Тема 1.4 Вещественный состав земной коры

Минералы. Осадочные породы. Магматические породы. Метаморфические породы.

В земной коре содержится очень большое количество минералов – сотни структурных типов и тысячи минеральных видов.

Ученые предполагают, что верхнюю мантию слагают в основном перидотиты – глубинные горные породы, состоящие из оливина и пироксенов. Предполагаемый состав нижней мантии возможно близок к составу каменных метеоритов, где преобладают кислород, кремний, магний, сера, алюминий, кальций, никель (около 98% массы нижней мантии). Наиболее распространенным здесь считается минерал - перовскит, MgTiO₃ выдерживающий давление более 1млн атм. и температуру около 2000°С. Кроме перовскита в нижней мантии вероятно находятся магнезиовюстит (Mg,FeО) 20% и оксиды кальция, натрия, калия, железа.

Состав ядра еще более гипотетичен. Он, по-видимому, близок составу железных метеоритов. Считают, что ядро на 90% состоит из железа (80-90%), никеля (8%) и примесей серы, кремния, кислорода, алюминия (О.Г. Сорохтин О.Г., 1991г.).

По физическому состоянию вещества, верхняя часть твердой Земли называется литосферой, включающей в себя земную кору и верхнюю мантию до астеносферы, пластичного (возможно частично расплавленного) слоя мантии с пониженными скоростями поперечных сейсмических волн, подстилающего литосферу.

Термин ˝астеносфера˝ предложил в 1916г. американский геолог Дж.Барелл.

В астеносфере вещество, как было сказано выше, частично расплавлено. Повышение температуры или понижение давления приводит к увеличению содержания расплава и к образованию магматических камер, питающих интрузивный и эффузивный магматизм, магма здесь вероятнее всего имеет базальтовый состав. Так как Земля является твердой до внешнего ядра, астеносфера является главным поставщиком магмы, хотя магматические очаги возникают и в коре и в литосферной мантии, но в меньшем количестве.

Астеносфере принадлежит также ведущая роль в движениях литосферы (литосферных плит, которые увлекает за собой течение астеносферного вещества). Литосфера и астеносфера образуют тектоносферу – основную арену тектонических процессов.

Земная кора под континентами и океанами имеет разный состав и строение.

Океаническая (океанская, по В.Е. Хаину, 1995г.) занимает 56% земной поверхности и состоит из 3 слоев.

Первый (осадочный) слой мощностью не более 1 км в центральной части океанов или до полного отсутствия в осевых зонах срединно-океанических хребтов и до 10-15 км у подножия материков. Это, в основном, глубоководные глинистые, кремнистые и карбонатные пелагические осадки. Возраст осадков не превышает 180млн лет.

Второй слой океанической коры в своей верхней части сложен базальтами с редкими и тонкими прослоями пелагических осадков. Базальты нередко с подушечной отдельностью (пиллоу-лавы). В нижней части слоя – дайки долеритов. Общая мощность слоя 1,5-2 км. Второй слой на мощность 1726 м вскрыт скважиной близ побережья Коста-Рики.

Третий слой океанической коры состоит из полнокристаллических магматических пород основного, реже ультраосновного состава. Верхняя часть – габбро, нижняя часть – чередование габбро и ультрамафитов. мощность слоя до 5 км. Полные разрезы океанической коры и верхов мантии наблюдались в Атлантике в стенках разломов подводных хребтов.

В пределах континентов находят древнюю докембрийскую океаническую кору типа офиолитовых комплексов (серпентинизированные ультрамафиты, габбро, базальты, радиоляриты), выделенных еще в начале 20 века немецким геологом Г.Штейнманом.

Континентальная кора распространена не только на материках, но и в пределах шельфа и отдельных участков внутри океанов (микроконтиненты). Общая площадь данной коры около 41% земной поверхности. Три слоя:

- первый (осадочный слой) – осадочный чехол. Мощность меняется от нуля на щитах платформ, до 10-20 км во впадинах платформ, передовых и межгорных прогибах. Слагают этот слой различные осадочные горные породы – морские, лагунные, континентальные, редко силлы (траппы) пород основного состава. Возраст до 1,7млрд лет.

- верхний слой консолидированной коры выступает на поверхность на щитах платформ и в осевых зонах складчатых сооружений. Он вскрыт на глубину 12 км Кольской сверхглубокой скважиной, на меньшую глубину в Волго-Уральском районе, в США (плита Мидконтинента), в Швеции, в Южной Индии в шахте глубиной 3,2 км. состав слоя – кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты, граниты (гранитно-гнейсовый слой). Мощность слоя 15-30 км.

- нижний (третий) слой консолидированной коры. Предполагалось, что между двумя указанными слоя существует четкая сейсмическая граница, названная по имени немецкого геофизика Конрада. Но в дальнейшем оказалось, что данная граница нечеткая и даже выделяется в некоторых местах несколько границ. Исходя из общих соображений, В.В.Белоусов пришел к заключению, что в этом слое породы более метаморфизованы чем в верхнем и с другой стороны, здесь должны быть породы основного состава. Он назвал этот слой гранулит-базальтовым. Но есть среди них и породы кислого состава (В.Е. Хаин, 1995г.).

Между двумя типами земной коры существуют переходные типы. Один из них – субокеаническая кора, развитая вдоль континентальных склонов. Это малой мощности (15-20 км) континентальная кора с дайками и силами основных магматических пород. Существуют и другие типы переходной земной коры (Исландия, Прикаспийская впадина и др.).

Горные породы представляют естественные минеральные агрегаты, образующиеся в земной коре или на ее поверхности в ходе различных геологических процессов. Основную массу горных пород слагают породообразующие минералы, состав и строение которых отражают условия образования пород. Кроме этих минералов в породах могут присутствовать и другие, более редкие (акцессорные) минералы, состав и количество которых в породах не постоянны. Если горная порода представляет агрегат одного минерала, она называется мономинеральной. К таким породам относятся, например, мраморы, кварциты. Первые представляют агрегат кристаллических зерен кальцита, вторые — кварца. Если в породу входит несколько минералов, она называется полиминеральной. В качестве примера таких пород можно назвать граниты, состоящие из кварца, калиевого полевого шпата, кислого плагиоклаза, а также темноцветных — биотита, роговой обманки, реже авгита.

Строение горных пород характеризуется структурой и текстурой. Структура определяется состоянием минерального вещества, слагающего породу (кристаллическое, аморфное, обломочное), размером и формой кристаллических зерен или обломков, входящих в ее состав, их взаимоотношениями. Если порода целиком состоит из кристаллических зерен, выделяют полнокристаллическую структуру. При резком преобладании нераскристаллизовавшейся массы говорят о стекловатой или аморфной структуре. Если в стекловатую массу вкраплены кристаллические зерна (фенокристы или порфировые вкрапленники), структуру называют порфировой. Если крупные кристаллические зерна вкраплены также в кристаллическую, но более мелкозернистую массу, структура называется порфировидной. Когда порода состоит из каких-либо обломков, говорят об обломочной структуре. Кристаллическая и обломочная структуры подразделяются по величине зерен и обломков. Так, среди кристаллических структур выделяют крупнозернистые, с диаметром зерен более 5 мм, среднезернистые с зернами от 5 до 2 мм в поперечнике, мелкозернистые с диаметром зерен менее 2 мм ∗. В тех случаях, когда порода состоит из очень мелких, не различимых невооруженным глазом кристаллических зерен, ее структура определяется как афанитовая, или скрытокристаллическая. При более или менее одинаковых размерах зерен породы говорят о равномернозернистой структуре, в противном случае — о неравномернозернистой.

Под текстурой понимают сложение породы, т.е. расположение в пространстве слагающих ее частиц (кристаллических зерен, обломков и др.). Выделяют плотную и пористую текстуры, однородную или массивную и ориентированную (слоистую, сланцеватую и др.). В основу классификации горных пород положен генетический признак.

Из общего числа минеральных видов, их более 3000, в горных породах постоянно встречается лишь немногим более ста. Их принято называть – породообразующие минералы (ПМ). Сравнительно редко они образуют визуально диагностируемые крупнозернистые ассоциации. Чаще они слагают породы в виде мелкозернистых агрегатов, образуя ассоциации с усложненными структурными сочленениями минералов. Всё это затрудняет диагностику минералов и представленных ими пород и заставляет использовать в петрографии знания об оптических свойствах минералов и кристаллооптических методах их исследования. Также к проблемам современной петрографии можно отнести нехватку квалифицированных кадров, а также сложность составления классификаций. Таким образом горные породы слагают, в основном, мелкозернистые агрегаты, что затрудняет диагностику минералов и пород, методом решения проблемы использование специализированного оборудования и навыков в кристаллооптике

Рис.19. Аппаратура для исследования горных пород

Горные породы и их классификация

Магматические горные породы

В основе классификации магматических горных пород лежит их химический состав Учитывается, прежде всего, содержание оксида кремния, по которому магматические породы условно делят на четыре группы кислотности: ультраосновные породы, содержащие более 45% кремнезема (SiO₂), основные — 45—52, средние—52—65 и кислые—более 65%. Химический состав может быть определен лишь при лабораторных исследованиях. Однако минеральный состав отражает химический и может быть использован для выяснения группы кислотности. Породообразующими минералами магматических пород являются минералы класса силикатов:кварц, полевые шпаты, слюды, амфиболы, пироксены, которые в сумме составляют около 93% всех входящих в магматические породы минералов, затем оливин, фельдшпатоиды, некоторые другие силикаты и около 1% минералов других классов. Вспомнив химический состав этих минералов, нетрудно убедиться, что в более основных породах должны преобладать цветные (темноцветные), менее богатые кремнеземом железисто-магнезиальные (мафические, или фемические) минералы, а в кислых — преимущественно светлые. Такое соотношение цветных и светлых минералов обусловливает, светлую окраску кислых пород, более темную основных и черную ультраосновных. С этим же связано увеличение плотности пород от кислых (2,58) к ультраосновным (до 3,4). В зависимости от условий, в которых происходило застывание магмы, магматические породы делят на ряд групп: породы глубинные, или интрузивные, образовавшиеся при застывании магмы на глубине, и породы излившиеся, или эффузивные, связанные с застыванием магмы, излившейся на поверхность, т.е. лавы. Среди интрузивных пород выделяют ряд разновидностей по глубине застывания магмы а также жильные породы, связанные с застыванием магмы в трещинах. К вулканическим породам кроме излившихся относятся пирокластические, представляющие скопление выброшенного при вулканических взрывах и осевшего на поверхность материала — куски застывшей в воздухе лавы, обломки минералов и пород. Физико-химические условия застывания магмы на глубине и лавы на поверхности различны, соответственно различны и образующиеся при этом породы. Наиболее резко это выражается в структуре пород. На глубине при медленном застывании магмы в условиях постепенного снижения температуры и давления, в присутствии летучих компонентов, способствующих кристаллизации, образуются породы с полнокристаллической структурой (Рис. 20).

Размеры кристаллических зерен зависят от свойств магмы, режима охлаждения, скорости кристаллизации

Рис.20. Застывания магмы на поверхности

Рис.21. Классификация магматических горных пород

1 - область распространения химических составов магматических горных пород, 2- граница между породами нормального (внизу) и субщелочного (вверху) рядов, 3 - граница между породами щелочного (вверху) и субщелочного (внизу) рядов, 4 - «поля неопределенности», 5 - граница распространения кварца >5%

Классификация эффузивных горных пород, их диагностические признаки

Излившаяся на поверхность лава попадает в иные условия температуры и давления, теряет растворенные в ней газы и застывает или в виде аморфной массы, имеющей стекловатую структуру, или образует микрокристаллическую массу, т.е. афанитовую структуру. У излившихся пород встречается также порфировая структура, кристаллические вкрапленники которой и основная некристаллическая масса возникли в разных условиях и разновременно. Интрузивные породы обладают массивной текстурой, характеризующейся отсутствием ориентировки минеральных зерен. Реже встречается ориентированная текстура, отражающая движение магмы в процессе застывания, а также результат ее гравитационной дифференциации. В эффузивных породах ориентированная текстура возникает чаще. При этом кристаллические зерна, струи стекла, пустоты располагаются упорядоченно по направлению течения потока лавы и породы приобретают флюидальную текстуру. Для них характерна также пористая текстура, отражающая процесс выделения газов при застывании лавы. В случае порфировой структуры эффузивных пород пользуются терминами порфир, если кристаллические вкрапленники представлены преимущественно калиевыми полевыми шпатами, и порфирит, если во вкрапленниках преобладают плагиоклазы. По отношению кремнезема (SiO₂) и щелочей (K₂O, Na₂O) выделяют нормальный ряд пород, характеризующийся относительно малым содержанием щелочей, и щелочной ряд с повышенным их содержанием. В земной коре преобладают породы нормального ряда.

Наиболее распространенные магматические породы. Нормальный ряд.Ультраосновные породы (гипербазиты, или ультрамафиты) в строении земной коры играют незначительную роль, причем особенно редки эффузивные аналоги этой группы (пикриты и пикритовые порфириты). Все ультраосновные породы обладают большой плотностью (3,0—3,4),обусловленной их минеральным составом (см. выше).Дуниты — глубинные породы, обладающие полнокристаллической обычно мелко и среднезернистой структурой. Состоят на 85— 100% из оливина, который обусловливает их темно-серую, желто-зеленую и зеленую окраску. В результате вторичных изменений оливин часто переходит в серпентин и магнетит, что придает породам темно-зеленый и черный цвет. В этом случае зернистая структура становится практически невидимой. Для выветрелой поверхности характерна вторичная бурая корка гидроокислов железа. Перидотиты — наиболее распространенные из ультраосновных глубинных пород. Обладают полнокристаллической средне- или мелкозернистой, порфировидной и скрытокристаллической структурой. Состоят из оливина (70—50%) и пироксенов. Темно-зеленые или черные, что обусловливается цветом оливина или вторичного серпентина. На этом фоне выделяются более крупные вкрапленники пироксенов, хорошо заметные по стеклянному блеску на плоскостях спайности. Пироксениты — глубинные породы, обладающие полнокристаллической, крупно- или среднезернистой структурой. Состоят главным образом из пироксенов, придающих породам зеленовато-черный и черный цвет; в меньшем количестве (до 10—20%) присутствует оливин. По содержанию окиси кремния пироксениты относятся к основным и даже средним породам, но отсутствие полевых шпатов позволяет относить их к ультраосновным Ультраосновные породы слагают массивы разных размеров, образуя согласные тела и секущие жилы. С ними связаны месторождения многих ценных минералов и руд, таких, как платина, хром, титан и др. Главными породообразующими минералами основных пород являются пироксены и основные плагиоклазы. Могут присутствовать оливин и роговая обманка. В качестве второстепенных с ними связан также ряд рудных минералов, таких, как магнетит, титаномагнетит и др. Большое количество цветных минералов придает породам темную окраску, на фоне которой выделяются светлые вкрапленники плагиоклазов. Основные породы широко распространены в земной коре, особенно их эффузивные разновидности (базальты).

Габбро — глубинные породы с полнокристаллической средне- и крупнозернистой структурой. Из цветных наиболее типичными минералами являются пироксены (до 35—50%), реже встречаются роговая обманка и оливин. Светлые минералы представлены основными плагиоклазами. Разновидность габбро, состоящая почти целиком из плагиоклазов, называется анортозитом. Если этим плагиоклазом является лабрадор, порода называется лабрадоритом. Эффузивными аналогами габбро являются базальты (долериты).

Базальты — черные или темно-серые породы, обладающие афанитовой или порфировой структурой. На стекловатом фоне основной массы выделяются очень мелкие порфировые вкрапленники плагиоклазов, пироксенов, иногда оливина. Текстура массивная, часто пористая. Долериты — излившиеся породы того же состава, но с мелкозернистой полнокристаллической структурой. Базальты залегают в виде потоков и покровов, нередко достигающих значительной мощности и покрывающих большие пространства как на континентах, так и на дне океанов. Средние породы характеризуются большим содержанием светлых минералов, чем цветных, из которых наиболее типична роговая обманка. Такое соотношение минералов определяет общую светлую окраску породы, на фоне которой выделяются темноокрашенные минералы.

Диориты — глубинные породы, обладающие полнокристаллической структурой. Светлые минералы, составляющие около 65—70%, представлены главным образом средним плагиоклазом, придающим породам светло-серую или зеленовато-серую окраску. Из темноцветных чаще всего присутствует роговая обманка, реже пироксены. В небольших количествах могут встречаться кварц, ортоклаз, биотит, однако при макроскопическом изучении они практически не могут быть обнаружены. Если количество кварца достигает 5—15%, породы называются кварцевыми диоритами. Диориты и кварцевые диориты встречаются в массивах гранитов и габбро, а также образуют небольшие отдельные тела типа жил, штоков, лакколитов.

Излившимися аналогами диоритов являются андезиты, обладающие обычно порфировой структурой. Основная скрытокристаллическая или очень мелкокристаллическая масса, содержащая стекло, имеет светло-серый или светло-бурый цвет. На ее фоне выделяются блестящие светло-серые вкрапленники плагиоклазов и черные — роговой обманки и пироксенов. Текстура массивная, часто пористая. Для всех кислых пород характерно наличие кварца. Кроме того, в значительных количествах присутствуют полевые шпаты — калиевые и кислые плагиоклазы. Из цветных характерны биотит и роговая обманка, реже пироксены. В этой группе наиболее широко развиты интрузивные породы. Граниты — глубинные породы, обладающие полнокристаллической, обычно средне-зернистой, реже крупно- и мелкозернистой структурой. Породообразующие минералы-кварц (около 25—35%), калиевые полевые шпаты (35—40%) и кислые плагиоклазы (около 20—25%), из цветных — биотит, в некоторых разностях частично замещающийся мусковитом, реже роговая обманка, еще реже пироксены. Если содержание кварца в породе не превышает 15—25%, а из полевых шпатов преобладают плагиоклазы и увеличивается количество темноцветных, порода называется гранодиоритом.

Граниты – самая распространенная интрузивная порода. Они слагают огромные тела на щитах и в складчатых областях, а также мелкие секущие интрузии.

Излившимися аналогами гранитов являются липариты (риолиты), аналогами гранодиоритов — дациты.

Липариты имеют порфировую структуру — в светлой, часто белой, обычно стекловатой, реже афанитовой основной массе вкраплены редкие мелкие кристаллические зерна калиевых полевых шпатов (обычно санидина) и еще более редкие плагиоклазов и кварца, очень редко темноцветных. В дацитах во вкрапленниках преобладают кислые плагиоклазы, однако, макроскопически это не определяется.Кислые породы со стекловатой структурой, представляющие однородную аморфную массу серой, до черной, иногда буро-красной окраски, в зависимости от содержания воды называются обсидианами (при содержании воды до 1%) и пехштейнами (при большем количестве воды, около 6—10%). Первые имеют стеклянный блеск и раковистый излом, у вторых блеск смоляной. Если стекловатая порода имеет пористую текстуру, она называется пемзой, обладающей очень низкой плотностью (плавает на воде).

Щелочной ряд.Щелочные породы в земной коре встречаются реже пород нормального ряда. Среди них выделяют породы с фельдшпатоидами и без них, но и те и другие характеризуются относительно вышенным содержанием щелочных минералов. Примером щелочных пород без фельдшпатоидов являются сиениты — средние глубинные породы, главными породообразующими минералами которых являются калиевые полевые шпаты (более 30%),меньшую роль играют средние или кислые плагиоклазы и темноцветные минералы (роговая обманка, биотит, реже пироксены). В небольших количествах (до 5%) может присутствовать кварц. Калиевые полевые шпаты обусловливают преимущественно розовый, серовато-желтый цвет пород. Структура полнокристаллическая, часто среднезернистая, порфировидная. Сиениты встречаются довольно редко в виде небольших секущих тел, чаще сопровождают кислые и основные интрузии. Излившиеся аналоги сиенитов — трахиты — также редки. В качестве примера пород с фельдшпатоидами рассмотрим нефелиновые сиениты — средние глубинные породы, обладающие полнокристаллической, обычно крупнозернистой структурой. В них преобладают светлые минералы (70% и более), представленные щелочными полевыми шпатами (ортоклазом, микроклином, альбитом) и нефелином. Из темно-цветных присутствуют железистые разности биотита, щелочные амфиболы и пироксены. Нефелиновые сиениты образуют обычно небольшие секущие тела типа штоков. Излившиеся аналоги нефелиновых сиенитов — фонолиты — встречаются еще реже. Жильные и вулканогенно-обломочные породы формируются при застывании магматических расплавов в трещинах, рассекающих как магматические, так и вмещающие породы. Для жильных пород характерна полнокристаллическая структура, обычно мелкозернистая, часто порфировидная. Встречаются породы и с очень крупнозернистой структурой, обусловленной составом магмы и условиями ее кристаллизации. По минеральному составу могут соответствовать интрузивным породам любой кислотности. Среди жильных пород выделяются нерасщепленные (асхистовые) и расщепленные (диасхистовые) породы. Минеральный состав первых аналогичен составу глубинных пород интрузий, с которыми они связаны (материнских интрузий), отличаясь лишь структурой. Если структура мелко- или микрозернистая, это отражается в названии породы, например жильный гранит или микрогранит. Если структура жильной породы порфировидная, к названию соответствующей глубинной породы прибавляется слово порфир (для пород с калиевыми полевыми шпатами) или порфирит (для плагиоклазовых пород) — гранит-порфиры, диорит-порфириты и др.

Расщепленные породы с преобладанием светлых минералов называются аплитовыми (лейкократовыми), а темноцветных -лампрофировыми (меланократовыми). Для светлых пород с крупной (до гигантской) зернистой структурой используется название пегматиты. Наибольшим распространением пользуются кислые пегматиты. Они состоят преимущественно из полевых шпатов и кварца, а также слюд со взаимным прорастанием кристаллов. Вулканогенно-обломочные (пирокластические) породы являются результатом скопления выброшенного при вулканических взрывах и затем осевшего материала. В зависимости от размера и условий извержения частицы разносятся от места взрыва на большее или меньшее расстояния — от нескольких километров до многих сотен и тысяч километров. Осаждающийся на поверхности Земли материал образует рыхлые скопления, которые в зависимости от размеров обломков называются вулканическим пеплом при пылеватых размерах частиц, вулканическим песком при песчаной размерности обломков; обломки более крупные называются лапиллями (камушками) и вулканическими бомбами, достигающими нескольких метров в поперечнике. Весь рыхлый пирокластический материал называется тефрой. В последующем обломки различными путями цементируются и образуются крепкие породы — вулканические туфы и агломераты или вулканические брекчии (при больших размерах обломков), а также лавовые брекчии (при лавовом цементе). Магматические породы широко применяются в различных отраслях строительства. С разными их группами связаны различные комплексы металлических полезных ископаемых. К ультраосновным породам приурочены руды платины, железа, хрома, никеля. Основныепороды сопровождаются месторождениями магнетита, титаномагнетита, ильменита, медных и полиметаллических руд; средние — магнетита, халькопирита, золота и др.; кислые породы содержат золото, цветные, редкие, радиоактивные металлы. Нефелиновые сиениты используются как руда на алюминий. Определенные связи устанавливаются также между составом магматических пород и неметаллическими полезными ископаемыми. Например, ультраосновные породы часто сопровождаются скоплениями талька, асбеста, кислые —мусковита, флюорита, щелочные — нефелина, апатита, корунда и др.