Короновский Н.В., Якушова А.Ф. Основы геологии - файл n1.doc

приобрести
Короновский Н.В., Якушова А.Ф. Основы геологии
скачать (3837 kb.)
Доступные файлы (1):
n1.doc3837kb.11.06.2012 05:50скачать

n1.doc

1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   56

2.3. ГОРНЫЕ ПОРОДЫ


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 непостоянны.

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 мм4 . 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. По происхождению выделяют: 1) магматические, или изверженные, горные породы, связанные с застыванием в различных условиях силикатного расплава - магмы и лавы; 2) осадочные горные породы, образующиеся на поверхности в результате деятельности различных экзогенных факторов; 3) метаморфические горные породы, возникающие при переработке магматических, осадочных, а также ранее образованных метаморфических пород в глубинных условиях при воздействии высоких температур и давления, а также различных жидких и газообразных веществ (флюидов), поднимающихся с глубины.

Магматические горные породы наряду с метаморфическими слагают основную массу земной коры, однако, на современной поверхности материков области их распространения сравнительно невелики. В земной коре они образуют тела разнообразной формы и размеров, так называемые структурные формы, состав и строение которых зависят от химического состава исходной для данной породы магмы и условий ее застывания (см. гл. 11). 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 (см. гл. 11), 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. Размеры кристаллических зерен зависят от свойств магмы, режима охлаждения, скорости кристаллизации. 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.

Определение эффузивных пород по минеральному составу сильно затруднено главным образом тем, что значительная их часть состоит из нераскристаллизовавшегося вулканического стекла, для которого можно говорить лишь о химическом составе. Определение таких пород также затрудняют и более поздние их изменения. 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, которые главным образом и будут рассмотрены ниже.

В табл. 2.4 помещены наиболее распространенные интрузивные и эффузивные породы (правая часть таблицы) и указаны их характерные признаки, позволяющие наметить путь определения пород:

1. В вертикальных графах I-IV выделены группы пород по кислотности: I - кислые, II - средние, III - основные и IV - ультраосновные породы. В нижней части таблицы для каждой из групп указаны главные породообразующие минералы - светлые и цветные. Минералы расположены сверху вниз от более к менее характерным для данный группы. Определение принадлежности породы к той или иной группе кислотности производится по минеральному составу, отношению светлых и цветных минералов и плотности (см. выше).

2. Кислые породы подразделены на две подгруппы. К первой (графа 1а) относятся породы, в которых преобладают калиевые полевые шпаты, ко второй (графа 1б) - породы преимущественно с плагиоклазами. Макроскопически далеко не всегда удается определить, какой полевой шпат преобладает в породе, особенно при рассмотрении эффузивных пород. В этом случае точное определение породы может быть произведено только при микроскопическом исследовании или с помощью химического анализа.

3. В каждой группе выделяется два горизонтальных ряда, соответствующих условиям образования породы - эффузивные породы (сверху) и интрузивные (снизу). Определение текстуры (графа 3) и структуры (графа 4) позволяет отнести породы к тому или иному ряду.

В графе 2 указаны формы залегания, характерные для интрузивных и эффузивных пород (см. гл. 11).



4 В разных классификациях размеры зерен несколько колеблются.

Наиболее распространенные магматические породы. Нормальный ряд. Ультраосновные породы (гипербазиты, или ультра-мафиты) 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 среднезернистой, 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 повышенным 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 темноцветных 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. Основные породы 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.

Осадочные горные породы. На поверхности Земли в результате действия различных экзогенных факторов образуются осадки, которые в дальнейшем уплотняются, претерпевают различные физико-химические изменения - диагенез, и превращаются в осадочные горные породы. Осадочные породы тонким чехлом покрывают около 75% поверхности континентов. Многие из них являются полезными ископаемыми, другие - содержат таковые.

Среди осадочных пород выделяют три группы:

При описании осадочных горных пород так же, как и магматических, следует обращать внимание на их минеральный состав и строение. Первый является определяющим признаком для химических и органогенных пород, а также глинистых при микроскопическом их изучении. В обломочных породах могут присутствовать обломки любых минералов и горных пород.




Рис. 2.4. Параллельная горизонтальная слоистость в известняках среднего карбона (Подмосковье)
Важнейшим признаком, характеризующим строение осадочных пород, является их слоистая текстура. Образование слоистости связано с условиями накопления осадков. Любые перемены этих условий вызывают либо изменение состава отлагающегося материала, либо остановку в его поступлении. В разрезе это приводит к появлению слоев, разделенных поверхностями напластования и часто различающихся составом и строением. Слои представляют собой более или менее плоские тела, горизонтальные размеры которых во много раз превышают их толщину (мощность). Мощность слоев может, достигать десятков метров или не превышать долей сантиметра. Изучение слоистости дает большой материал для познания палеогеографических условий, в которых формировалась изучаемая осадочная толща. Например, в морях на удалении от берега, в условиях относительно спокойного режима движения воды образуется параллельная, первично горизонтальная слоистость (рис. 2.4), в прибрежно-морских условиях - диагональная, в потоках морских и речных - косая (рис. 2.5) и т.д. Важным текстурным признаком осадочных пород является также пористость, характеризующая степень их проницаемости для воды, нефти, газов, а также устойчивость под нагрузками. Невооруженным глазом видны лишь относительно крупные поры; более мелкие легко обнаружить, проверив интенсивность поглощения породой воды. Например, породы, обладающие тонкой, не видимой глазом пористостью прилипают к языку.




Рис 2.5. Косая слоистость в аллювиальных песках (Камчатка)
Структура осадочных пород отражает их происхождение - обломочные породы состоят из обломков более древних пород и минералов, т.е. имеют обломочную структуру; глинистые сложены мельчайшими не видимыми вооруженным глазом зернами преимущественно глинистых минералов - пелитовая структура; хемобиогенные обладают либо кристаллической структурой (от ясно видимой до скрытокристаллической), либо аморфной, либо органогенной, выделяемой в тех случаях, когда порода представляет собой скопление скелетных частей организмов или их обломков.

Наиболее распространенные осадочные горные породы. Обломочные породы. По величине обломков обломочные породы делятся на: грубообломочные породы (псефитовые), состоящие из обломков более 2 мм5 в поперечнике; среднеобломочные или песчаные породы (псаммитовые), состоящие из обломков от 2 до 0,05 мм в поперечнике, и мелкообломочные, или пылеватые породы (алевритовые), состоящие из обломков от 0,05 до 0,005 мм в поперечнике. В пределах каждого гранулометрического типа породы подразделяются по окатанности обломков, а также в зависимости от того, представляют ли эти обломки рыхлые скопления или скреплены (сцементированы) каким-либо цементом.

Обломочные породы характеризуются также и составом обломков. Однородные по составу породы часто состоят из обломков кварца как одного из наиболее устойчивых минералов. К породам смешанного состава относят, например, аркозовые породы, содержащие обломки продуктов разрушения гранитов: калиевых полевых шпатов, кислых плагиоклазов, меньше кварца и слюд. Если преобладают обломки средних, основных и ультраосновных магматических пород и слагающих их минералов, а также метаморфических сланцев и аргиллитов, обломочные породы называются граувакковыми.

Грубообломочные породы. В зависимости от формы и размеров обломков среди пород этого гранулометрического типа выделяют следующие: глыбы и валуны - соответственно угловатые и скатанные обломки размером свыше 200 мм в поперечнике; щебень и галька - при размерах обломков от 200 до 10 мм; дресва и гравий - при размерах обломков от 10 до 2 мм.

Грубообломочные породы, представляющие собой сцементированные неокатанные обломки, называются брекчиями и дресвяниками, сцементированные окатанные обломки - конгломератами и гравелитами.

При макроскопическом определении грубообломочных пород следует описывать состав, размеры и форму обломков. Определяя размеры, надо указывать пределы их колебаний и преобладающий размер. Следует, возможно, более точно описывать форму обломков, ибо она может подсказать, какие факторы способствовали ее возникновению. Для сцементированных пород необходимо давать описание цемента - его состава, прочности, плотности и др. Цементом служат различные химические соединения и механические частицы, выпадающие из вод, циркулирующих между обломками. Часто цемент бывает глинистым, сравнительно легко размокающим, карбонатным, легко определяемым по реакции с соляной кислотой, кремнистым, характеризующимся большой твердостью и иногда характерным блеском, железистым, выделяющимся желто-красно-бурыми окрасками и большой плотностью и др.

К среднеобломочным породам относятся распространенные в земной коре пески и песчаники. Первые представляют собой скопление несцементированных обломков песчаной размерности, вторые - такие же, но сцементированные обломки. В зависимости от величины обломков пески и песчаники разделяются на грубо-, крупно-, средне- и мелкозернистые. По составу обломков они, как и грубообломочные, бывают однородными и смешанными. Преобладающий состав обломков отражается в названии породы, например кварцевый песок или песчаник, глауконитовый, кварцево-слюдистый, аркозовый и др. Описание песков и песчаников производится по той же схеме, что и грубообломочных пород.

Мелкообломочные породы. Рыхлые скопления мелких частиц размерами от 0,05 до 0,005 мм называются алевритами. Одним из широко распространенных представителей алевритов является лёсс - светлая палево-желтая порода, состоящая преимущественно из обломков кварца и меньше - полевых шпатов с примесью глинистых частиц и извести, что легко обнаруживается по реакции с соляной кислотой. Лёсс легко растирается в мучнистый порошок, обладает большой пористостью (до 50%) и относительно слабой водопроницаемостью. Более подробная характеристика лёссов, их генезиса рассматривается в гл. 5.

При цементации алевритов морского, озерного и другого происхождения, сложенных частицами той же или близкой размерности, возникают алевролиты - широко распространенные породы разнообразной окраски, обычно с плитчатым строением, легко обнаруживаемым при раскалывании породы.

Все обломочные породы широко используются в различных отраслях строительства, чистые кварцевые пески - при изготовлении стекла.

Глинистые породы. Наиболее распространенными осадочными породами являются глинистые, на долю которых приходится больше 50% от объема всех осадочных пород. Глинистые породы в основном состоят из мельчайших (меньше 0,02 мм) кристаллических (реже аморфных) зерен глинистых минералов. Кроме того, в их состав входят столь же мелкие зерна хлоритов, окислов и гидроокислов алюминия, глауконита, опала и других минералов, являющихся продуктами химического разрушения различных пород и отчасти глинистых минералов. Третья составляющая глинистых пород - разнообразные обломки размерами меньше 0,01 мм (0,005 мм). По степени литифицированности среди глинистых пород выделяют глины, - легко размокающие породы и аргиллиты - сильно уплотненные, потерявшие способность размокать глины.

В сухом состоянии глины образуют крепкие агрегаты с пелитоморфной (мучнистой) структурой. Излом их землистый или раковистый, текстура мелкопористая, растираются в порошок. Они впитывают влагу и становятся при этом пластичными и водоупорными. Окраска разнообразна и зависит как от цвета глинистых минералов, так и в значительной степени от примесей. В зависимости от свойств глинистых минералов некоторые глины при намокании разбухают, другие этим свойством не обладают. При специальных исследованиях выделяются разновидности глин, состоящие из тех или иных глинистых минералов. Применяются глины как огнеупорный материал, как поглотитель, для изготовления кирпича, керамики. Аргиллиты - обладают массивной или тонкоплитчатой текстурой. Обычно окрашены в более темные, чем глины, цвета.

Кроме песчаных, пылеватых и глинистых пород существует еще ряд смешанных пород, состоящих из частиц разных размеров и состава. К ним относятся супеси, содержащие наряду с песчаными до 20-30% глинистых частиц, и суглинки, в которых количество глинистых частиц увеличивается до 40-50%. Соответственно с этим меняются и свойства пород, что прежде всего выражается в уменьшении пластичности при намокании от глин к пескам.

Химические и органогенные породы образуются преимущественно в водных бассейнах. Структура химических (хемогенных) пород определяется агрегатным состоянием минералов их слагающих - кристаллическим или аморфным и размерами кристаллических зерен, структура органогенных пород - состоянием слагающих их органических остатков и принадлежностью организмов к тем или иным группам. Классификация хемогенных и органогенных горных пород обычно производится по химическому составу слагающих их минералов.

На долю карбонатных пород в осадочной оболочке Земли приходится около 14%. Главный породообразующий минерал этих пород - кальцит, в меньшей степени - доломит. Соответственно, наиболее распространенными среди карбонатных пород являются известняки - мономинеральные породы, состоящие из кальцита. Свойства, присущие этому минералу, могут быть использованы для определения известняков. Цвет известняков обычно светлый - белый, светло-желтый, светло-серый, но примесями может быть изменен в любой, вплоть до черного. Известняки бывают химического и органогенного (биогенного) происхождения. Первые образуются при выпадении кальцита из вод морей, озер, подземных вод.

Среди них различают: 1) плотные мелко- и тонкокристаллические массы, в которых кристаллическое строение определяется лишь микроскопически - плотные (пелитоморфные) известняки; 2) скопление известковых оолитов скорлуповатого или радиально-лучистого строения, соединенных известковым цементом - оолитовые известняки, образующиеся в прибрежной зоне моря; 3) сильнопористые породы, состоящие из мелкокристаллического или скрытокристаллического кальцита -- известковые туфы или травертины - связанные с выходами на поверхность подземных вод; 4) обломочные известняки, слагающиеся обломками известняков разных размеров и окатанности, скрепленными карбонатным цементом. Среди биогенных известняков, прежде всего, выделяются известняки, состоящие из цельных остатков органогенных построек или отдельных раковин - известняки-ракушечники и из их обломков - детритусовые известняки.

Следующий признак для подразделения органогенных известняков основывается на систематической принадлежности органических остатков. Например, выделяют известняки коралловые, брахиоподовые, фузулиновые и др. Иногда органические остатки бывают столь мелки, что невооруженным глазом не могут быть обнаружены. В таких случаях макроскопически не удается установить принадлежность породы к тому или другому из названных генетических типов. К таким породам относится, например, мел, состоящий в основном из раковинок фораминифер и остатков кокколитофорид (известковых водорослей), не видимых невооруженным глазом и часто претерпевших значительные изменения.

В известняках обычно присутствуют различные примеси - кремнезем, углистое вещество, терригенный материал и др. Одной из распространенных пород смешанного состава является мергель - порода, состоящая из кальцита и на 25-75% из глинистых частиц. Внешне она мало отличима от известняков. Определяющим признаком является реакция с соляной кислотой, после которой на высохшей поверхности породы возникает пятно, вызванное концентрацией глинистых частиц.

Доломиты представляют агрегаты минерала того же названия. Похожи на известняки и отличаются от них более слабой реакцией с соляной кислотой. Образуются главным образом при химических изменениях известняков, а также путем выпадения из водных растворов. Карбонатные породы широко используются в различных отраслях промышленности - в металлургии, для изготовления огнеупоров, в строительном деле и др.

Кремнистые породы состоят главным образом из опала и халцедона. Так же, как карбонатные, они могут иметь биогенное, химическое и смешанное происхождение.

К биогенным породам относятся диатомиты и радиоляриты, состоящие из мельчайших, не различимых невооруженным глазом скелетных остатков диатомовых водорослей и радиолярий, скрепленных опаловым цементом. Макроскопически это белые, светло-серые или светло-желтые породы, легко растирающиеся в тонкий порошок, пачкающие руки. Очень легкие (объемная масса 0,4-0,85), что обусловлено большой микропористостью. С этим связана способность этих пород жадно впитывать влагу (липнут к языку).

К хемогенным и хемобиогенным породам относятся также трепелы и опоки.

Трепелы - породы, состоящие из мельчайших зернышек опала, скрепленных опаловым цементом. В небольших количествах присутствуют опаловые скорлупки диатомовых водорослей и остатки кремнистых скелетов радиолярий и губок. Макроскопически неотличимы от диатомитов.

Опоки, как и трепелы, состоят из зернышек опала и остатков кремневых скелетов организмов, что можно установить только микроскопически. Макроскопически это твердые породы белого, серого до черного цвета, обладающие обычно раковистым изломом. Некоторые при ударе раскалываются с характерным звенящим звуком. Легкие, но обладают большей, чем трепел, объемной массой (1,1-1,82).

Химическое происхождение имеют гейзериты и кремнистые туфы, состоящие также из опала. Это светлоокрашенные породы с пористой текстурой. Образуются на поверхности из вод гейзеров и горячих минеральных источников.

Кремни - породы также химического происхождения, состоящие из халцедона, опала, глинистых частиц. Обычно встречаются среди осадочных пород в виде конкреций, возникших в процессе диагенеза.

Кремнистые породы применяются для изготовления кремнистого цемента как тепло- и звукоизоляционный материал. Некоторые разновидности используются как поделочный камень.

Галоидные и сульфатные породы относятся к химическим образованиям, выпадающим в осадок из растворов. Классифицируются по минеральному составу.

Каменная соль - светлоокрашенные полнокристаллические агрегаты галита, образующие слоистые толщи, в которых нередко чередуются с прослоями других, близких по генезису пород (калийных солей, гипса и др.). Легко определяется по признакам, характерным для минерала галита.

Из сернокислых пород наибольшим распространением пользуется гипс, состоящий из минерала того же названия. Встречается в виде полнокристаллических, обычно мелкозернистых светлоокрашенных агрегатов.

Каустобиолиты (греч. "каустоо" - горючий, "биос" - жизнь) образуются из растительных и животных остатков, преобразованных под влиянием различных геологических факторов. Эти породы обладают горючими свойствами, чем и обусловлено их важное практическое значение. К ним относятся породы ряда углей (торф, ископаемые угли), горючие сланцы, нефть и газы. Методика изучения двух последних существенно отличается от рассмотренной выше, и на их описании мы не останавливаемся.

Породы ряда углей, представляющие собой разные стадии разложения растительных организмов в условиях с затрудненным доступом кислорода или без него, пользуются широким распространением в природе.

Торф - более или менее рыхлая, землистая, пористая, гумусовая масса желтого, бурого или черного цвета, содержащая видимые невооруженным глазом растительные остатки, а также терригенный материал. Он является результатом неполного разложения растительности в болотах при участии бактерий (первая стадия превращения растительного материала по пути его преобразования в уголь). Содержание углерода в торфе 55-60%.

Ископаемые угли образуются преимущественно из древесной растительности (гумусовые угли), меньше из водорослей (сапропелевые угли). В углях присутствует терригенная примесь. По степени разложения органического вещества выделяют: бурые угли - плотная, темно-бурая или черная порода с землистым, редко раковистым изломом, матовым блеском. Черта темно-бурая. Неразложившиеся части растений встречаются редко. Содержание углерода 60-75%. Каменные угли - результат более глубоко зашедшего процесса преобразования органического вещества. Содержание углерода увеличивается до 90%. Порода черная, более плотной текстуры, чем бурый уголь, излом землистый, блеск обычно матовый, черта черная (пачкает руки). Антрацит - результат еще большей переработки ископаемых углей в условиях повышенного давления и температуры. Содержание углерода увеличивается до 97%. Макроскопически плотные, серовато-черные породы с сильным металловидным блеском. Излом неровный, раковистый; рук не пачкает. Плотность углей возрастает от 0,7 у торфа до 1,6 у антрацита. Представляя результат постепенного изменения первичного органического вещества, породы ряда углей макроскопически не всегда легко различаются друг от друга.

Горючие сланцы - породы смешанного обломочного и органогенного происхождения, образующиеся на дне бассейнов при одновременном осаждении органического вещества (до 20-60%) и глинистых или известково-глинистых частиц.



5 Существует несколько классификаций обломочных пород, в которых размеры обломков несколько иные, однако порядок чисел, учитывающих гидродинамические свойства пород, во всех классификациях одинаков.

Метаморфические горные породы - результат преобразования пород разного генезиса, приводящего к изменению первичной структуры, текстуры и минерального состава в соответствии с новой физико-химической обстановкой. Главными факторами (агентами) метаморфизма являются эндогенное тепло, всестороннее (петростатическое) давление, химическое воздействие газов и флюидов. Постепенность нарастания интенсивности факторов метаморфизма позволяет наблюдать все переходы от первично осадочных или магматических пород к образующимся по ним метаморфическим породам. Метаморфические породы обладают полнокристаллической структурой. Размеры кристаллических зерен, как правило, увеличиваются по мере роста температур метаморфизма.

Для метаморфических пород наиболее типичны ориентированные текстуры. К ним относятся, например, сланцеватая текстура, обусловленная взаимно параллельным расположением минеральных зерен призматической или пластинчатой форм; гнейсовая, или гнейсовидная текстура, характеризующаяся чередованием полосок различного минерального состава; в случае чередования полос, состоящих из зерен светлых и цветных минералов, текстура называется полосчатой. Внешне эти текстуры напоминают слоистость осадочных пород, но их происхождение связано не с процессом накопления осадков, а с перекристаллизацией и переориентировкой минеральных зерен в условиях ориентированного давления. Если метаморфическая порода мономинеральна и слагающий ее минерал имеет более или менее изометричные формы (кварц, кальцит), то в этом случае порода имеет неупорядоченную массивную текстуру. Все метаморфические породы имеют плотную текстуру.

Поскольку сходные по составу, структурам и текстурам метаморфические породы могут образоваться за счет изменения как магматических, так и осадочных пород, к названиям метаморфических пород, возникших по магматическим породам, прибавляется приставка "орто" (например, ортогнейсы), а к названиям метаморфических, первично-осадочных пород - приставка "пара" (например, парагнейсы).

Процессы метаморфизма могут быть развиты на огромных площадях в десятки и даже сотни тысяч квадратных километров (региональный метаморфизм), но могут проявляться и на очень небольших площадях (локальный метаморфизм). Наибольшее распространение в земной коре имеют породы регионального метаморфизма, описанные ниже.

Породы регионального метаморфизма. Региональный метаморфизм происходит в диапазоне температур от 300-400o до 900-1000o С, давление меняется в пределах от 3-5 -10 до 10-15-10 Па. Увеличение температуры и давления приводит к росту интенсивности метаморфизма. Породы различного первичного состава по-разному реагируют на изменение физико-химических условий. Метаморфизм простых по химическому составу пород, таких, как кварцевые песчаники или известняки, заключается только в изменении структуры и текстуры, а минеральный состав почти не изменяется. Кварцевые песчаники и другие богатые кремнеземом породы при метаморфизме превращаются в кварциты, которые состоят почти полностью из кварца, имеют полнокристаллическую, обычно мелкозернистую структуру. Текстура, как правило, массивная. Цвет кварцитов различен.

Карбонатные породы (известняки, доломиты и др.) превращаются в мраморы, полнокристаллические мономинеральные агрегаты кальцита, обладающие массивной текстурой. Разнообразная окраска мраморов связана с неоднородностями исходных пород.

При метаморфизме карбонатных железисто-магнезиальных осадочных пород, а также основных и, отчасти, средних магматических пород образуются амфиболиты (соответственно пара- и орто-), состоящие главным образом из роговой обманки и среднего плагиоклаза и обладающие полнокристаллической структурой и сланцеватой текстурой.

Постепенное нарастание интенсивности метаморфизма полнее всего можно проследить на примере преобразования первично-глинистых (пелитовых) пород. К метаморфическим породам, возникшим за их счет и отвечающим сравнительно невысоким температурам, но значительному ориентированному давлению, относятся филлиты. Метаморфические изменения выражены в них появлением мельчайших кристалликов слюд и сланцеватой текстуры. Кристаллы, не различимые невооруженным глазом, придают породам сильный шелковистый блеск, хорошо видимый на плоскостях сланцеватости. Несколько более глубоко метаморфизованные породы того же глинистого ряда представляют серицит- и хлоритсодержащие сланцы. В этих породах первичные глинистые минералы уже полностью перекристаллизованы и кристаллические зерна новообразованных минералов имеют вполне различимые на глаз размеры, т.е. структура пород полнокристаллическая. Текстура сланцеватая.

В условиях более высоких температур и давления возникают кристаллические сланцы, существенную роль, в которых играют слюды. Для кристаллических сланцев характерны средне- и крупнозернистая структура, и сланцеватая текстура. К ним относятся слюдяные сланцы, состоящие из кварца, слюды и небольшого количества полевых шпатов. По преобладанию той или иной слюды различают мусковитовые, биотитовые и двуслюдяные сланцы. Если в кристаллических сланцах роль главного минерала играет роговая обманка, сланцы называются роговообманковыми. При дальнейшем нарастании температур слюдяные сланцы переходят в парагнейсы. Гнейсы состоят преимущественно из кварца, полевых шпатов и слюд; меньшая роль принадлежит амфиболам и пироксенам. Породам присущи полнокристаллическая средне- и крупнозернистая структура и гнейсовая (полосчатая) текстура.

Нарастание метаморфизма прослеживается и по магматическим породам. Общее направление метаморфических изменений для первично кислых и средних пород заключается в переходе их на ранних стадиях в слюдяные ортосланцы, а затем и ортогнейсы. Для основных пород этот ряд представлен хлоритсодержащими сланцами, в которых обычно присутствуют в больших количествах тальк, эпидот, актинолит (минералы класса силикатов). При более глубоком метаморфизме сланцы превращаются в ортоамфиболиты. Ультраосновные породы преобразуются в тальковые сланцы, а затем в серпентиниты. Серпентиниты состоят главным образом из серпентина и имеют присущую ему зеленую окраску разных тонов, доходящую почти до черной. Структура скрытокристаллическая, текстура массивная.

При ультраметаморфических условиях, характеризующихся сочетанием очень высоких температур и давлений, многие из перечисленных пород переходят в гранулиты - кварц-полевошпатовые породы, содержащие значительные количества гранатов (преимущественно пиропа); структура полнокристаллическая мелко- и тонкозернистая, текстура гнейсовидная. При большем давлении образуются эклогиты, массивные породы с плотностью 3 ,35- 4,2 г/см , состоящие преимущественно из двух минералов - граната и пироксена (омфацита).

Перечисленные породы представляют наиболее распространенные в земной коре продукты регионального метаморфизма, но далеко не исчерпывают всего их многообразия.

Из пород, связанных с локальным метаморфизмом, упомянем роговики, возникающие на контакте внедрившейся магмы с вмещающими, преимущественно глинистыми породами. Основным фактором метаморфизма при этом является тепловое воздействие расплава, кроме того, давление его на консолидированные породы и привнос некоторых летучих. Роговики обладают микрокристаллической структурой, различной, часто серой до черной, окраской, массивной текстурой. Определенный микроскопически минеральный состав зависит от исходного состава первичных пород. Наиболее обычны кварц, полевые шпаты, амфиболы, пироксены. Роговики часто бывают рудоносны.

Земную кору слагают горные породы, представляющие собой закономерные агрегаты минералов. Последние состоят из различных химических элементов. Химический состав и внутренняя структура минералов зависят от условий их образования и определяют свойства. В свою очередь строение и минеральный состав горных пород указывают на происхождение последних и позволяют определять породы в полевых условиях.

- ? -

1. Какие главнейшие химические элементы участвуют в строении земной коры?

2. Что такое минералы и какие свойства для них характерны?

3. Принципы классификации минералов.

4. Какие породообразующие минералы магматических и метаморфических пород вы знаете?

5. Классификация горных пород по происхождению.

6. Какие структурные и текстурные особенности характеризуют магматические, осадочные и метаморфические породы?

Литература

Глава 3. СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ, МАНТИИ И ЯДРА ЗЕМЛИ

3.1. СТРОЕНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ


В строении земной коры участвуют все описанные типы горных пород - магматические, осадочные и метаморфические, залегающие выше границы Мохо. Как в пределах континентов, так и в пределах океанов выделяются подвижные пояса и относительно устойчивые площади земной коры. На континентах к устойчивым площадям относятся обширные равнинные пространства - платформы (Восточно-Европейская, Сибирская), в пределах которых располагаются наиболее устойчивые участки - щиты (Балтийский, Украинский), представляющие собой выходы древних кристаллических горных пород. К подвижным поясам относятся молодые горные сооружения, такие, как Альпы, Кавказ, Гималаи, Анды и др.




Рис. 3.1. Обобщенный профиль дна океана (по О. К. Леонтьеву)
Материковые структуры не ограничиваются только континентами, в ряде случаев они протягиваются в океан, образуя так называемую подводную окраину материков, состоящую из шельфа, глубиной до 200 м, континентального склона с подножьем до глубин 2500-3000 м. В пределах океанов также выделяются стабильные области - океанские платформы - значительные площади ложа океана - обширные абиссальные (греч. "абиссос" - бездна) равнины глубиной 4-6 км, и подвижные пояса, к которым относятся срединно-океанские хребты и активные окраины Тихого океана с развитыми окраинными морями (Охотское, Японское и др.), островными дугами (Курильские, Японские и др.) и глубоководными желобами (глубиной 8-10 км и более) (рис. 3.1).




Рис. 3.2. Схема строения различных типов земной коры.
На первых этапах геофизических исследований выделялись два основных типа земной коры: 1) континентальный и 2) океанский, резко отличающиеся друг от друга строением и мощностью слагающих пород. В последующем стали выделять два переходных типа:

1) субконтинентальный и 2) субокеанский.
Схемы строения земной коры указаны на
рис. 3.2.

Континентальный тип земной коры. Мощность континентальной земной коры изменяется от 35-40 (45) км в пределах платформ до 55-70 (75) км в молодых горных сооружениях. Континентальная кора продолжается и в подводные окраины материков. В области шельфа ее мощность уменьшается до 20-25 км, а на материковом склоне (на глубине около 2,0-2,5 км) выклинивается. Континентальная кора состоит из трех слоев. Первый - самый верхний слой представлен осадочными горными породами, мощностью от 0 до 5 (10) км в пределах платформ, до 15-20 км в тектонических прогибах горных сооружений. Скорость продольных сейсмических волн (Vp) меньше 5 км/с. Второй - традиционно называемый "гранитный" слой на 50% сложен гранитами, на 40% - гнейсами и другими в разной степени метаморфизованными породами. Исходя из этих данных, его часто называют гранитогнейсовым или гранитометаморфическим. Его средняя мощность составляет 15-20 км (иногда в горных сооружениях до 20- 25 км). Скорость сейсмических волн (Vp) - 5,5-6,0 (6,4) км/с. Третий, нижний слой называется "базальтовым". По среднему химическому составу и скорости сейсмических волн этот слой близок к базальтам.




Рис. 3.3. Скоростная модель земной коры континентов (по Н. И. Павленковой).
Однако высказывается предположение, что он сложен основными интрузивными породами типа габбро, а также метаморфическими породами амфиболитовой и гранулитовой фаций метаморфизма, не исключается наличие и ультраосновных пород. Правильнее называть этот слой гранулито-базитовым (базит - основная порода). Его мощность изменяется от 15-20 до 35 км. Скорость распространения волн (Vp) 6,5-6,7 (7,4) км/с. Граница между гранитометаморфическим и гранулито-базитовым слоями получила название сейсмического раздела Конрада. Долгое время господствовало представление о том, что граница Конрада существует в континентальной коре повсеместно. Однако последующие данные глубинного сейсмозондирования показали, что поверхность Конрада далеко не всюду выражена, а фиксируется лишь в отдельных местах. Естественно возникают новые интерпретации строения континентальной земной коры. Так, Н. И. Павленковой и другими предложена четырехслойная модель (рис. 3.3). В этой модели выделяется верхний осадочный слой с четкой скоростной границей, обозначенной Ко. Ниже расположенные части земной коры объединены в понятие кристаллический фундамент, или консолидированная кора, внутри которой выделяются три слоя: верхний, промежуточный и нижний, разделенные границами К1 и К2. Отмечается достаточная устойчивость границы К2 - между промежуточным и нижним этажами. Верхний этаж характеризуется вертикально-слоистой структурой и дифференцированностью отдельных блоков по составу и физическим параметрам. Для промежуточного этажа отмечается тонкая горизонтальная расслоенность и наличие отдельных пластин с пониженной скоростью сейсмических волн (Vp) - 6 км/с (при общей скорости в слое 6,4-6,7 км/с) и аномальной плотностью.

На основании этого делается вывод, что промежуточный слой может быть отнесен к ослабленному слою, по которому возможны горизонтальные подвижки вещества. В настоящее время и другие исследователи обращают внимание на наличие отдельных линз в континентальной коре с относительно (на 0,1-0,2 км/с) пониженными скоростями сейсмических волн на глубинах 10-20 км, при мощности линз 5-10 км. Предполагают, что эти зоны (или линзы) связаны с сильной трещиноватостью и обводненностью пород.

Данные С. Р. Тейлора указывают также, что в пределах континентальной коры нет единого слоя с пониженной скоростью, а отмечается прерывистая расслоенность. Все сказанное свидетельствует о большой сложности континентальной земной коры и неоднозначности его интерпретации. Достаточно убедительным доказательством этого являются данные, полученные при бурении сверхглубокой Кольской скважины, достигшей уже глубины свыше 12 км. По предварительным сейсмическим данным, в районе заложения скважины граница между "гранитным" и "базальтовым" слоями должна бы быть встречена на глубине около 7 км. В действительности никакого геофизического "базальтового" слоя не оказалось. На этой глубине под мощной метаморфизованной вулканогенно-осадочной толщей протерозойского возраста были вскрыты плагиоклазовые гнейсы, гранито-гнейсы, амфиболиты - породы среднетемпературной стадии метаморфизма, процентное содержание которых увеличивается с глубиной. Что же послужило причиной изменения скорости сейсмических волн (от 6,1 до 6,5-6,6 км/с) на глубине около 7 км, где предполагалось наличие геофизического "базальтового" слоя? Возможно, что это связано с амфиболитами и их ролью в изменении упругих свойств пород. Возможно также, что указанная ранее (до бурения скважины) граница связана не с изменением состава пород, а с увеличением поля напряжения, обусловленного интенсивными деформациями и неоднократными проявлениями метаморфизма.

Океанская кора. Длительное время океанская кора рассматривалась как двухслойная модель, состоящая из верхнего осадочного слоя и нижнего - "базальтового". В результате проведенных детальных сейсмических исследований бурения многочисленных скважин и неоднократных драгирований (взятие образцов пород со дна океана драгами) было значительно уточнено строение океанской коры. По современным данным, океанская земная кора имеет трехслойное строение при мощности от 5 до 9(12) км, чаще 6-7 км. Некоторое увеличение мощности наблюдается под океанскими островами.

1. Верхний, первый слой океанской коры - осадочный, состоит преимущественно из различных осадков, находящихся в рыхлом состоянии. Его мощность от нескольких сот метров до 1 км. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) в нем 2,0-2,5 км/с.

2. Второй океанский слой, располагающийся ниже, по данным бурения, сложен преимущественно базальтами с прослоями карбонатных и кремнистых пород. Мощность его от 1,0-1,5 до 2,5-3,0 км. Скорость распространения сейсмических волн (Vp) 3,5-4,5 (5) км/с.

3. Третий, нижний высокоскоростной океанский слой бурением еще не вскрыт. Но по данным драгирования, проводимого с исследовательских судов, он сложен основными магматическими породами типа габбро с подчиненными ультраосновными породами (серпентинитами, пироксенитами). Его мощность по сейсмическим данным от 3,5 до 5,0 км. Скорость сейсмических волн (Vp) от 6,3-6,5 км/с, а местами увеличивается до 7,0 (7,4) км/с.

Субконтинентальный тип земной коры по строению аналогичен континентальному, но стал выделяться в связи с нечетко выраженной границей Конрада. Этот тип коры обычно связывают с островными дугами - Курильскими, Алеутскими и окраинами материков. За последние годы (Т. К. Злобин) профильными сейсмическими исследованиями, методами обменных волн землетрясений и глубинного сейсмического зондирования получены интересные данные о строении субконтинентальной земной коры в пределах Курильской островной дуги. Здесь выделяется первый верхний осадочно-вулканогенный слой, протягивающийся вдоль Большой Курильской гряды мощностью от 0,5 до 5 км (в среднем 2-3 км). Ниже располагается второй - островодужный гранито-метаморфический ("гранитный") слой мощностью 5-10 км. Скорость распространения сейсмических волн в нем (Vp) 5,7-6,3 км/с. Третий - "базальтовый" слой со скоростью сейсмических волн (Vp) 6,8-7,4 км/с залегает на глубинах 8-15 км и характеризуется изменчивой мощностью - от 14-18 км на крайнем юге Курильской гряды, 20 км в ее центральной части, 40 км под островом Итуруп. Итак, мощность земной коры под Большой Курильской грядой не сокращается до 20 км, как считалось ранее, а увеличивается до 33 под островом Кунашир и до 42-44 км под островом Итуруп. И только в Малой Курильской гряде мощность земной коры составляет 17-21 км. Изучение показало субгоризонтальную расслоенность земной коры и подстилающей части мантии, что свидетельствует о необычайной тектонической и магматической активности данных регионов.

Субокеанский тип земной коры приурочен к котловинным частям (с глубиной выше 2 км) окраинных и внутриконтинентальных морей (Охотское, Японское, Средиземное, Черное и др.). По строению этот тип близок к океанскому, но отличается от него повышенной мощностью (4-10 и больше км) осадочного слоя, располагающегося на третьем океанском слое мощностью 5-10 км. Суммарная мощность земной коры 10-20 км, местами до 25(30) км (за счет увеличения мощности осадочного слоя). Геофизические исследования показали, что ниже субокеанской коры располагается разуплотненная мантия, в которой скорости сейсмических волн (Vр) составляют 7,4 км/с. Это значительно ниже скоростей в нормальной мантии и свидетельствует о тектонической активности данных впадин, возможно, их раздвига. По мнению В. Е. Хаина, указанные промежуточные типы земной коры лучше рассматривать в генетическом плане, называя субконтинентальную кору переходной (в смысле развития) от океанской к континентальной, а субокеанскую - от континентальной к океанской.

Своеобразное строение земной коры отмечается в центральных рифтовых зонах срединно-океанских хребтов (Срединно-Атлантический). Здесь под вторым океанским слоем располагается линза (или выступ) низкоскоростного вещества. Скорости сейсмических волн в нем в пределах 7,4 - 7,8 км/с, как бы промежуточные между коровыми и мантийными. Одни исследователи считают, что это низкоскоростное вещество представляет выступ аномально разогретой мантии, другие - смесь корового и мантийного материала.

3.2. СОСТАВ И СОСТОЯНИЕ ВЕЩЕСТВА МАНТИИ И ЯДРА ЗЕМЛИ


Более или менее достоверные данные, хотя и косвенные, имеются лишь для верхней части мантии в слое В. К ним относятся: 1) выходы в отдельных местах на поверхность интрузивных магматических ультраосновных горных пород, главным образом перидотитов; 2) состав пород, заполняющих алмазоносные трубки, где наряду с перидотитами, содержащими гранаты, встречаются включения высокометаморфизованных пород, называемых эклогитами, близкими по составу основной глубинной магматической породе габбро, но отличающимися от нее значительной плотностью (3,35-4,2 г/см3). Последнее свидетельствует о том, что они могли формироваться только при больших давлениях. По данным петрологов (А.А. Маракушева и др.), алмазоносные породы образуются в ходе сложной и длительной эволюции магмы, кристаллизация которой начиналась в глубинных мантийных очагах (около 150-200 км), продолжалась и завершалась при внедрении их в земную кору. Алмаз формируется на наиболее ранней стадии магматической кристаллизации. Таким образом, по данным непосредственного изучения интрузивных тел, пород, заполняющих алмазоносные трубки, а также экспериментальных исследований, принимается, что слой В верхней мантии состоит главным образом из ультраосновных пород типа перидотитов с гранатом. Такую мантийную породу А. Е. Рингвуд в 1962 г. назвал пиролитом (по корням названных минералов) или пироксеново-оливиновой. Встречающиеся в алмазоносных трубках включения эклогитов, по-видимому, имеют подчиненное значение и захвачены в процессе взрыва. По данным В. Н. Жаркова, основанным на петрохимических исследованиях, вещество пиролитового состава до глубин 350-400 км должно кристаллизоваться в форме минеральной ассоциации, содержащей в определенных соотношениях оливин, пироксен и гранат.

При этом устойчивая минеральная ассоциация пиролитового состава в процентах выглядит следующим образом: оливин - 57, ортопироксен - 17, клинопироксен - 12, гранаты - 14. В этих минералах кремний находится в четверной координации, а магний, железо и кальций - в шестерной и восьмерной. Молекулярное отношение Fe/(Fe+Mg) в пиролите составляет 11%.




Рис. 3.4. Схема соотношения литосферы, астеносферы и тектоносферы.
Каково же состояние вещества в слое В верхней мантии? Непосредственно ниже границы Мохо располагается высокоскоростной твердый слой верхней мантии, распространяющийся до различных глубин под океанами и континентами, который совместно с земной корой называют литосферой. Ниже литосферы отмечается слой, в котором наблюдается некоторое уменьшение скорости распространения сейсмических волн (особенно поперечных), что свидетельствует о своеобразном состоянии вещества. Этот слой менее вязкий, более пластичный по отношению к выше и ниже расположенным слоям, называют астеносферой (греч. "астенос" - слабый) или волноводом (рис. 3.4). Именно с этим слоем связывают горизонтальные движения литосферных плит. С чем же связано снижение скорости сейсмических волн в астеносферном слое? По-видимому, под влиянием нарастания температуры часть мантийного вещества (около 1%) плавится, возможно, образуются жидкие пленки вокруг твердых зерен породы или просто капли жидкости, в результате уменьшается вязкость. Глубина залегания астеносферного слоя неодинакова под океанами и континентами. Длительное время считалось, что под океанами она располагается на глубинах 50-60 км, а под континентами - 80-100 км и имеет мощность 250 км.

Широкие всесторонние исследования последних десятилетий указывают на более сложную картину распространения астеносферы. Обнаружено, что под рифтами срединно-океанских хребтов астеносферный слой местами находится на глубине 2-3 км от поверхности дна (Восточно-Тихоокеанское поднятие). Особенно много отклонений от прежних данных получено под устойчивыми участками платформ, называемых щитами, где древние кристаллические породы выходят непосредственно на поверхность (Балтийский, Украинский и др.). В их пределах сейсмическими исследованиями не обнаружена астеносфера до глубин 200-250 км. Основываясь на этих и дополнительных данных, полученных за последнее время, некоторые исследователи высказывают мысль о прерывности астеносферного слоя, о наличии лишь отдельных астенолинз. Однако есть косвенные указания о наличии астеносферы и под щитами платформ. Об этом свидетельствует явление изостазии (греч. "изос" - равный, одинаковый, "стасио" - состояние) - состояние равновесия масс земной коры и мантии. Так, например, известно, что Канадский и Балтийский древние щиты платформы подвергались мощным четвертичным оледенениям. Под влиянием ледниковой нагрузки эти части континентов прогибались, как это наблюдается сейчас в Антарктиде и Гренландии. После таяния ледников и снятия нагрузки за относительно небольшой срок произошел быстрый подъем - выравнивание нарушенного равновесия.

Почему же нет достаточных сейсмических доказательств существования астеносферы под щитами? По данным В.Е. Хаина, причина кажущегося отсутствия астеносферы под щитами связана с ее залеганием глубже 200-250 км и увеличением вязкости в сравнении с вязкостью в этом слое под океанами и горными сооружениями, что и вызывает большие трудности обнаружения ее существующими методами. За последние годы получены данные о вертикальной неоднородности, или расслоенности, астеносферы. Глубина распространения подошвы астеносферы оценивается неоднозначно. Ряд исследователей считают, что она может опускаться местами до глубин 300-400 км, т.е. до основания слоя В верхней мантии. Другие считают, что она захватывает и некоторую часть слоя С. Учитывая эндогенную активность литосферы и верхней мантии, введено обобщающее понятие тектоносферы (см. рис. 3.4). Это понятие объединяет земную кору и верхнюю мантию до глубин около 700 км (где зафиксированы наиболее глубокие очаги землетрясений).

Каковы же состояние и состав вещества в более глубоких частях мантии, слоях С и D? Высказывается предположение о том, что с ростом давления и температуры происходит переход вещества в более плотные модификации. На глубинах более 400(500) км оливин и другие минералы при существующих давлениях претерпевают фазовый переход и приобретают структуру шпинелей, в которой большие ионы кислорода перестраиваются, образуя структуру, близкую к кубической гранецентрированной, соответствующей плотнейшей упаковке, а остальные ионы (Si2+, Mg2+, Fe2+ Fe3+ и др.) располагаются между ними. В результате плотность шпинелевой модификации возрастает на 11% по отношению к оливиновой.

Такой переход подтверждается экспериментальными исследованиями. По данным А. Алиссона, в лабораторных опытах при давлении, соответствующем глубине 500 км, оливин приобретает более плотную внутреннюю структуру типа шпинелевой и сокращается в объеме на 10%. При давлениях, существующих на глубинах 700-1000 км, происходит еще большее уплотнение и структура шпинели приобретает более плотную модификацию - перовскитовую (Са, ТiOз). Нижнюю мантию (слой D) называют перовскитовой. Итак, намечается последовательная смена основных минеральных фаз и плотности упаковки в них на различных глубинах - от пиролитовой (оливино-пироксеновои) фазы до глубины 400(420) км к шпинелевой до глубины 670-700 км, к перовскитовой до глубины 2900 км.

Существует и другое мнение относительно состава и состояния вещества в низах слоя С и нижней мантии. Предполагают, что в нижней мантии возможен распад железисто-магнезиальных силикатов на окислы, обладающие плотнейшей упаковкой: Аl2O3 (корунд), MgO (периклаз), Fе2O3 (гематит), ТiO2 (рутил) и SiO2 (стишовит), для которого характерны плотность 4,25 г/см3 и наличие иона в шестерной координации в отличие от четверной при нормальных условиях.

Ядро Земли. Вопрос о состоянии и составе ядра до сих пор является наиболее сложным и дискуссионным. Как было сказано, наблюдается резкое падение скорости сейсмических продольных волн с 13,6 км/с в основании слоя D верхней мантии до 8,0-8,1 км/с во внешнем ядре, а поперечные волны совсем гасятся на этой границе. Эти данные показывают, что внешняя часть ядра Земли жидкая, т.е. она не обладает прочностью на сдвиг в отличие от твердого тела.

Внутреннее ядро, по-видимому, находится в твердом состоянии, о чем свидетельствует заметное возрастание скорости продольных сейсмических волн от промежуточного слоя F к внутренней части ядра. Для ядра характерны большая плотность и высокая металлическая электропроводность. Каков же состав ядра? Длительное время по аналогии с железными метеоритами считалось, что ядро сложено никелистым железом. Однако это не согласуется с экспериментальными данными о плотности и с расчетами, касающимися скоростей сейсмических волн. В свете современных данных плотность ядра Земли на 10% ниже, чем у железоникелевого сплава при существующих в ядре давлениях и температурах. Исходя из этого высказывается мысль о том, что в ядре помимо никелистого железа должны присутствовать и более легкие элементы, такие, как кремний или сера. В настоящее время многие исследователи считают, что ядро Земли состоит из железа с примесью никеля и серы с возможным присутствием и других элементов (кремния или кислорода).

Континентальная кора состоит из трех слоев - осадочного, гранито-гнейсового и гранулито-базитового, мощностью от 30-40 до 70-75 км. Океанская кора мощностью до 6-7 км имеет трехслойное строение. Под маломощным слоем рыхлых осадков залегает второй океанский слой, состоящий из базальтов, третий слой сложен габбро с подчиненными ультрабазитами. Субконтинентальная кора приурочена к островным дугам, а субокеанская - к впадинам окраинных и внутриконтинентальных морей. В пределах мантии происходит последовательная смена основных минеральных фаз и плотности упаковки в них на различных глубинах. Ядро состоит из никелистого железа с присутствием, серы. Земная кора и верхняя часть мантии до глубин 80-150 км находится в твердом состоянии и называется литосферой. До глубин около 400 км располагается астеносфера, ниже 400-420 км до глубины 2900 км нарастание скорости сейсмических волн свидетельствует о твердом состоянии вещества. Внешнее ядро - жидкое.

-?-

1. Каково строение континентальной земной коры?

2. Чем отличается строение субконтинентальной земной коры и где она развита?

3. Каково строение океанской земной коры?

4. К каким зонам приурочена субокеанская земная кора и каково ее строение?

5. Что такое литосфера и астеносфера? На какой глубине располагается астеносфера под континентами и океанами?

6. Что такое тектоносфера и по каким данным она выделяется?

7. Каково состояние и состав вещества в слоях С и D мантии Земли?

8. Каково состояние и состав вещества внешнего и внутреннего ядра Земли?

Литература
1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   56


2.3. ГОРНЫЕ ПОРОДЫ
Учебный материал
© nashaucheba.ru
При копировании укажите ссылку.
обратиться к администрации