражает  геологическое пространство. Для этого необходимо сообщество минералов и их специфическая организация в макропространстве в виде геологических тел. Более общим формой, чем минерал, является  зерно, а простейшим объектом изучения – образец (проба) [14, 15] . Зерно (далее Zr или З)- любой формы и размеров твердое  моно- или многофазное образование, имеющее естественную фазовую границу, отделяющую его от других подобных, может быть и сходных по внутренним свойствам, образований. Образец - твердое, созданное естественным путем, многофазное образование, сложенное зёрнами Zr различного (?) состава. Тогда горная порода (или просто порода) – это твердое, созданное естественным путем, многофазное образование, сложенное зёрнами Zr различного состава, т.е. ΔV∩В = (ΔV_i ∩ Zr_i) U (ΔV_i ∩ Zr_i) или ΔV∩В = U(ΔV_i ∩Zr_i) (U- объединение). Поскольку , где Δ x = Δ X, Δ y= Δ Y, Δ z= Δ Z – линейные параметры зерна, то ΔV∩В = U(Δx•Δy•Δz)_i ∩Zr_i]. Другими словами, В = П= UZ_i , где Z_i – вещество, заполняющее зерно; В – вещество; П – порода.

Определение:  Геологическое пространство - часть земного макропространства, заполненная специфической формой нахождения вещества - горной породой. Свойства геологического пространства изучаются методом проведения геологического наблюдения. В геологическом пространстве выполняются все геологические законы.

Свойства горной породы

Образец сложен идеальной породой, если выполняются условия:

1.ΔV_i = ΔV_j = ΔV;  2. Δx_i = Δx_j = Δx;  3. Δy_i = Δy_j = Δy;  4. Δz_i = Δz_j = Δz;

1. Δx = Δy = Δz.  6. Zr_i(x_i, y_i, z_i) = M_i (x_i, y_i, z_i) = M_j (x_j, y_j, z_j) = M(x_i, y_i, z_i);

7.Zr_i(x_i, y_i, z_i) = Ø_i(x_i, y_i, z_i) = 0  ( - пустота, дырка, пора).

Образец идеальной породы - это образец из изометрических зерен одинакового состава и равного объема без образования между ними межзерновых пустот.

Следствие:  в идеальных породах отсутствуют реакционные взаимоотношения между составляющими ее минералами. Образцом частично идеальной породы назовем образец, в котором .

Классификация признаков горной породы

Нарушение указанных условий ведет к отклонению от идеальности и появлению аномальных свойств. Таким образом, любая реальная порода- это порода с аномальными свойствами. В этом случае признаки реальной породы и составляют классификационные признаки, объединяемые в группы:

Группа А. Объекты со свойствами, связанными с пространственным расположением зерен. К ним относятся:

Подгруппа А: пространственное расположение центров тяжести Zr_i;

Подгруппа Б: линейные и морфологические характеристики зёрен. Их соотношения.

Эти параметры позволяют установить особенности состояния породы:

I. Сложение  породы – вид  представления зерна в породе.

II. Cтроение C (сonstructoin) = C(w) горной породы (w- элементы, характеризующие строение породы).

Группа В. Состав зёрен, их соотношения и взаимоотношения. Состав зёрен Zr_i может быть следующим:  Zr_i = M_i, Zr_i = ∑M_ij, Zr_i = Ø_i.

Следствие: поскольку частная комбинация минералов может создать породу, то в изучаемой породе отдельные зёрна также могут быть представлены породой, т.е. Zr_i = П_i . Здесь можно выделить подгруппы:

Ва. Состав зёрен (минералы, породы, химизм); частный случай- особенности заполнения пор Ø.

Вб. Количественные соотношения между зёрнами разного состава;

Вв. Взаимоотношения между зёрнами: временные пассивные (например, порядок выделения зерен в магматитах или метаморфитах) и временные реакционные взаимоотношения.

Вещественная характеристика зёрен - определяющая при установлении природы образца: его названия и принадлежности к определенным классам пород. Признаки группы А являются дополнительными, или  уточняющими, но для осадочных пород (например, механогенных) они бывают определяющими.

Таким образом, зерно обладает двумя основными параметрами: вещественным составом  и пространственной характеристикой.

Вещественный состав пород геологического пространства

Вещественный состав определяется как химическими особенностями породы, так и особенностями составных частей. Например, состав гранитов определяется его химическим составом, а состав конгломератов определяется также размерными параметрами составляющих его галек. Все эти особенности определяются условиями образования пород. Среди этих пород выделяются главные типы:

Породы, образованные при высоких температурах и давлениях. Среди этих образований выделяются основные классы пород: а) магматические породы [18, 19] ; б) метаморфические  породы [20]; в) метасоматические породы [20] ; г) гидротермально изменённые породы.

Породы, образованные при низких термодинамических параметрах, вызванных поверхностными условиями [21, 22] .

-Хемогенно-осадочные породы (карбонаты, соли, песчаники  и пр.);

-Биогенные породы  (угли, карбонаты и пр.);

-Техногенные образования. Слагают свалки отходов жизнедеятельности общества.

Породы, промежуточные между названными типами. Это - так называемые вулканогено-осадочные породы [23] . Выделяются  классы:

-Лавы, т.е. излившиеся на поверхность природные расплавы горных пород;

-Пирокластические породы (туфы, игнимбриты, туфогенно-осадочные породы);

-Техногенные образования - свалки отходов (шлаков) доменного производства, печей и пр.  

Свойства пород, обусловленные их пространственными особенностями

Это наиболее одиозная часть свойств горных пород, обладающих весьма важными свойствами - структурой и текстурой. Основные недостатки этих определений в печати уже отмечались[1, 9, 14, 24] . Одиозность связана с тем, что в формировании этих понятий царит полный произвол. Пространственный характер этих свойств никогда и нигде не подчёркивался. Один из главных недостатков определений этих понятий - несоответствие этих определений в разных разделах геологии: петрографии изверженных и метаморфических пород, в литологии, в структурной геологии, минералогии. Общий же недостаток всех формулировок - они не являются определениями. В результате возникают понятия-призраки (понятия - пустышки), не имеющие никакого отношения к структурам и текстурам. К ним относятся  вторичные или первичные структуры и текстуры; кристаллические, химические, замещения (перекристаллизации, разъедания,  и т. д.), деформационные  структуры, остаточные  структуры и пр.

Если же опираться на пространственные свойства структур и текстур, а также правило, что понятие должно характеризовать один признак, то из этих определений необходимо изъять сведения о форме зёрен и рассматривать последние как самостоятельную характеристику зерна, не связанную со структурой породы.

Сложение горных пород

Тип состояния - Сложение породы -состояние породы, характеризуемое материалом, которым представлены зёрна. Выделяются следующие классы состояния пород:

--Класс кристаллических пород (кристаллиты);

--Класс стекловатых пород;

--Класс обломочных (механогенных) пород;

--Класс глинистых пород;

--Класс биолитов;

--Класс пород, не входящих в названные классы- миндалекаменные, оолитовые, желваковые, бобовые и пр.

Строение горных пород

Тип состояния - Строение породы - состояние породы, обусловленное изменением элементов строения. Это - одно их важнейших характеристик свойств горной породы.

Выделяются подтипы строения породы:

- Структуры.

- Текстуры;

Впервые в СССР (и в России) наиболее полная сводка структур и текстур отражена в работе [25] . В ней для структур осадочных пород приведены 350, магматических- 463 и метаморфических- 525 названий, всего же - 1338 термина. Из них 172 структурных термина не рекомендуются к употреблению, 270 терминов имеют синонимы. Из этого перечня только 170 описывают различные текстуры, из них 29 являются терминами двойного назначения, т.е. эти термины используются для характеристики как текстур, так и структур. 29 терминов текстур не рекомендованы для использования, а 53 термина имеют различные синонимы.

СТРУКТУРА ГОРНЫХ ПОРОД

Основные определения

Подтипы строения -Структура SR- это множество структурных элементов, характеризуемое линейными размерами зерен горной породы и их количественными соотношениями. Это ещё не определение SR [14, 24] . Такая формулировка, принятая в петрографии, отражает только содержание этого понятия.

Ранжирование зерен по их размерам не может быть исходной основой для их классификации. Если опираться на механику процесса, например, переноса, то важнейшим параметром является масса m компонента. Действительно, в потоке из двух частиц с массами m₁ и m₂ (в вакууме и в отсутствии потенциальных полей) обе частицы обладают кинетическими энергиями e₁ = m₁(v₁)²/2 и e₂ = m₂(v₂)²/2 (v - скорость перемещения частиц). Отсюда получаем отношение m₁/m₂ = (v₂/v₁)² = (x₂/x₁)², где x_i- расстояние, на которое перемещаются частицы за равные промежутки времени. Поэтому исходной операцией для проведения классификации частиц должно быть ранжирование зерен по их массе, отражаемое цепью (Р - последовательность)

m₁ ≥ m₂ ≥ … ≥ m_n-1 ≥ m_n                                              (Р1).

При геологических исследованиях применяется и другие виды ранжирования:

по объёму V зерна вида

V₁ ≥ V₂ ≥ … ≥ V_n-1 ≥ V_n                                                   (Р2);

по площади s плоских срезов (в обнажении, шлифе и пр.) вида

s₁ ≥ s₂ ≥ … ≥ s_n-1 ≥ s_n                                                         (Р3)

по линейным размерам l зерна (в обнажении, шлифе и пр.) вида

l₁ ≥ l₂ ≥ … ≥ l_n-1 ≥ l_n                                                             (P4).

В геологической  практике эти последовательности не строятся из-за громоздкости, а используют различные свёртки (S - свёртка) этих рядов. Использование свёрток ряда (Р4) возможно в двух направлениях:

1.Выделяется строго упорядоченная последовательность: выбрасываются элементы, равные друг другу, и оставляется один элемент, представляющий эти выброшенные элементы. В результате осуществляется свертка (1- го рода) (Р4) и остаток, называемый уплотнением S(Р4), будет иметь вид

l₁ > l₂ > … > l_i > l_i+1 > … > l_n-1 > l_n.                                   (SP4).

Полный вид свертки S(P4) для конкретных пород, и как он изменяется в них, не известны. Обычно говорят только о пределах изменения параметров l_i, называя максимальные (supP4) и минимальные (infP4) значения размеров зёрен. В общей же системе supP4 и infP4 не изучены. Характеристикой SP4 может быть величина отношения l_i/l_i+1. Практика (например, Батурин, 1947) показывает, что размеры как обломков, так и кристаллов в породах разного происхождения описываются геометрической прогрессией с основанием t. В поведении этого отношения возможны два варианта:

1).l_i/l_i+1 = t= const.

2).l_i/l_i+1 = f(i).

Ф. Дж. Петтиджоном (1981) была сделана попытка проведения обзора имеющихся гипотез о природе t, оказалавшейся не удачной, поскольку им отмечены не столько гипотезы (их не оказалось), сколько особенности реального распределения соответствующих величин размеров частиц. А.Н. Колмогоров (1941) при разработке логнормального закона статистического распределения случайных величин использовал материалы по дроблению пород, и положил, что при дроблении кусок раскалывается на несколько обломков, минимум на два, т.е. t = 2. Таким образом, реальное значение параметра t, а также механизм образования подобной зависимости не известен.

2. Использование числовых рядов. Они строятся также как цепи, но вместо (≥) ставиться знак суммы (+). Свертка (2-го рода) цепей (Р3) и (Р4) осуществляется сложением площадей равных элементов. Тогда (Р3) преобразуются в ряд

S₁ + S₂ + … + S_n+i+ S_n = S.                                                      R(S)

Здесь S – суммарные площадь всех сечений зерен на изученной поверхности. Объединение  рядов (Р3) и (Р4) позволяет представить их в виде     

S₁(l₁)+ S₂(l₂)+…+ S_i(l_i)+ …+ S_n-1(l_n-1)+ S_n (l_n)= S                (R(Sl)1)

Выражение S_i(l_i) означает, что измерена площадь S_i, занимаемая всеми сечениями тех зерен i, размер которых равен l_i. Свертка (SP4) есть основание R(Sl)1.

Выше сказанное позволяет проводить числовой анализ полученных соотношений. Во- первых, параметр l_i - это значения координатной оси, и таким образом можно строить некоторый график (Батурин, 1947; Страхов, 1993; Сурков, 1993, 2000; и др.).

Во- вторых, свертка R(Sl)1 ранжируется по убыванию S_i(l_i), в результате получается мажоритатный ряд

             [R(Sl)2],

в котором S_i(l_i) > S_i+1(l_i+1).

Определение: структурой некоторого сечения горной породы называется последовательность (свёртка) R(Sl)2.

Основанием структуры является свертка P4. Свертка R(Sl)1 иначе называется структурным спектром (Сурков, 2000, [28]). Параметр S_j(l_j) - элемент структуры, а параметр k – длина SR.

Ряд вида R(Sl)3- нормированная SR:

(S₁(l₁))/S+ (S₂(l₂))/S+ … +(S_k-1(l_k-1))/S+ (S_k(l_k))/S= 1(или 100%),        R(Sl)3

Классификация структур

Такое представление SR позволяет проводить качественное сравнение как обеих сверток, так и различных SR между собой

1.Класс равномернозернистых структур. Если k= 1, структура называется элементарной, она совпадает со своим элементом, т.е. S₁(l₁) = S: порода сложена зернами, размерные параметры которых равны друг другу. Эта SR- равномернозернистая структура. Следовательно, равномерно- зернистая SR – это элементарная SR. Множество равномернозернистых SR, характеризуемых рядами типа R(Sl_j)2 и R(Sl_i)3, образуют класс равномерно-зернистых SR, в котором каждая SR отличается параметром l.

2.Класс неравномернозернистых структур.

Подкласс собственно неравномернозернистых структур. При k ≥ 2 SR(l) образована зернами, размер которых изменяется в пределах свертки (SP4). Эта SR - неравномернозернистая, их множество- класс неравномернозернистых SR. В этом классе inf(k) = 2. Тогда мы имеем S= S₁(l₁) + S₂(l₂) и l₁ ≥ l₁.

Теорема 3: сложение равномернозернистых SR с разными значениями l дает неравномернозернистую  SR; в этом случае образцы пород сложены зернами различных размеров. Класс неравномернозернистых SR есть обобщение класса равномернозернистых SR.

Подкласс порфировых структур (или SR включения) класса неравномерно-зернистых структур с рядом l₁ >> l₂ ≈ … ≈l_n (в основной приближенно равномернозернистой массе существуют зерна с размером, существенно превосходящим размер зерен основной массы). Зерно l₁ называется порфировым выделением (или включением).

Подкласс порфировидных структур. От предыдущего подкласса он отличается тем, что основная масса- неравномернозернистая и отличие размеров порфировых зерен от размеров зерен основной массы менее резкое. В петрографии обломочных пород эти подклассы не выделяются, хотя их аналоги распространены широко, например, песчаники с (включениями) гравием, галькой и пр. В этих случаях основная масса называется цементом (базальным). К этому же подклассу относятся породы с миндалинами, овоидами, стяжениями и другими формами включений.

Сравнение структур

Изложенные выше характеристики структур позволяют получить решение важной в петрографии горных пород задачи: сравнение структур горных пород.

А.Сравнение равномернозернистых структур.

Теорема 4: Равномерно-зернистые структуры и равны, если и . В этом случае S₁(l₁)= S₂(l₂) = S₂(l₁)= S(l). На основе этого можно ввести операцию «выведения за скобки» общего элемента, например, S₁(l₁) = S₂(l₁) = (S₁= S₂)l₁ = S(l₁).

Теорема 5: сложение двух равных равномернозернистых структур S₁(l₁) и S₂(l₁) дает равную им равномернозернистую структуру.

Теорема 6: сложение нескольких равных равномернозернистых структур S₁(l₁) + S₂(l₁)+ … +S_k(l₁) = S₂(l₁) также дает равномернозернистую структура, равную структуре составных частей.

Следствие 1. Если образец с равномернозернистой структурой разделить на некоторое количество частей, то каждая часть образца породы будет характеризоваться равной ей равномернозернистой структурой.

Следствие 2. Если в образце породы с равномернозернистой структурой изучена некоторая часть образца породы, то структура этой части образца характеризует структуру и всей породы.

Б. Сравнение неравномернозернистых структур.

Основой анализа является выделение структур R(Sl_j)2 и R(Sl_i)2, построенных по основанию SP4. В обоих рядах R(Sl_j)2 и R(Sl_i)2 элементы расположены по убыванию размерных параметров. Таким образом, имеем:

}{l_{2}}{>}{...}{>}{l_{i}}{>}{l_{i+1}}{>}{...}{>}{l_{n-1}}{>}{l_{n}}\,">.

.

В этом случае первый элемент определяет название структуры на основе сравнения со специальной классификацией (эталоном).  С одним и тем же основанием может быть большое количество структур. Поэтому множество структур, построенных по общему основанию, назовем семейством структур по основанию (SP4). Выделяются крайние случаи:

а). В обоих рядах порядок элементов одинаковый.

Здесь могут быть варианты:

-структуры равны;

-структуры подобны, если длины структур равны;

-структуры ограниченно подобны, если длина одной структуры не равна длине другой структуры.

б). Порядок элементов во втором ряду противоположен таковому первого ряда. Степень близости обоих рядов определяется с применением теории перестановок [28]  и подсчётом числа инверсий [27] .

Вопросы практического применения структур

Структурные характеристики являются важнейшей составной частью описания горных пород, а в ряде случаев (Механогенные осадочные породы) и определяющими. Изложенные выше свойства структур позволяют решать и другие задачи, например, оценивать интенсивность потоков, переносящих зерна. Применительно к рыхлым осадкам работа со спектрами описана в [14, 24] на основе изучения песчаных осадков побережий Чудского озера и Белого моря. По способу изображения здесь выделяются графические структурные спектры с разделением их на линейчатые и непрерывные спектры. Проявленность спектров - различная. Простейший спектр одномодален с нормальным распределением размерных параметров. В реальных условиях спектр имеет две или более вершины; среди них выделяется одновершинная часть спектра с максимальной встречаемостью размерного параметра. Эта - главная компонента, остальные –дополнительные. Часто дополнительные компоненты спектра объясняются поступлением вещества дополнительными потоками.  

Сравнение спектров двух объектов позволяет оценить и относительную интенсивность движения этих потоков. Для этого рассмотрим кинетические энергии потоков E₁ = ∑(m₁v₁²)/2 и E₂ = ∑(m₂v₂²)/2. Для всех частиц суспензии скорости равны, поэтому можно записать E₁ = (v₁²)∑m₁/2 и E₂ = (v₂²)∑m₂/2. За основу анализа взят кварц, как главный транспортирующий агент в обоих потоках, поэтому оценивается парциальная интенсивность движения потоков. Скорости движения частиц известны, поэтому E₁/E₂ = КМ₁/М₂, где K = (v₁²)/(v₁²), М₁ = ∑m₁, М₂ = ∑m₂. Для упрощения положим K ≈1. Так как М = Vρ (ρ - плотность минерала), то E₁/E₂ = V₁/V₂ ≈ S₁/S₂, где S ≈ P Δl – площадь графика между линией спектра и осью абсцисс, P – средняя величина встречаемости зерен заданного размера (средняя частота встреч, %), Δl = l_max - l_min – размах основания структуры; l_max и l_min – максимальные и минимальные размеры зерен. Проведённые исследования показали, что интенсивность перемещения суспензии кварца в Белом море как минимум в 25 раз выше, чем в потоках Чудского озера.

ТЕКСТУРА ГОРНЫХ ПОРОД

Основные определения[9, 24]

Каждое зерно Zr_i в образце занимает положение, характеризуемое локальными координатами x_i, y_i, z_i; размеры зёрен измеряются по осям X, Y, Z – Δx_i, Δy_i, Δz_i (на практике обозначаемые как A, B, C). В механогенных породах A ≥ B ≥ C [26]. Ось Х (или А) называется главной. Плоскость П, проходящую через оси А и В, также называется главной. В кристаллических породах размеры и форма зёрен определяются условиями кристаллизации и, как правило, соответствуют кристаллографическим ограничениям. Ось С ⊥ П. Пусть в зёрнах Zr₁ и Zr₂ A₁ > A₁ и расстояние между центрами тяжести зёрен - l; зёрна Zr₁ и Zr₂– соседние, если l ≤ A₁. Два соседних зерна контактируют минимум в одной точке. В связном множестве {Zr} все зёрна попарно контактируют друг с другом, и нет ни одного зерна, не имеющего контакт с соседним зерном (здесь и далее запись {…} обозначает множество элементов, записанных в фигурных скобках). Множество {Zr} названо компактным.

Зёрна отличаются по вещественному составу (М), форме (F) и размерам D  (от Dimension = размерность), т.е. Zr = F∩D∩М (∩ - оператор пересечения). Зёрна в образце находятся в некоторых отношениях R друг к другу, т.е. Zr_iRZr_j (R – ratio= отношение). Таким образом, образец ОБ – это компактное множество зёрен со свойствами:

Zr_iUZr_j→ U(F_i∩D_i∩М_i);                                                              (1)

Zr_iRZr_j → U(Zr_iRZr_j).                                                                 (2)

В (1) и (2) левая часть характеризует элементарные соотношения между зёрнами (т.е. отношения между двумя зёрнами), правая часть – весь образец. Преобразовав (2), получаем выражение U(Zr_iRZr_j) = (U_i)R(UЗ_j). Запись (UЗ_i) (или (UЗ_j)) означает объединение зёрен по одному или нескольким признакам, отличным от признаков зёрен в другом объединении.

Согласно[1, 9, 14, 24]  текстура TR – это множество {s} (s- структурные элементы), характеризуемое способом расположения и  составом структурных элементов  в пространстве образца. Если структурный элемент - это зерно образца, то пространственная часть образца имеет вид U(F_k∩D_k). Текстура (TR) – это множество зёрен образца, обладающих свойствами:

U(F_k∩D_k);                                                                                          (3)

U(Zr_iRZr_j).                                                                                        (4)

Подставив (3) в (4) и преобразовав результат, получаем

U(Zr_iRZr_j) = U((F_i∩D_i)R(F_j∩D_j)) = U((F_iRF_j)∩(D_iRD_j)).              (5)

Множества F_k, D_k и R образуют множество элементов текстуры. Смысл (5) зависит от сущности параметра R. Выделяются элементарные отношения между зёрнами:

I. R– отношение порядка в распределении размерных параметров, т.е. R= f(D), тогда (F_iRF_j)= 0, но (D_iRD_j)≠ 0. В этом случае (D_iRD_jj) характеризует структуру SR образца.

II. Если R ≠ f(D), т.е. не отражает размерные параметры, то (D_iRD_jj) = 0, но (F_iRF_j) ≠ 0. В этом случае (F_iRF_j) характеризует отношения между формами зёрен (не изучено).

III. Между соседними зёрнами Zr₁ и Zr₂ в образце возникает отношение, называемое «ориентировкой зёрен друг относительно друга».

Определение: Ориентировкой зерна Zr₁ относительно зерна  Zr₂ называется такое расположение зёрен в пространстве, при котором проекции главных осей на некоторую общую плоскость образуют прямые линии, пересекающиеся под углом . Зёрна в компактном множестве {Zr} механогенных пород разместим так, чтобы главные плоскости этих зёрен совпадали. Можно провести плоскости, касательные к поверхностям зёрен. Если эти плоскости касательны к поверхностям одних и тех же зерен, то зёрна слагают слой B (от bed). Поверхность, расположенная ниже главной плоскости, называют подошвой (далее ПД); а поверхность, расположенная выше главной плоскости, – кровлей слоя (КР). Если между этими плоскостями располагается по одному зерну, то слой можно назвать монослоем. Нормальное положение монослоя – горизонтальное.

IV. Между монослоями В₁ с параметрами (ПД₁, КР₁) и В₂ (ПД₂, КР₂) возникает отношение, называемое наслоением (или напластованием) слоев.

Определение: напластованием монослоев В₁ и В₂ называется такое расположение монослоя В₂ к монослою В₁, когда все точки кровли КР₁ принадлежат подошве ПД₂. Это соответствие будем называть граничным, а кровлю В₁= подошвуВ₂– границей (ГР), разделяющей монослои В₁ и В₂. Такие монослои назовем соседними.

Каждый монослой характеризуется веществом М, D, SR, OR. Поскольку (D, SR, OR) ⊇ TR (⊇ - оператор включения), то монослои  отличаются параметрами М и TR. Далее эти параметры запишем в виде биекции {М, TR}. Если в соседних монослоях (М₁,TR₁) и (М₂,TR₂) и TR₁ = TR₂ и М₁ = М₂, то их будем называть тождественными (или эквивалентными);  граница между монослоями отсутствует (ГР = 0). Если этими свойствами обладают все монослои, последовательно наслаиваемые друг на друга, то границы между ними нет. Совокупность этих монослоев образует слой, а порода приобретает монолитную текстуру. Это тип компактных монолитных TR. Если хотя бы один из компонентов свойств (М₁,TR₁) не совпадает с соответствующим компонентом свойств (М₂,TR₂), то граница сохраняется (или ГР = 1). Любую точку на границе будем называть граничной. Если в образце присутствуют несколько монослоёв (слоёв), каждый из которых отличается хотя бы одним элементом (М, TR) от соседнего монослоя (или слоя), то имеет место слоистая TR. Это – тип компактных слоистых текстур. Эти типы исчерпывают все многообразие текстур.

Классификация текстур

I. Тип компактных монолитных TR. Выделяются подтипы TR

А. Текстуры изотропные (массивные).

Параметры структурных элементов не изменяются вдоль (эталонных) линий, проходящих в любом направлении через образец. Во всех случаях зёрна располагаются статистически хаотично, беспорядочно в породе с равно– или разнозернистой массой. Это – подтип компактных монолитных массивных TR. Сюда относятся TR беспорядочная, плотная, неориентированная, однородная [25] и др.

Б. Текстуры анизотропные.

Свойства породы изменяются с изменением ориентировки эталонных линий. Выделяются классы TR:

Ба. Компактные монолитные ориентированные TR, обусловленных особенностями строения основной массы породы. Это TR с согласно ориентированными друг относительно друга зёрнами; это гломерокристаллические, ориентированные, сланцевые TR[25]  и пр.

   Бб. Компактные монолитные ориентированные линейные TR, обусловленные особенностями расположения единичных структурных элементов при хаотичном расположении зерен вмещающей их массы; сюда относятся породы различных порфировых и порфировидных структур, в которых порфировые (порфировидные) зерна, миндалины и пр. представляют собой эти единичные структурные элементы. Выделяются подклассы:

Бба. Ориентированные зерна не образуют единого сообщества и разбросаны по образцу бессистемно. По Н.А. Елисееву [38]  это параллельно-линейные TR.

Ббб. Ориентированные зерна (пластинчатые кристаллы) образуют сообщество, проявляемое в виде плоскопараллельного «слоя», создавая видимость слоистой TR. Это плоскопараллельные (ложно слоистые) TR[38].

Бв. TR, обусловленные особенностями расположения структурных агрегатов, например, шлиров, обломков пород и пр. Это подкласс компактных агрегативных TR (текстуры такситовые, атакситовая и пр.). Этот подкласс TR специально не выделяется. Если же агрегат рассматривать как обобщенное зерно, то здесь также выделяются TR, определяемые расположением единичных структурных элементов.

II. Тип слоистых TR [9, 24].

Слоистая текстура характеризует не отдельную породу, а целый комплекс пород в пределах образца. Поэтому взаимоотношения слоёв определяют выделение различных подтипов слоистых текстур. Частные слои, их неоднородности и границы будем также называть элементами TR. За основу анализа взята пара соседних слоёв, имеющих четко выраженные элементы текстуры. Виды текстур, устанавливаемые на основе анализа этой пары, назовем элементарными. Здесь уже на сцену выступает форма элементов текстур. Независимо от вида этой формы, их всех объединяет наличие некоторого радиуса R_кр кривизны, на основе которого выделяются крайние подтипы элементарных слоистых TR: если R_кр = ∞, то имеет место подтип ламинарных слоистых TR. Если R_кр << ∞ - то подтип турбулентных (вихревых) слоистых TR.

1.Подтип ламинарных слоистых TR. Элементы внутреннего строения располагаются субпараллельно границам слоёв, напоминая ламинарное течение жидкости. Выделяются классы ламинарных слоистых TR:

А. Простые ламинарные слоистые TR. Устанавливаются при анализе внутреннего строения одного слоя. Сюда относятся TR слоистая, ленточная, плойчатая, полосчатая, сланцеватая, гнейсовидная, параллельная и др. [38].

Б. Класс сложных ламинарных слоистых TR. Устанавливается при анализе отношений минимум двух соседних слоёв. Элементы TR одного слоя (скажем слоя А) располагаются произвольно относительно элементов TR соседнего слоя Б. Возможно выделение подклассов TR:

Ба. согласные ламинарные слоистые TR – ориентировки элементов TR обоих слоёв совпадают. Возможно совпадение и мощностей элементов TR. По крайней мере, в одной граничной точке характеристики (М, SR и пр.) слоёв различны.

Бб. контрастные ламинарные слоистые TR – ориентировки элементов TR обоих слоёв существенно различны. Возможны разновидности TR.

2. Подтип турбулентных (вихревых) слоистых TR. Такие TR обычно называются (собственно) косой слоистостью. Одним из свойств (кроме R_кр) элементов TR этого подтипа является ограниченность длин слойков в сечении образца. По характеру поведения R_кр можно выделить классы TR:

А. R_кр = const. Слой образует эллипсовидное кольцо постоянной формы. Так как мы имеем дело со слоистыми явлениями, то образуется сферическое образование (эллипс, шар и пр.), заполненное слоистым веществом. Сама сфера может быть срезана другими сферическими образованиями.

Б. R_кр ≠ const. Радиус кривизны изменяется не только по длине элемента TR, но и от слойка к слойку.

СОПОСТАВЛЕНИЕ ЭЛЕМЕНТОВ СТРОЕНИЯ ГОРНЫХ ПОРОД (ТЕКСТУР И СТРУКТУР)

Текстуры монолитные и слоистые не являются одноуровневыми (однопорядковыми) понятиями [9, 24] . Между ними существует принципиальное различие. В первом случае выявляются отношения между зёрнами породы. При этом устанавливаются признаки, определяющие текстуру самой породы: отношения между размерными параметрами (структура), отношения между формами зерен, ориентировка зерен. Тип монолитных текстур является единственным представителем текстур в породе.

В случае слоистой текстуры появляется новый вид отношения: отношение между слоями (слойками). Кроме вышеназванных признаков, определяющих текстуру породы, выполняющей слой, здесь появляются новые признаки, характеризующие отношения слоёв как геологических тел друг относительно друга: средних ориентировок зёрен одного слоя относительно ориентировок зёрен другого слоя, отношение между самими слоями; отношение между  размерными параметрами одного слоя относительно размерных параметров другого слоя. Таким образом, слоистая текстура отражает более высокий уровень организации геологического материала, чем монолитная текстура. В породе слоистых текстур нет.

В практике геологических исследований часто фигурирует такое понятие, как «слоистая порода» (слоистый песчаник, слоистый алевролит и пр.). Под слоистой породой понимают породу, обладающую слоистой текстурой. В связи с изложенными выше соображениями это понятие необходимо признать не корректным.

По определению порода с монолитной текстурой сложена зернами без признаков их пространственного разделения. В «слоистой породе» ситуация совершенно иная. Здесь слоистость обусловлена наличием слоёв (слойков), т.е. самостоятельных геологических тел, заполненных породами; в каждом слое порода имеет монолитную текстуру. Следовательно, образец с выявленной слоистой текстурой сложен набором пород, а к набору пород термин «порода» как единичный признак вообще не применим. Это вызывает определенные трудности в проведении анализа слоистых текстур, поскольку эта подмена используется на практике; на него опирается классификация форм слоистости.

В целом текстура является понятием более высокого уровня обобщения, чем структура, поскольку в основу выделения текстур положены не только структурные признаки, но и форма зёрен, и их состав.

ПРЕОБРАЗОВАНИЯ ВЕЩЕСТВА ГЕОЛОГИЧЕСКОГО ПРОСТРАНСТВА

В геологическом пространстве происходят такие же преобразования, как и в геохимическом пространстве. Но в последнем главным фактором является перенос (миграция) элементов и геохимическое замещение, тогда как в геологическом пространстве все изменения идут на минеральном уровне. Как правило, все процесс изменений вещества в геологическом пространстве отражаются прибавлением суффиксов "...зация" (грейзенизация, гранитизация и пр.), "...изм" (метаморфизм и пр.), "...ние" (скарнирование, окварцевание и пр.). Строгие правила построения подобных понятий отсутствуют, что приводит к субъективному произволу.

В геологическом пространстве основными группами процессов преобразования вещества являются:

-химическое преобразование;

-физическое преобразование.

Химические преобразования пород

Химическое преобразование заключается в изменении химического (минерального) состава пород за счёт протекания различных химических реакций, обусловленных нарушением химического (термодинамического) равновесия. Выделяются основные виды реакций[29]

А. Реакции взаимодействия различных минералов.

1.Реакций с участием жидких фаз, т.е. в гидротермальных растворах и расплавах.

2. Реакции с твердыми фазами. В петрологии это - наиболее распространенная группа реакций.

B. Обменные реакции:

1. Реакции между соединениями с общей брутто- формулой, но различными кристаллическими решетками.

2. Обмен двух равновалентных элементов между двумя минералами, не имеющими общих анионных группировок.

Типы преобразований:

Низкотемпературные преобразования при низких давлениях [33]

Процессы преобразования осадков в горные породы. Выделяются основные подтипы преобразований - диагенез, катагенез и метагенез. Однако процессы метагенеза, вообще говоря, проблематичны, поскольку - это изменения, которые накладываются на уже сформированные породы.

Выветривание - процессы преобразования горных пород в поверхностных зонах под влиянием воды и переменных температур солнечного воздействия. Частным, но важным представителем выветривания являются зоны окисления преимущественно на сульфидных скоплениях.

Процессы, протекающие при высоких температурах и различной степени изменчивоcти  давлениях.

Считается,  что основные особенности образования этих пород изучены достаточно полно. Но здесь необходима осторожность. Это обусловлено: Во-первых, ошибками в определении баро-температурных интервалов образования пород из-за грубых ошибок в использовании различных геотермометров[30, 31, 32] .  Во-вторых, приводимые уравнения химических реакций, хотя и опираются на экспериментальные исследования, проблематичны, поскольку существование их в природных условиях не доказано[31, 32].

Все процессы преобразований пород отражены в обобщающей работе Н.А. Елисеева[20] . Все последующие работы лишь уточняют или добавляют новые материалы.

Выделяются основные группы преобразований:

Метаморфические преобразования

"Существенные изменения текстуры, структуры, минерального и химического состава горных пород в земной коре и мантии под воздействием глубинных флюидов (летучих компонентов), температуры и давления. Факторами метаморфизма, определяющими минеральный состав метаморфических пород, являются температура (T), литостатическое давление (P), определяемое глубиной развития метаморфизма, и иногда парциальные давления или химические потенциалы газов, входящих в состав флюидов... В отношении этих факторов (главным образом T, P, P_H2O) выделяются области устойчивости главнейших минералов метаморфических пород (фации метаморфизма), что лежит в основе разделения всех метаморфических пород и изучения степени метаморфизма" (А.А. Маракушев).

Основные типы изменений:

Региональный метаморфизм - "совокупность изменений горных пород под воздействием ... растворов (флюидов), ориентированного (одностороннего) и  гидростатического (всестороннего) давления и температуры. Этот метаморфизм выражается в глубоких преобразованиях структуры и минерального состава горных пород в пределах обширных регионов в связи с развитием складчатости горных пород и орогенезом. Односторонним давлением обусловливаются сланцевые и гнейсовые текстуры горных пород" (А.А.Маракушев).

Ультраметаморфизм - "региональный метаморфизм горных пород в глубинных зонах земной коры, сопровождающийся развитием мигматитов. В результате метаморфические породы (гнейсы, пироксен-плагиоклазовые сланцы, амфиболиты) подвергаются повторному, часто регрессивному, метаморфизму, связанному с их гранитизацией, при температуре 650—800°С и литостатическом давлении 4—10 кбар..."(А.А. Маракушев).

Контактовые изменения

Возникают на контакте с интрузивными масссивами преимущественно кислого состава. Основными классами пород являются:

-Контактовые роговики, развиваются по силикатным породам.

-Скарны. Развиваются по карбонатным породам. Изучались Д.С. Коржинским.

Метасоматические преобразования

"Замещение одних минералов другими с существенным изменением химического состава породы и обычно с сохранением её объёма и твёрдого состояния при воздействии растворов высокой химической агрессивности. Различают метасоматоз магматической стадии, сопровождающий внедрение магматических горных пород (например, в связи с гранитизацией), и постмагматический метасоматоз периода охлаждения горных пород"[34] . Занимают большие площади (эндоконтакты гранитов) или околожильной пространство.

Основные классы метасоматических изменений:

Пегматитообразование (метасоматические пегматиты).

Грейзенизация.

Скарнирование.

Вторичные кварциты [35].

Пропиллиты.

Березиты, листвениты и т.д.

Гидротермальные преобразования.

Гидротермальные процессы — эндогенные процессы образования и преобразования минералов и руд, происходящие на средних и малых глубинах с участием горячих водных растворов при высоких давлениях. В результате гидротермальных процессов происходит формирование гидротермальных жил... Это активность, вызванная воздействием очень горячих подземных вод при температурах 300°-500°С.

Физические преобразования пород.

Эти преобразования связаны с физическим воздействием на горные породы. Выделяются основные классы преобразований:

Внедрение или излияние магмы

Заполнение свободных объёмов геологического пространства расплавленной магмой. Для излившихся пород наличие свободного объёма понятно. Проблема свободного объема для внедрения расплавленной магмы на больших глубинах окончательного решения не имеет. Считается, что магма перемещается вверх либо путём ассимиляции вмещающих пород (если составы магмы и вмещающих пород близки), либо путём дробления пород на фронте всплывающей магмы и образованием тонущих ксенолитов. Последний механизм характерен для основных магм, внедряющихся в силикатные породы кислого состава (например, ксенолиты глинисто-песчаных пород в диабазах на Ю.Урале).

Тектонические перемещения

Один из самых распространённых классов преобразования пород. В геотектонике и структурной геологии они называются тектоническими дислокациями. При этом выделяются дислокации:

Пликативные, или складчатые дислокации

Дизъюнктивные, или разрывные дислокации

Проявляется в виде разрыва сплошности геологического тела (далее исходного ГТ)[36] .Определение разрыва опирается на представлении о связности тел[37] .

Определение: множество точек одной природы, слагающих ГТ, односвязно (или просто связно), если непрерывная линия любой формы, соединяющая любые две граничные точки ГТ, полностью состоит из точек этого множества.

Следствие: все точки этой линии лежит внутри ГТ.

Если в пределах этой линии имеется точка иной природы, отличной от природы точек ГТ, то эта точка будет называться разрывной точкой (или точкой разрыва). Поскольку в связном множестве можно провести большой количество непрерывных линий, то среди них найдется много линий, имеющих, по крайней мере, по одной точкой разрыва. Если через эти точки разрыва можно провести непрерывную поверхность, то эту поверхность будем называть поверхностью разрыва, или просто разрывом. В геологической природе чаще всего встречается разновидность поверхности разрыва - плоскость разрыва. При этом возможны перемещения частей ГТ относительно плоскости разреза.

1). Смещения нет.

     а. вдоль поверхности разреза образуется ГТ, или зона разлома (Р), заполненная обломочным веществом вмещающего зону разлома ГТ.

а) в зоне Р отмечается равномерная и однородная трещиноватость, например, кливаж;

б) зона разлома неоднородна по внутреннему строению. Центр зоны Р (осевая часть) сложен (или нет) зоной милонитизации с образованием тонкодробленного вещества, вплоть до глинки трения. В обе стороны от осевой части Р интенсивность трещиноватости постепенно сходит до некоторого минимума.

б. поверхность разрыва- мощность зоны дробления стремится к нулю.

2). Смещение (тангенциальное) вдоль поверхности разлома (сдвиг, сброс и пр.).

3). Смещение (радиальное) перпендикулярно поверхности разлома, в стороны от поверхности разлома. Образуется пространство, занятое экзотелами (телами, заполненными породой иной природы, отличной от природы пород исходного ГТ), т.е. интрузивными телами, жилами и пр.

Некоторые формулы обобщенного описания [36].

В процессе проведения геологической съемки в некотором ГП_k установлены геологические тела ГТ_i и их временные отношения такие, что имеет место последовательность ГП_i(t) = (ГT₁ > ГT₂>…>ГT_n). Здесь (t)- оператор, показывающий, что ранжирование ГТ_i осуществляется по времени. Запись ГT₁ > ГT₂ означает, что возраст пород геологического тела ГT₁ древнее возраста пород тела ГT₂. Указанную последовательность будем называть нормальной, в отличие от инверсной последовательности, в которой молодые тела располагаются между геологическими телами более древнего возраста.

В последовательности ГП_i(t) описание пород повторяет их положение в стратиграфической колонке, вследствие этого последовательность ГП_i(t) = (ГT₁ > ГT₂ >…> ГT_n) будем условно называть С - колонкой. На практике описание геологических тел ведётся от древних к молодым, что соответствует расположению пород в стратиграфической колонке. В тоже время наибольший интерес представляют самые молодые породы  и счет возраста идет от них. Поэтому исходную С-колонку заменим другой С-колонкой ГП_i(t) = (ГT_n > … ГT_k >…> ГT₂ >ГT₁). Проведем упрощения:

1.Опустим параметр времени (>) и С-колонку будем писать как простую последовательность тел, расположенных в возрастном порядке от древних к молодым.

2.В любом районе информация о наиболее древних породах обычно отсутствует, поэтому параметр ГT_n также опустим, заменив его многоточием, хотя в отдельных случаях он будет фигурировать в тексте. В результате придем к выражению

ГП_i(t) = (…,ГT_k,…, ГT₂, ).                                                         

Аксиома 1. Пусть некоторое тело ГТ_k пересекается (рассекается) телом И₁. Это явление обозначим через ГТ_k/И₁ (/- оператор пересечения). В данном случае И- это обобщенное интрузивное тело (интрузивные массивы штоки, дайки и пр.), хотя им могут быть различные разрывные нарушения, жилы и пр. Связь между пересекающимися телами устанавливается теоремами, доказательство которых приведено в [36]

Теорема 7: пусть ГТ_k/И₁, тогда ГП(t) = ГТ_k И₁.

Теорема 8. Имеем колонку ГП_i(t) = (…,ГT_i,…, ГT₂, ГT₁), если при этом ГТ_k/И₁, то С-колонка имеем вид ГП_i(t) = (…,ГT_k,…, ГT₂, ГT₁, И₁).

Теорема 9. Если в колонке (1) ГТ₁/И₁, то имеем ГП_i(t) = (…, (ГT_k/И₁), …, (ГT₂/И₁),( ГT₁/И₁)), т.е. все тела ГТ_i С-колонки пересекаются телом И₁.

Следствие 1. Поскольку ГП_i(t) = (…, (ГT_k/И₁), …, (ГТ₂/И₁)), (ГТ₁/И₁))), т.е. тела  ГТ_i пересекаются одним и тем же телом И₁, то знак И₁ можно вынести за скобки, т.е. ГП_i(t) = (…, (ГT_k/И₁), …, (ГТ₂/И₁)), (ГТ(₁/И₁)))= (ГT_i, … , ГT₂2, ГT₁)/И₁. Таким образом, вторая запись означает, что все тела внутри скобки (…) пересекаются одним и тем же телом И₁.

Следствие 2. Если установлено, что ГТ₁/И₁, то это означает, что все тела колонки пересекаются этим телом. В то же время факт ГT_k/И_k не означает, что соседнее справа тело ГT_k-1 также пересекается телом И_k.

Следствие 3. Пусть ГП_i(t) = (… (ГT_k/И₁), … , ГT₂, ГT₁); известно также, что И_k<ГT₁. Тогда можно говорить, что ГП_i(t) = (…,ГT_k,…, ГT₂, ГT₁)/И_k. Это соотношение назовем правилом уточненного возраста.

Установлено, что И_k/И_m, где И_m также некоторое рвущее тело. Согласно теореме 1 имеем И_k > И_m.

Теорема 10. Если ГП_i(t) = (…,ГT_k,…, ГT₂, ГT₁)/И_k и И_k/И_m, то ГП_i(t) = (… , ГT_k,…, ГT₂, ГT₁)/И_m.

Этот вывод закрепим выражением ГП_i(t) = (…,ГT_k,…, ГT₂, ГT₁)/(И_k/И_m). В более общем случае, если ГП_i(t) = (…,ГT_k, …,ГT₂, ГT₁) и (И_k,И_m,…, И_z), то ГП_i(t) = (…,ГT_k, …,ГT₂,ГT₁)/(И_k,И_m,…, И_z), т.е. каждое тело первой скобки пересекается телами И_i в последовательности, отмеченной во второй скобке, или каждое последующее тело второй скобки рвет все тела первой скобки и все предыдущие тела второй скобки.

 

Литература

1.Косыгин Ю. А., Воронин Ю. А. Геологическое пространство как основа структурных построений. Статья первая. Статическое геологическое пространство.//Геология и геофизика, 1965, 9. С. 3 – 11.

2.Косыгин Ю. А., Воронин Ю. А. Развитие представлений о геологическом пространстве, как возможная основа применения математики в геологии.// Известия АН СССР. Серия геологическая. 1966, 12. С.17 – 25.

3. Трусов Ю. П.  Предмет и метод геохимии и некоторые вопросы взаимодействия наук на современном этапе развития естествознания. /Сб. «Взаимодействие наук при изучении Земли». Изд-во АН СССР, 1963.

4. Макаров В.П. Вопросы систематики геохимических ореолов и аномалии.// Известия  ВУЗ. Геология и разведка. 1983, 6. С. 52 – 57.

5. Ферсман А. Е. Избранные труды. М.: Изд-во АН СССР, 1957, Т. 1.

6. Некрасов Б. В. Основы общей химии. М.: Наука, 1969, т. 1.

7. Ефимов Н. В , Розендорн E. Р. Линейная алгебра и многомерная геометрия. М.: Наука, 1970.

8. Альпин Л М. Теория поля. М.: Наука, 1966.

9. Макаров В.П. Вопросы теоретической геологии. Элементы теории «текстур»./Международная научно-практическая конференция «Современные направления теоретических и прикладных исследований». Одесса: Черноморье, 2007, Т.21. С.74-81.

10. Бетехтин А.Г. Курс минералогии. М.: Госгеолтехиздат, 1961.

11. Граусман А.А., Бакуев О.В., Хафизов С.Ф. К вопросу построения матема-тических моделей геологических объектов.//Геология нефти и газа. 2000, 4.

12. Макаров В.П. Вопросы теоретической геологии. 10. К проблеме механизма перемещения и осаждения твердого вещества из водных потоков.// Междунар. научно-практическая конференция «Современные направления теоретических и прикладных исследований.» //Одесса: Черноморье, 2008, Т.23. С.44- 56.

13. Макаров В.П. К проблеме механизма перемещения и осаждения твердого

вещества из водных потоков. /Сб.Литология и геология горючих ископаемых. Екатеринбург, изд. Ур.ГГУ, 2008, Т.18. С.67-77.

14. Макаров В.П. Вопросы теоретической геологии. 7. Элементы теории структур./ Международная научно-практическая конференция «Современные проблемы и пути их решения в науке, транспорте, производстве и образовании’2007». Одесса: Черноморье, 2007, Т.19. С.27-39.

15. Макаров В.П. Вопросы теоретической геологии. 2. Некоторые подходы к созданию классификаций геологических образований./ Международная научно-практическая конференция «Перспективные инновации в науке, образовании, производстве и транспорте». Одесса: Черноморье, 2007, Т.15. С. 31- 39.

16. Сафронов Н.И. Основы геохимических методов поисков рудных месторождений. Л.: ОНТИ ВИТР, 1967.

17. Красников В.И. Геохимические поиски рудных месторождений.М.: Госгеолтехиздат, 1957.

18. Заварицкий А.Н. Изверженные горные породы.М.: Изд-во МГУ,1956. 19. Попов В.С., Богатиков О.А. Петрография и петрология магматических, метаморфических и метасоматических пород. М.: Логос, 2001.

20. Елисеев Н.А. Метаморфизм. М.: Недра, 1965.

21. Швецов М.И. Петрография осадочных пород. М: госгеолтехиздат, 1958.

22. Фролов В.Т. Литология. М.: Изд-во МГУ, Т.1 - 3, 1992 - 1995.

23. Vlodavets V. I., Achievements of modern geological volcanology and ist trends, «Earth - Science Reviews», 1966, v. 2, № 3, p. 181-97.

24. Макаров В.П. Некоторые проблемы геологии. Структуры и текстуры./Сб. VI международная конференция "Новые идеи в науках о земле". Избранные доклады. М.: издание МГГРУ, 2003. С.73 - 83.

25. Половинкина Ю. Ир. Структуры горных пород. Часть 1: Магматические породы; Часть 2: Осадочные породы; Часть 3: Метаморфические породы. М.: Госгеолиздат, 1948.

26. Сурков А.В., Фортунатова Н.К., Макаров В.П.Об   условиях  образования современных  осадков Чудского озера по гранулометрическим данным.// Изв. ВУЗ- ов. Геология и разведка. 2005, №5. С. 60- 65.

27. Макаров В.П. Некоторые вопросы сравнения общих ореолов элементов рудных месторождений.//Геология и геофизика.1980, 9. С.124 - 135.

28. Курош А.Г. Курс высшей алгебры. М.: Недра, 1965.

29. Макаров В.П. Некоторые  свойства   геохимических геотермометров. /Мат. XV научного семинара «Система планета Земля». М.: ЛКИ, 2007, С.142- 159.

30. Макаров В.П. Изотопные  геотермометры./Мат. XIII семинара «Система планета Земля». М.: «Гармония строения Земли и планет». 2005, С.93- 115.

31. Макаров В.П. Некоторые  свойства   геохимических геотермометров. /Мат. XV научного семинара «Система планета Земля». М.: ЛКИ, 2007, С.142- 159.

32. Макаров В.П. О механизме выделения минералов. /Мат-лы XVI научного семинара «Система Планета Земля». М.: ТОО «Гармония строения Земли и планет», 2008. С.265 – 300.

33. Япаскурт О.В. Предметаморфические изменения осадочных пород  в стратисфере. Процессы и факторы. М.: ГЕОС, 1999.

34. Коржинский Д.С. Теория метасоматической зональности, М., 1969.

35. Наковник Н. И. Вторичные кварциты СССР и связанные с ними месторождения полезных ископаемых М.: Недра, 1968.

36. Макаров В.П. Вопросы теоретической геологии. 3.Отношения между геологическими телами. /Международная научно-практическая конференция «Научные исследования и их практическое применение. Современное состояние и пути развития ‘2007». Одесса: Черноморье, 2007, Т.16. С.16-20.

37. Шабат Б.В. Введение в комплексный анализ. М.: Наука, 1969.

38. Елисеев Н.А. Структурная геология. Л.: издание ЛГУ, 1953.,