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