Вещественный состав земной коры

Тип работы:
Курсовая
Предмет:
Геология


Узнать стоимость

Детальная информация о работе

Выдержка из работы

Аннотация

Работа посвящена вопросам, связанным со строением и составом земной коры. Изложены общие сведения о земной коре: типы, строение, минеральный состав, мощность. Приведены сведения о тектонических структурах земной коры. Раскрыты понятия о геосинклиналях как процесса связанного с формированием складчатых горных сооружений. Вкратце изложена теория литосферных плит.

Содержание

Введение

Глава 1. Строение и мощность земной коры

1.1 Типы земной коры

1.2 Тектонические структуры земной коры

Глава 2. Вещественный состав земной коры

2.1 Классификация горных пород

Заключение

Список литературы

Введение

По сравнению с размерами земного шара, земная кора составляет 1/200 его радиуса. Но эта «пленка» — самое сложное по строению и до сих пор наиболее загадочное образование нашей планеты. Главнейшая особенность коры в том, что она служит пограничным слоем между земным шаром и окружающим нас космическим пространством. В этой переходной зоне между двумя стихиями мироздания — космосом и веществом планеты — постоянно происходили сложнейшие физико-химические процессы, и, что замечательное, следы этих процессов в значительной степени сохранились.

Основными целями работы является:

— рассмотреть основные типы земной коры и её составляющие;

— определить тектонические структуры земной коры;

— рассмотреть минеральный состав земной коры и горных пород.

Глава 1. Строение и мощность земной коры

Первые представления о существовании земной коры были высказаны английским физиком У. Гильбертом в 1600 г. Им было предложено делить недра Земли на две неравные части: кору или скорлупу и твёрдое ядро.

Развитие этих идей содержится в трудах Л. Декарта, Г. Лейбница, Ж. Бюффона, М. В. Ломоносова и многих других, зарубежных и отечественных учёных. В начале исследование земной коры было ориентировано на изучение земной коры континентов. Поэтому первые модели коры отражали особенности строения коры континентального типа.

Термин «земная кора» был введен в географическую науку австрийским геологом Э. Зюссом в 1881 г. (8) Помимо этого термина данный слой имеет и другое название — сиаль, составленное из первых букв наиболее распространенных здесь элементов — кремния (silicium, 26%) и алюминия (aluminium, 7,45%).

В первой половине XX века изучение строения недр стало проводиться с использованием сейсмологии и сейсмики. Анализируя характер сейсмических волн от землетрясения в Хорватии в 1909 г., сейсмолог А. Мохоровичич, как уже указывалось, выделил чётко прослеживающуюся сейсмическую границу на глубине порядка 50 км, которую он определил как подошву земной коры (поверхность Мохоровичича, Мохо, или М).

В 1925 г. В. Конрад зафиксировал выше границы Мохоровичича ещё одну поверхность раздела внутри коры, которая также получила его имя — поверхность Конрада, или поверхность К — граница между «гранитным» и «базальтовым» слоями является раздел Конрада.

Учёным было предложено верхний слой коры мощностью порядка 12 км называть «гранитным слоем», а нижний мощностью 25 км — «базальтовым». Появилась первая двухслойная модель строения земной коры. Дальнейшие исследования позволили измерить мощность коры в разных областях континентов. Было установлено, что в низменных районах она составляет 35? 45 км, а в горных возрастает до 50? 60 км (максимальная мощность коры — 75 км зафиксирована на Памире). Такое утолщение земной коры Б. Гутенбергом было названо «корнями гор».

Установлено было также, что гранитный слой имеет скорость сейсмических волн 5? 6 км/с, свойственную для гранитов, а нижний — 6? 7 км/с, характерную для базальтов. Земную кору, состоящую из гранитного и базальтового слоёв, назвали консолидированной корой, на которой располагается ещё один, верхний, осадочный слой. Его мощность варьировала в пределах 0? 5−6 км (максимальная мощность осадочного слоя достигает 20? 25 км).

Новый шаг в изучении строения земной коры континентов сделан в результате внедрения мощных взрывных источников сейсмических волн.

В 1954 г. Г. А. Гамбурцевым был разработан метод глубокого сейсмического зондирования (ГСЗ), позволивший «просветить» недра Земли до глубины в 100 км.

Сейсмические исследования стали проводить по специальным профилям, что позволило получать учёным непрерывную информацию о строении земной коры. Сейсморазведка проводилась в прибрежных зонах морей и океанов, а в начале 60-ых годов начались глобальные исследования этим методом дна Мирового океана. Было научно обосновано представление о существовании двух принципиально различных типов коры: континентальной и океанической.

Материалы ГСЗ позволили советским геофизикам (Ю.Н. Годин, Н. И. Павлинкова, Н. К. Булин и др.) опровергнуть представления о существовании повсеместно выдержанной поверхности Конрада. Это было подтверждено и бурением Кольской сверхглубокой скважины, которая не вскрыла подошву гранитного слоя на глубине, указанной геофизиками.

Стали развиваться представления о существовании нескольких поверхностей раздела типа поверхности Конрада, положения которых определялись не столько сменой состава кристаллических пород, сколько различной степенью их метаморфизма. Высказывались мысли о том, что в составе гранитного и базальтового слоёв земной коры существенную роль играют метаморфические породы (Ю.Н. Годин, И. А. Резанов, В. В. Белоусов и др.).

Увеличение скорости сейсмических волн объяснялось возрастанием основности пород и большой степенью их метаморфизма. Таким образом, в составе «гранитного» слоя должны находиться не только гранитоиды, но и метаморфические породы (типа гнейсов, слюдистых сланцев и т. д.), возникшие из первично осадочных отложений. Слой стали называть гранито-метаморфическим, или гранито-гнейсовым. Под ним понималась совокупность магматических и осадочно-метаморфических пород, состав и фазовое состояние которых обуславливают физические параметры, близкие к таковым у неизмененных гранитов или гранитоидов, т. е. плотность порядка 2,58? 2,64 г/см и пластовая скорость 5,5? 6,3 км/с.

В составе «базальтового» слоя допускалось наличие пород глубокой (гранулитовой) стадии метаморфизма. Его стали именовать гранулито-базитовым, гранулито-эклогитовым, и понимать под ним совокупность магматических и метаморфизованных пород среднего, основного или близкого к ним состава, имеющих физические параметры: плотность 2,8? 3,1 г/см, пластовую скорость 6,6? 7,4 км/с. Судя по экспериментальным данным, обломкам (ксенолитам) глубинных пород из трубок взрыва, этот слой может быть сложен гранулитами, габброидами, основными гнейсами и эклогитоподобными породами.

Термины «гранитный» и «базальтовый» слой остались в обращении, но их брали в кавычки, подчеркивая тем самым условность их состава и названия.

Современный этап развития представлений о строении земной коры континентов начался в 80-ые годы прошлого столетия и характеризуется созданием трехслойной модели консолидированной коры. Исследования ряда отечественных (Н.И. Павленкова, И.П. Косминская) и зарубежных (С. Мюеллер) учёных доказали, что в строении земной коры континентов кроме осадочного слоя, необходимо выделить, по крайней мере, три, а не два, слоя: верхний, средний и нижний (рис. 1).

Верхний слой, мощностью 8? 15 км, отмечается нарастанием скорости сейсмических волн с глубиной, блоковостью строения, наличием сравнительно многочисленных трещин и разломов. Подошва слоя со скоростями 6,1? 6,5 км/с определяется как граница К. По мнению ряда учёных, верхний слой консолидированной коры соответствует гранитно-метаморфическому слою в двуслойной модели коры.

Второй (средний) слой до глубин 20? 25 км (иногда до 30 км) характеризуется некоторым снижением скорости упругих волн (порядка 6,4 км/с), отсутствием градиентов скоростей. Его подошва выделяется как граница К. Считается, что второй слой сложен породами типа базальтов, поэтому его можно отождествлять с «базальтовым» слоем коры.

Рис. 1 Скоростные колонки для основных структурных элементов материков (по Н.И. Павленковой). 1 — осадочный слой; 2−4 — слои консолидированной коры (2 — верхний, 3 — средний, 4 — нижний); 5 и 6 — мантия.

Третий (нижний) слой, прослеживающийся до подошвы коры, высокоскоростной (6,8? 7,7 км/с). Для него присуща тонкая расслоенность и увеличение с глубиной градиента скорости. Он представлен ультраосновными породами, поэтому его нельзя относить к «базальтовому» слою коры. Есть предположения, что нижний слой коры является продуктом преобразования вещества верхней мантии, своеобразной зоной выветривания мантии (Н.И. Павленкова). В классической модели строения коры средний и нижний слои составляют гранулито-базитовый слой.

Строение и мощности земной коры в пределах различных областей континентов несколько варьируют. Так для земной коры, глубоких платформенных впадин и передовых прогибов характерны следующие особенности строения: большая мощность осадочного слоя (до половины мощности всей коры); более тонкая и более высокоскоростная, чем на других участках платформ, консолидированная кора; приподнятое положение поверхности М. Часто в их пределах выклинивается или резко утончается верхний («гранитный») слой консолидированной коры, существенно сокращается мощность и среднего слоя.

1.1 Типы земной коры

Континентальная кора развита под континентами и, как уже говорилось, имеет разную мощность. В пределах платформенных областей, соответствующих континентальным равнинам, это 35−40 км, в молодых горных сооружениях — 55−70 км. Максимальная мощность земной коры — 70−75 км — установлена под Гималаями и Андами. В континентальной коре выделяются две толщи: верхняя — осадочная и нижняя — консолидированная кора. В консолидированной коре присутствуют два разноскоростных слоя: верхний гранито-метаморфический, сложенный гранитами и гнейсами, и нижний гранулитово-базитовый, сложенный высокометаморфизированными основными породами типа габбро или ультраосновными магматическими породами. Гранито-метаморфический слой изучен по кернам сверхглубоких скважин; гранулитово-базитовый — по геофизическим данным и результатам драгирования, что все еще делает его существование гипотетическим.

В нижней части верхнего слоя обнаруживается зона ослабленных пород, по составу и сейсмическим характеристикам мало чем отличающаяся от него. Причина ее возникновения — метаморфизм пород и их разуплотнение за счет потери конституционной воды. Вполне вероятно, что породы гранулитово-базитового слоя — это все те же породы, но еще более высоко метаморфизированные.

Параллельно с развитием представлений о строении коры континентов в последние 40 лет существенно прояснилось строение и состав океанической коры. Это стало возможным благодаря целенаправленным исследованиям Мирового океана, включая глубоководное бурение. Установлено, что океаническая кора по своему строению принципиально отличается от континентальной. Она состоит из трёх слоев: первого — осадочного, второго — базальтового, и третьего — габбро-серпентинитового (рис. 2).

Рис. 2 Сейсмический разрез через экваториальную Атлантику (по Р. Лейдену, Р. Шеридану, М. Эвингу). 1 — 3 — слои океанической коры (1 0 осадочный, 2 — базальтовый, 3 — габбро-серпентинитовый); 4 — мантия; 5 — скорости сейсмических волн, км/с

Первый (осадочный) слой с поверхности покрывает дно морей и океанов. Плотность осадков составляет около 2 г/см3. Скорость распространения сейсмических волн варьирует от 1,5 до 2,5 км/с. Образование осадочного слоя океанов происходит, главным образом, за счёт выноса осадочных веществ реками с континентов (19,5 млрд. т в год), собственного океанического осадконакопления (1,8 млрд. т в год) и вулканической деятельности (1,7 млрд. т в год). В меньшем масштабе осадочный материал поставляется в Мировой океан ледниками, морской абразией, деятельностью ветра. Мощности слоя сильно варьируют. На участках крутого уклона дна (уступы материкового склона, склоны подводных поднятий и гор) осадки под действием силы тяжести соскальзывают, обнажая породы второго и третьего слоев. Однако на большей части океанического дна осадочный слой присутствует.

Наименьшая мощность его наблюдается в пределах срединно-океанических хребтов. Обычно осадки (не более 100 м) заполняют карманы между горными пиками. На самих вершинах они, как правило, отсутствуют, иногда располагаясь на них в виде своеобразных шапок. Дно рифтовой долины, сложенное базальтовыми породами, покрыто тонким слоем преимущественно органогенных осадков. В пределах океанического ложа мощность осадочного слоя не превышает 500 м. Осадки распределены равномерно, возрастая до нескольких километров по направлению к континентам и в глубоководных желобах.

Аномально высокие мощности осадочного слоя установлены по перифериям океанов. Так, в пределах материковой окраины Атлантического океана выявлены мощные осадочные тела (линзы), вытянутые вдоль подножия континентального склона субпараллельно береговой линии.

Мощность осадков превышает 10 км, их строение осложнено солянокупольной тектоникой. Столь же внушительные мощности осадочного слоя отмечаются и в котловинах окраинных морей Переходной зоны (Охотское, Японское и другие моря). В состав слоя входят глинистые, кремнистые и карбонатные глубоководные пелагические осадки. Ближе к континентам появляются примеси обломочного материала, сносимого с суши (гемипелагические осадки).

Степень деформированности осадочного слоя океанов изучена пока недостаточно. Обычно осадки выполняют неровности рельефа дна, залегая субгоризонтально. Однако во многих местах Мирового океана обнаружены складки, соляные и глинистые диапиры, разломы. Всё это свидетельствует о напряженной динамической обстановке в пределах осадочной толщи океанов.

Второй («базальтовый») слой сложен чередованием базальтовых лавовых потоков, брекчий, вулканических пеплов и долеритовых даек. Такая разнородность слоя определяет и резкие колебания скоростей продольных сейсмических волн от 2,2 до 5,5 км /с. Формирование верхней части слоя происходило в условиях подводного вулканизма, о чём свидетельствуют шаровые поверхности базальтовых потоков, напоминающих гигантские колбасы или причудливо переплетающиеся слоновьи хоботы. Потоки лав иногда перекрывали донные осадки, и образовывался своеобразный «слоёный пирог». С глубиной количество и мощность базальтовых пластов увеличиваются, а слои осадочных пород исчезают. Базальты имеют толеитовый состав, а на вулканических островах распространены щелочные базальтоиды с меньшим содержанием кремнезема, оксидов кальция и магния.

В нижней части «базальтового» слоя располагаются долеритовые дайки — система субвертикальных трещин, которые в свое время служили подводящими каналами для базальтовых лав, изливавшихся на океаническое дно. Базальтовый слой является акустической границей с вышележащими осадками. Поэтому его рассматривают как акустический фундамент осадочной толщи океанов. Мощность слоя варьирует от 1,5? 2 км в районах подводных поднятий, до 0? 500 м в наиболее глубоководных впадинах.

Третий (габбро-серпентинитовый) слой представляет фундамент океанической коры. Он прослеживается стабильно во всех частях океанов.

Слой характеризуется постоянством мощности (5? 6 км) и скоростью распространения сейсмических волн в пределах 6,4? 7,2 км/с. Данные драгирования океанического дна в узких и глубоких расселинах показывают, что верхняя часть третьего слоя представлена габбро, которые образовались при медленной кристаллизации толеитовых базальтовых расплавов в магматическом очаге, питающем рифтовые зоны океанов. Нижняя часть состоит из серпентинитов, возникших при гидратации ультраосновных пород мантии океаническими водами, проникающими вглубь по трещинам литосферы.

Трехслойное строение океанической коры, состоящей из осадочного, «базальтового» и габбро-серпентинитового слоёв, характерно лишь для ложа океанов. Иное строение имеет океаническая кора в пределах срединно-океанических хребтов. Здесь практически отсутствует первый слой, не имеет чёткого распространения и третий, он как бы выклинивается к центральной части срединно-океанических хребтов. Это дало основания некоторым учёным говорить о своеобразной смеси «мантия — кора» в пределах центральных частей срединно-океанических хребтов. Коромантийная смесь залегает в виде гигантских линз (осевых тел), вытянутых практически на всю длину хребтов при мощности до 80 км. Промежуточная кора выделяется по предложению И. Л. Косминской. Для этого типа коры характерны признаки как континентальной, так и океанической коры, в связи с чем различают два подтипа: субконтинентальный и субокеанический.

Субконтинентальная кора характерна для некоторых островных дуг (Алеутской, Курильской, Южно-Антильской и др.). В её строении присутствуют осадочный, «гранитный» и «базальтовый» слои.

«Гранитный» слой, в отличие от континентов, существенно сокращён в своей мощности. Более того, он не имеет резкой границы с нижерасположенным «базальтовым» слоем. Общая мощность субконтинентальной коры 30? 35 км.

Субокеаническая кора присуща окраинным и некоторым внутриконтинентальным морям (Черное, Средиземное, Охотское и др.). По своему строению она тождественна океанической коре, но отличается значительно увеличенной мощностью осадочного слоя (до 20 км). «Гранитный» слой практически отсутствует и происходит как бы постепенное уплотнение осадочных пород с глубиной. Мощность субокеанической коры 30? 35 км.

1.2 Тектонические структуры земной коры

Прежде всего необходимо уяснить само понятие «тектоническая структура». Под тектоническими структурами понимают участки земной коры, отличные по строению, составу и условиям образования, главным определяющим фактором развития которых являются тектонические движения наряду с магматизмом и метаморфизмом.

Главной тектонической структурой, безусловно, можно назвать саму земную кору с ее особенностями строения и состава. Как уже говорилось выше, земная кора неоднородна на земном шаре, ее подразделяют на 4 типа, два из которых основные — континентальная и океаническая. Соответственно, следующими по рангу тектоническими структурами будут являться континенты и океаны, характерная разница между которыми заключена в особенностях строения слагающей их коры. Более низкими по рангу будут структуры, слагающие континенты и океаны. Важнейшими из них являются платформы, подвижные геосинклинальные пояса и пограничные участки древних платформ и складчатых поясов.

Земная кора (и литосфера) обнаруживает регионы сейсмичные (тектонически активные) и асейсмичные (спокойные). Спокойными являются внутренние области континентов и ложа океанов — континентальные и океанические платформы. Между платформами располагаются узкие сейсмичные зоны, которые маркируются вулканизмом, землетрясениями, тектоническими подвижками. Эти зоны соответствуют срединно-океаническим хребтам и сочленениям островных дуг или окраинных горных хребтов и глубоководных желобов на периферии океана.

В океанах различают следующие структурные элементы:

— срединно-океанические хребты — подвижные пояса с осевыми рифтами типа грабенов;

— океанические платформы — спокойные области абиссальных котловин с осложняющими их поднятиями.

На континентах основными структурными элементами являются:

— геосинклинальные пояса

— горные сооружения (орогены), которые, подобно срединно-океаническим хребтам, могут обнаруживать тектоническую активность;

— платформы — в основном спокойные в тектоническом отношении обширные территории с мощным чехлом осадочных горных пород.

Характерной особенностью строения узких грабенообразных

континентальных прогибов (рифтов) является сравнительно малая скорость распространения упругих колебаний в верхах мантии: 7,6? 7,8 км/с. Это связывают с частичным плавлением вещества мантии под рифтами, что в свою очередь указывает на подъём к подошве коры горячих масс из верхней мантии (астеносферный апвеллинг). Обращает на себя внимание утончение земной коры в зонах рифтов до 30? 35 км, причём уменьшение мощности происходит преимущественно за счёт «гранитного» слоя. Так, по данным В. Б. Соллогуба и А. В. Чекунова, мощность коры Украинского щита достигает 60 км, на долю «гранитного» слоя приходится 25? 30 км. Расположенный рядом Днепровско-Донецкий грабенообразный прогиб, который отождествляют с рифтом, имеет земную кору мощностью не более 35 км, из которых 10? 15 км составляет «гранитный» слой. Такое строение коры существует несмотря на то, что Украинский щит испытывал длительное поднятие и интенсивный размыв, а Днепровско-Донецкий рифт — устойчивое прогибание, начиная с рифея.

Геосинклинальные пояса — линейно вытянутые участки земной коры с активно проявляющимися в их пределах тектоническими процессами. Как правило, первые этапы рождения пояса сопровождаются опусканием коры и накоплением осадочных пород. Конечный, собственно орогенный этап, представляет собой поднятие коры, сопровождающееся вулканизмом и магматизмом. В пределах геосинклинальных поясов выделяют антиклинории, синклинории, срединные массивы, межгорные впадины, заполненные обломочным материалом, поступающим с гор — молассой. Для моласс характерно богатство полезными ископаемыми, в том числе и каустобиллитами. Геосинклинальные пояса обрамляют древние платформы и разделяют их. Крупнейшими поясами являются: Тихоокеанский, Урало-Охотский, Средиземноморский, Северо-Атлантический, Арктический. В настоящее время активность сохранилась в Тихоокеанском и Средиземноморском поясах.

Горноскладчатые области континентов (орогены) характеризуются

«раздутием» мощности коры. В их пределах наблюдается, с одной стороны, воздымание рельефа, с другой, — углубление поверхности М, т. е. существование корней гор. Впоследствии было доказано, что это понятие справедливо для горноскладчатых областей в целом, внутри же их наблюдаются как корни, так и антикорни.

Особенностью орогенов является также присутствие в низах коры —

верхах мантии областей понижения скоростей упругих колебаний (менее 8 км/с). По своим параметрам эти области схожи с телами разогретой мантии в осевых частях рифтов. Нормальные мантийные скорости в орогенах наблюдаются на глубинах 50? 60 км и более. Следующей особенностью строения коры орогенов является увеличение мощности верхнего слоя со скоростями 5,8? 6,3 км/с. Сложен он метаморфическим комплексом, претерпевшим инверсию. В ряде случаев в его составе обнаруживаются слои пониженных скоростей. Так, в Альпах выявлено два слоя пониженных скоростей, залегающих на глубинах 10? 20 км и 25? 50 км. Скорости продольных волн в их пределах равны соответственно: 5,5? 5,8 км/с и 6 км/с.

Такие низкие скорости (в особенности у верхнего слоя) позволяют предположить существование жидкой фазы в твёрдом остове земной коры Альп. Таким образом, комплекс геофизических данных свидетельствует о

повсеместном утолщении коры под континентальными горноскладчатыми сооружениями, существовании латеральной неоднородности внутри них, наличии в коре орогенов — особых тел с промежуточными между корой и мантией скоростями сейсмических волн.

Платформа — крупная геологическая структура, обладающая тектонической устойчивостью и стабильностью. По возрасту их разделяют на древние (архейского и протерозойского происхождения) и молодые, заложенные в фанерозое. Древние платформы делятся на две группы: северную (лавразийскую) и южную (гондванскую). К северной группе относятся: Северо-Американская, Русская (или Восточно-Европейская), Сибирская, Китайско-Корейская. Южная группа включает Африкано-Аравийскую, Южно-Американскую, Австралийскую, Индостанскую, Антарктическую платформы. Древние платформы занимают крупные участки суши (около 40%). Молодые составляют значительно меньшую площадь материков (5%), они располагаются либо между древними (Западно-Сибирская), либо по их периферии (Восточно-Австралийская, Средне-Европейская).

Как древние, так и молодые платформы имеют двухслойное строение: кристаллический фундамент, сложенный глубоко метаморфизированными породами (гнейсы, кристаллические сланцы) с большим количеством гранитных структур, и осадочный чехол, сложенный океаническими и терригенными осадками, а также органо-вулканогенными породами. Часть древних платформ, которая покрыта чехлом, называется плитой. Эти участки, как правило, характеризуются общей тенденцией к опусканию и прогибанию фундамента. Участки платформ, не покрытые чехлом осадков, носят название щиты и характеризуются направленностью к поднятию. Менее крупные выступы фундамента платформ, часто покрывающиеся морем называют массивами. Молодые платформы отличаются от древних не только возрастом. Их фундамент менее метаморфизирован, в нем содержится меньше гранитных интрузий, поэтому вернее его называть складчатым. В силу возраста фундамент и чехол не достаточно дифференцированы в молодых платформах, поэтому определить четкую границу между ними достаточно сложно в отличие от древних платформ. Кроме того молодые платформы полностью покрыты осадочным чехлом, щиты в их структуре крайне редки, поэтому их принято называть просто плитами. Отмечено, что на платформах северного ряда более распространены плиты, в то время как на платформах южного ряда чаще встречаются щиты.

В пределах плит различают: синеклизы, антеклизы, авлакогены. Синеклизы — крупные пологие впадины фундамента, антеклизы в свою очередь крупные и пологие поднятия фундамента. В районах синеклиз повышена мощность осадочного чехла, в то время как вершины антеклиз могут выступать на поверхность в форме массивов. Авлакогены — линейные прогибы длиной в сотни и шириной в десятки километров, ограниченные сбросами. На склонах антеклиз и синеклиз располагаются тектонические структуры более низкого ранга: плакантиклинали (складки с очень малым наклоном), флексуры и купола.

В пограничных участках выделяют краевые швы, краевые прогибы, окраинные вулканические пояса. Краевые швы — линии разломов, по которым соединяются щиты и складчатые пояса. Краевые прогибы приурочены к границам подвижных поясов и платформ. Окраинные вулканические пояса располагаются по окраинам платформ в местах проявления вулканизма. Слагаются они в основном гранитогнейсовыми и вулканическими породами.

Кроме них в последнее время были выявлены дополнительные тектонические структуры: сквозные пояса, которые разделяют складчатые напластования пород, рифтовые пояса, сходные с авлакогенами, но обладающие большей протяженностью и не содержащие смятых в складки пород в своем составе, глубинные разломы.

Т.о. существует большое разнообразие тектонических структур, в связи со своими масштабами разделенных на разные ранги: от общепланетных (земная кора) до локальных (щиты, массивы). Помимо масштаба тектонические структуры также различаются по форме (поднятые, прогнутые) и по комплексу тектонических процессов, преобладающих в них (поднятия, опускания, вулканизм).

земной кора горный порода

Глава 2. Вещественный состав земной коры

Земная кора сложена минералами и горными породами. Минералы — это достаточно устойчивые химические соединения и самородные элементы, имеющие строго конкретное, только им присущее внутреннее строение. Минералы образуются в результате эндогенных и экзогенных процессов, а также могут выращиваться в лабораториях, на заводах (драгоценные камни) и на морских фермах (жемчуг).

В природе существуют твердые (алмаз, кварц), жидкие (вода, нефть, ртуть) и газообразные (все газы) минералы. Твердые минералы могут быть кристаллическими (галит, кварц) и аморфными (опал, все смолы). Кристаллические состоят из множества структурных элементов, представляющих собой многогранники-кристаллы, аморфные кристаллов не имеют. Кристаллические минералы в природе преобладают — их 98%. Кроме того, встречаются скрытокристаллические минералы, кристаллическая структура которых устанавливается, например, при их микроскопическом исследовании. Строение минералов определяет их свойства. Один и тот же химический элемент (или соединение) может образовывать разные кристаллические формы, т. е. разные минералы. Так, алмаз и графит состоят из углерода ©, пирит и марказит — из сульфида железа (FeS2), кальцит и арагонит — из карбоната кальция (CaCO3) и т. д.

Известно более 2500 минералов, а если учесть и их разновидности — около 4000, однако только немногим больше 50 (до 1%) из них имеют породообразующее значение. Минералы входят в состав минеральных агрегатов, называемых горными породами, последние состоят из одного или нескольких минералов. Состав горной породы может варьировать в довольно широких пределах, в отличие от минералов, характеризующихся однородным составом. Горные породы слагают самостоятельные геологические тела. Современная классификация минералов основывается на их составе и строении. В табл. I приведена классификация породообразующих и некоторых наиболее часто встречающихся или представляющих особый интерес минералов.

Горные породы — минеральные агрегаты с более или менее постоянным минеральным составом. Среди горных пород выделяют мономинеральные, состоящие из одного минерала (кварцит — сложен кварцем, мрамор — кальцитом), и полиминеральные, в состав которых входят несколько минералов (гранит состоит из полевого шпата, кварца и слюды). Минералы, слагающие основную массу горной породы, получили название породообразующих. Их менее 40, но они слагают толщу земной коры на 99%. Наиболее распространенными из них являются алюмосиликаты, силикаты, карбонаты и глинистые минералы. Многие мономинеральные породы носят такие же названия, как и слагающие их минералы: нефть, вода, слюда, глина, ангидрит, гипс и т. д. Сыпучие, жидкие и пластичные горные породы нередко называют геологическими образованиями.

Таблица I Классификация минералов

Классификационная группа

Распространение

в земной коре

Основные минералы

1. Самородные элементы

Около 90 минералов — 0,1% массы земной коры

Золото, платина, серебро — драгоценные металлы, медь — цветной металл, алмаз — драгоценный камень, графит, сера, мышьяк

2. Сульфиды

Около 200 минералов — 0,25% массы земной коры

Сфалерит — цинковая руда, галенит — свинцовая руда, халькопирит — медная руда, пирит — сырье для химической промышленности, киноварь — ртутная руда

3. Сульфаты

Около 260 минералов, 0,1% массы земной коры

Гипс, ангидрит, барит — цементное сырье, поделочный камень и др.

4. Галлоиды

Около 100 минералов

Галит — каменная соль, сильвин — калийное удобрение, флюорит — фторид

5. Фосфаты

Около 350 минералов — 0,7% массы земной коры

Фосфорит — удобрение

6. Карбонаты

Около 80 минералов, 1,8% массы земной коры

Кальцит, арагонит, доломит — строительный камень; сидерит, родохрозит — руды железа и марганца

7. Окислы

Около 200 минералов, 17% массы земной коры

Вода, лед; кварц, халцедон, яшма, опал, кремень, корунд -драгоценные и полудрагоценные камни; бокситовые минералы — руды алюминия, минералы руд железа, олова, марганца, хрома и др.

8. Силикаты

Около 800 минералов, 80% земной коры

Пироксены, амфиболы, полевые шпаты, слюды, серпентин, глинистые минералы — основные породообразующие минералы; гранаты, оливин, топаз, адуляр, амазонит — драгоценные и полудрагоценные камни

2.1 Классификация горных пород

По генезису (происхождению) горные породы классифицируют на магматические, метаморфические и осадочные. Из них только магматические породы являются первичными. Метаморфические и осадочные породы образовались за счет изменения и разрушения магматических пород. В горной породе — в зависимости от ее происхождения — преобладают те или иные минералы. В магматических — основная масса сложена силикатами и алюмосиликатами; в осадочных — преобладают глинистые минералы, карбонаты, минералы группы кварца, сульфаты и хлориды; в метаморфических — широко распространены слюды, тальк, полевые шпаты, кварц. В горных породах, помимо породообразующих минералов, в небольших количествах присутствуют и минералы-примеси. Их называют акцессорными. Например, в граните мы встречаем апатит, гранат и другие минералы в виде редких рассеянных зерен.

Основную массу слагают магматические горные породы (95%). Осадочные породы составляют всего 5%. Однако поверхностные части литосферы сложены на 75% осадочными породами, и лишь 25% приходится на долю магматических. Метаморфические горные породы причисляются к тем породам, на счет которых они образовались.

Магматические горные породы. Магматические горные породы, как и слагающие их минералы, формируются из магматического расплава при застывании магмы в недрах (интрузивные) и на поверхности (эффузивные) Земли. Большинство магматических пород сложено силикатными минералами и по содержанию в них кремнекислоты (SiO2) делятся на кислые, средние, основные и ультраосновные. В табл. II даны названия и характеристики главных представителей этих групп пород.

Таблица II Магматические горные породы

Тип

магмы (лавы)

Содержание SiO2, %

Окраска

Интрузивные кристаллические

Типичные минералы

Эффузивные стекловатые

Кислая

> 65

Светлая пестрая, светло-серая

Гранит

Кварц,

полевой шпат, биотит

Липарит

Средняя

65 — 52

Серая

Диорит

Плагиоклаз, роговая обманка, биотит

Андезит

Основная

52 — 45

Темно-серая

Габбро

Плагиоклаз, пироксен

Базальт

Ультраосновная

< 45

Почти черная, зеленовато-черная

Перидотит

Оливин,

пироксен

Пикрит

Интрузивные магматические горные породы формируются при застывании магмы на глубине. Процесс этот идет достаточно медленно, и времени оказывается достаточно для роста кристаллов, поэтому интрузивные породы имеют кристаллическое строение. Эффузивные магматические породы образуются при быстром остывании вырвавшейся на земную поверхность магмы (лавы), и кристаллы не успевают сформироваться, поэтому породы имеют стекловатое (т.е. некристаллическое) строение. Особую группу магматических образований представляют собой жильные породы, с которыми связаны месторождения железа, меди, цинка, олова, золота, серебра, драгоценных камней и многих других полезных ископаемых. Таким образом, интрузивные породы отличают от эффузивных по их внутреннему строению, а кислые, средние, основные и ультраосновные — по окраске, которая отражает содержание в породе SiO2, а для интрузивных пород — их минеральный состав.

Метаморфические горные породы. Метаморфические горные породы образуются в результате сложных преобразований в составе и строении горных пород в связи с воздействием на них высоких температур и давлений. С каждым типом метаморфизма (региональным, дислокационным, контактном и ударном) связаны определенные породы. С региональным, типичным для обширных платформенных территорий, связан наиболее обширный спектр пород. Ближе к поверхности (но на достаточной глубине) образуются породы так называемой зеленокаменной фации, содержащие много зеленого минерала хлорита. Наиболее типичны для этой зоны сланцы — породы со сланцеватым строением и серпентиниты. Глубже, т. е. при более высоких температурах и давлении, формируются более плотные кристаллические сланцы, гнейсы, амфиболиты и, как результат частичного переплавления амфиболитов, — мигматиты. На больших глубинах, близ границы раздела с мантией, возникают гранулиты и эклогиты — своеобразные плотные кристаллические породы с набором метаморфических минералов.

Динамометаморфизм (дислокационный) сопровождается образованием материала разрушения материнской породы, в котором присутствуют метаморфические новообразования (хлорит, тальк, слюда). Эти рыхлые породы называются милонитами. Уплотняясь, милониты приобретают сланцеватое строение. В этой уже крепкой породе все минеральные зерна и их агрегаты расплюснуты. Такие породы называют бластомилонитами.

При контактовом типе метаморфизма преобразованию подвергаются породы, контактирующие с внедрившейся интрузией. Если вмещающей породой являются известняки, а из магмы выделяется большое количество горячих минерализованных газов и паров воды, в зоне контакта образуется разнокристаллическая своеобразная порода, называемая скарном. Скарны — породы, являющиеся настоящей природной кладовой промышленных скоплений железа, вольфрама, олова, цинка и многих драгоценных камней. При простом обжиге пород в контактной зоне образуются роговики.

Падение на Землю метеоритов вызывает процесс ударного метаморфизма. Разумеется, степень метаморфизма в таких зонах (астроблемах) максимальна в точке удара и конусовидно сокращается с глубиной. Породы, возникшие в результате ударного типа метаморфизма, объединены общим названием — импактиты. С ними связаны месторождения алмазов и гранатов.

Таким образом, метаморфические горные породы очень и очень разнообразны. Различать их может помочь знание особенностей строения и набора типично метаморфических минералов.

Осадочные горные породы. Осадочные горные породы формируются на поверхности Земли или чуть глубже из продуктов выветривания, жизнедеятельности организмов, посредством химической садки солей из перенасыщенных растворов. Особую группу пород составляют горючие полезные ископаемые. Осадочные породы покрывают около 75% поверхности континентов, и подавляющая их часть образовалась из осадков морских водоемов. По генетическому признаку их делят на четыре классификационные группы: обломочные; глинистые; химические и органогенные; каустобиолиты.

Обломочные породы сложены преимущественно продуктами физического выветривания и подразделяются по величине слагающих их обломков на: грубообломочные (валуны, щебень, галька, гравий — рыхлые, конгломераты и брекчии — сцементированные); среднеобломочные (пески и песчаники); мелкообломочные (алевриты и алевролиты). Нижний предел размера частиц, слагающих обломочные материалы, — 0,01 мм.

Глинистые породы состоят преимущественно из продуктов химического выветривания и сложены частицами размером 0,01−0,001 мм и мельче. Кроме того, глинистые породы сложены глинистыми минералами, имеющими специфические свойства. Глинистые породы составляют около 50% массы всех осадочных пород. Окаменелая глина называется аргиллитом.

В четвертичных отложениях, особенно ледникового происхождения, присутствуют песчано-глинистые (больше глины, чем песка) и глинисто-песчанистые (больше песка, чем глины), которые при содержании меньшей составной части около 30% называются суглинками и супесями соответственно.

Химические и органогенные породы по происхождению либо являются химически осажденными, либо сформированы скелетными фрагментами организмов. Некоторые породы этой группы могут быть как химического, так и органогенного генезиса (карбонатные, кремнистые, фосфатные).В специфических морских обстановках образуются железо-марганцевые, фосфоритовые, баритовые конкреции, арагонитовые иглы и оолиты и другие минеральные образования. В водоемах аридных (засушливых) зон формируются залежи хлоридных (каменная и калийная), сульфатных (гипс, ангидрит, барит), карбонатных (известняк, доломит) и других солей.

Горючие полезные ископаемые (каустобиолиты) образуют два генетических ряда: угля и нефти. Ряд угля включает торф, лигнит, бурый и каменный уголь, антрацит. В нефтяной ряд входят все углеводородные газы, нефть, озокерит (горный воск), асфальт. Однако, антрацит, как и относящиеся к этой группе пород горючие сланцы, По-существу, являются метаморфическими породами и к осадочным отнесены условно.

Заключение

В ходе проведения данной работы мы пришли к следующим выводам: земная кора является сложной геологической структурой планеты, образованной различными геологическими процессами. Эти процессы привели к образованию тектонических структур таких как платформы, геосинклинальные пояса, рифтовые пояса, плиты и щиты.

Современная земная кора подразделяется на 4- ре типа: континентальный, субконтинентальный, океанический и субокеанический тип. Также мы выявили зависимости мощности слоёв земной коры в соответствии с её типом. Рассмотрели геофизические методы исследования, такие как сейсморазведка. Определили основные классы минералов, горных пород и их состав. Способы их залегания.

В основном земная кора исследована косвенно, в будущем с развитием новых методов исследований она откроет ещё много тайн. Человек проник в космос на многие миллионы километров, а в глубь Земли он продвинулся куда меньше.

Список литературы

1. В. П. Гаврилов. Геотектоника стр. 30−66

2. Короновский Н. В., Якушова А. Ф. Основы геологии. М.: Высшая школа, 1991. 416 с.

3. Якушова А. Ф., Хаим В. Е., Славин В. И. Общая геология. М.: Изд-во МГУ, 1988. 447 с.

4. Савельева Л. Е., Козаренко А. Е. «Геология», М., «Владос», 2004 г., 270 с.

5. Ботт М. «Внутреннее строение Земли», М., «Мир», 1974 г., 373 с.

6. Ажгирей Г. Д. «Общая геология», М., «Просвещение», 1974 г., 479 с.

7. Добровольский В. В. «Геология», М., «Владос», 2001 г., 320 с.

8. Короновский Н. В., Ясаманов Н. А. «Геология», М., «Академия», 2003 г., 446 с.

9. Рудницкий В. А. Основы учения о полезных ископаемых. Екатеринбург: Урал, госуд. горно-геол. академия, 2002. — 216 с.

10. Старостин В. И., Игнатов П. А. Геология полезных ископаемых. М.: МГУ, 2004. — 304 с.

11. Козловский Е. А. Новое о строении земной коры. М.: Знание, 1988. 40 с.

12. Короновский Н. В., Якушова А. Ф. Основы геологии. М.: Высшая школа, 1991. 416 с.

13. Якушова А. Ф., Хаим В. Е., Славин В. И. Общая геология. М.: Изд-во МГУ, 1988. 447 с.

ПоказатьСвернуть
Заполнить форму текущей работой