Оглавление

Особенности строения земной коры. Раздел Конрада.

  Строение Земли. Выделяют 3 оболочки Земли: ядро, мантию и земную кору.

Ядро  наиболее плотная оболочка Земли. Полагают, что внешнее ядро находится в состоянии, приближающемся к жидкому. Температура вещества достигает 2500 - 3000 ⁰С, а давление ~ 300Гпа. Внутреннее ядро, предположительно находится в твердом состоянии. Состав внешнего и внутреннего  одинаков Fe Ni, близкий к составу метеоритов.

Мантия самая крупная оболочка Земли. Масса  2/3 массы планеты. Верхняя мантия характеризуется вертикальной и горизонтальной неоднородностью. Под континентами и океанами ее строение существенно отличается. В океанах на глубине  50 км., а материках  80-120 км. начинается слой пониженных сейсмических скоростей, который носит название сейсмического волновода или астеносферы ( т.е. геосфера «без прочности») и отличается повышенной пластичностью. (Волновод распространяется под океанами до 300 √ 400 км., под материками - 100- 150 км.) К ней приурочено большинство очагов землетрясений. Полагают, что в ней возникают магматические очаги, а также зона подкорковых конвекционных течений и зарождение важнейших эндогенных процессов. В. В. Белоусов объединяет земную кору, верхнюю мантию, включая астеносферу в тектоносферу. Промежуточный слой и нижняя мантия отличаются более однородной средой, чем верхняя мантия. Верхняя мантия сложена преимущественно ферро-магнезиальными силикатами (оливин, пироксены, гранаты), что соответствует перидотитовому составу пород. В переходном слое С основной минерал √ оливин.

Химический  состав: оксиды Si, Al? Fe (2+, 3+), Ti, Ca, Mg, Na, K, Mn. Преобладают Si и Mg.

   Земная кора - это верхняя оболочка Земли, сложенная магматическими, метаморфическими и осадочными породами, мощностью от 7 до 70 - 80 км. Это наиболее активный слой Земли. Для нее характерен магматизм и проявления тектонических процессов.

  Нижняя  граница земной коры симметрична  поверхности Земли. Под материками она глубоко опускается в мантию, и под океанами приближается к поверхности. Земная кора с верхней мантией до верхней границы астеносферы ( т.е. без астеносферы) образует литосферу.

Различают 2 основных вида земной коры: континентальный и океанический и 2 переходных типа - субконтинентальный и субокеанический.

  Континентальный тип земной коры имеет мощность от 35 до 75 км., в области шельфа - 20 - 25 км., а на материковом склоне выклинивается. В вертикальном строении земной коры выделяют три слоя, сложенных различными по составу, свойствам и происхождению породам.

  1 слой - верхний или осадочный (стратосфера) сложен осадочными и вулканогенно-осадочными породами, глинами, глиняными сланцами, песчаными, вулканогенными и карбонатными породами. Слой покрывает почти всю поверхность Земли. Мощность в глубоких впадинах достигает 20 - 25 км., в среднем - 3 км.

  Для пород осадочного чехла характерна слабая дислоцированность, сравнительно низкие плотности и небольшие  изменения, соответствующие диагенетическим.

  2 слой - средний или гранитный ( гранито - гнейсовый), породы имеют сходство со свойствами гранитов. Сложена: гнейсами, гранодиоритами, диоритами, окализами, а так же габбро, мраморами, силинитами и др.

  Породы  этого слоя разнообразны по сотаву и степени их дислоцированности. Они могут быть неизменными и метаморфированными. Нижняя граница гранитного слоя называется сейсмический раздел Конрада. Мощность слоя - от 6 до 40 км. На отдельных участках Земли этот слой отсутствует.

  3 слой - нижний, базальтовый состоит из более тяжелых пород, которые по свойствам близки к магматическим породам, базальтам.

  В отдельных местах между базальтовым  слоем и мантией залегает так  называемый эклогитовый слой с более  высокой плотностью, чем базальтовый.

  Средняя мощность слоя в континентальной части ~ 20 км. Под горными хребтами достигает 30 - 40 км., а под впадинами снижается до 12 - 13 и 5-7 км.

  Средняя мощность земной коры в континентальной  части (Н. А. Белявский) -40,5 км., мин. - 7 - 12 км. в океанах, макс. - 70 - 80 км. (высокогорье на континентах).

По современным  данным океанический тип земной коры также имеет трехслойное строение мощностью от 5 до 9 (12) км., чаще 6 -7 км.

1 слой - верхний, осадочный, состоит из рыхлых осадков. Его мощность - от нескольких сот метров до 1 км.

2 слой - базальты с прослоями карбонатных  и кремниевых пород. Мощность  от 1 - 1,5 до 2,5 - 3 км.

3слой - нижний, бурением не вскрыт. Сложен  основными магматическими породами  типа габрро с подчиненными, ультраосновными  породами (серпентинитами, пироксенитами).

Субконтинентальный тип земной поверхности по строению аналогичен континентальному, но не имеет четко выраженного раздела Конрада. Этот тип коры связан обычно с островными дугами - Курильскими, Алеутскими и окраинами материков.

1 слой - верхний, осадочно - вулканогенный, мощность - 0,5 - 5 км. (в среднем 2 - 3 км.).

2 слой - островодужный, «гранитный», мощность 5 - 10 км.

3 слой - «базальтовый», на глубинах 8 - 15 км., мощностью от 14 - 18 до 20 - 40 км.

Субокеанический тип земной коры приурочен к котловинным частям окраинных и внутриконтинентальных морей (Охотское, Японское, Средиземное, Черное и др.). По строению близок к океаническому, но отличается повышенной мощностью осадочного слоя. 1-ый верхний 4-10 и более км., располагается непосредственно на третьем океаническом слое мощностью 5 - 10 км. Суммарная мощность земной коры 10 - 20 км., местами до 25 - 30 км. за счет увеличения осадочного слоя.

Своеобразное  строение земной коры отмечается в  центральных рифтовых зонах срединно - океанических хребтов (срединно - атлантический). Здесь, под вторым океаническим слоем располагается линза (или выступ) низкоскоростного вещества (V = 7,4 - 7,8 км / с). Предполагают, что это либо выступ аномально разогретой мантии, или смесь корового и мантийного вещества. 

Раздел Конрада - (по имени австр. геофизика B. Конрада, V. Conrad, 1876-1962) - граница (иногда прерывистая) раздела между "гранитным" и "базальтовым" слоями земной коры, выявляемая по увеличению скоростей продольных сейсмич. волн c 6 до 6,6 км/c. Глубина залегания поверхности Конрада составляет 5-35 км. Пo мнению некоторых исследователей, наличие этой границы сомнительно, не установлена она также при прохождении её Кольской сверхглубокой скважиной. Одной из задач Кольской сверхглубокой скважины было достижение границы Конрада, которая, согласно геофизическим данным, залегает в этом месте на глубине 7—8 км. И пожалуй, важнейшим геологическим результатом бурения оказалось доказательство отсутствия границы Конрада в ее геологическом понимании: в каких породах скважина шла выше установленной геофизиками границы, в таких же прошла она и несколькими километрами ниже ее.

Строение  континентальной  и океанической земной коры по традиционным представлениям

Но исследования последних двух десятилетий показали, что эта стройная, легко запоминающаяся схема плохо согласуется с действительностью. «Гранитный» и «базальтовый» слои состоят преимущественно из магматических и метаморфических пород. На границе Конрада происходит скачкообразное увеличение скоростей сейсмических волн. Такого увеличения скоростей можно ожидать при переходе волн из пород с плотностью 2,7 в породы с плотностью 3 г/см³, что примерно соответствует плотностям гранита и базальта. Поэтому вышележащий слой назвали «гранитным», а нижележащий «базальтовым». Но обратите внимание: эти названия везде в кавычках. Геофизики не считали эти слои состоящими из гранита и базальта, они лишь говорили о некоторой аналогии. Однако даже многие геологи не удержались от соблазна счесть, что «гранитный» слой — действительно из гранита, а «базальтовый» — из базальта.  
 
 

Характеристика  магматических и  метаморфических  пород.

Магматические горные породы (Греция). По светлым полосам можно определить направление потоков лавы

    Магматические горные породы — это породы, образовавшиеся непосредственно из магмы (расплавленной массы преимущественно силикатного состава), в результате её охлаждения и застывания. В зависимости от условий застывания различают интрузивные(глубинные) и эффузивные (излившиеся) горные породы

Классифицируются в зависимости от размера кристаллов, текстуры, химического состава или происхождения. Состоят преимущественно из оксида кремния и по его содержанию делятся на пять групп: ультракислые(больше 70% SiO ₂), кислые (65-70%), средние (52-65%), основные (45-52%) и ультраосновные (до 45%). Горные породы вулканического происхождения, которые образовались на глубине, называются плутоничными или интрузивными.

Из-за медленного остывания магмы и больших  давлений эти породы крупнокристаллические (долерит, гранит и др). Те породы, которые образовались в результате излияния на поверхность, называются эффузивными (излившимися) или вулканическими. Благодаря быстрому остыванию, кристаллы в них мелкие, практически не различимы невооружённым глазом (базальт, риолит и др).

Древние египтяне изготовляли из базальта статуи. Ацтеки изготовляли из обсидиана ножи. 

История создания научной систематики восходит к прошлому столетию, классическим трудам К. Розенбуша, Ф. Ю. Левинсон-Лессинга и других основоположников современной петрографии-петрологии.

В основу классификации магматических положен  их генезис, химический и минеральный  состав.

• По генезису магматические горные породы подразделяются на эффузивные (излившиеся на поверхность земной коры, например базальт, диабаз, андезит, трахит, липарит и др.) и интрузивные (излившиеся в толщу земной коры, такие как гранит, габбро, сиенит и др.).
• По степени вторичных изменений экструзивные породы делятся на кайнотипные, «молодые», неизменённые, и палеотипные, «древние», в той или иной степени изменённые и перекристаллизованные главным образом под влиянием времени.
• К эффузивным породам относятся также вулканогенно-обломочные породы, образующиеся при извержениях и состоящие из различных обломков пирокластитов (туф, вулканические брекчии). Такие породы называются пирокластическими.
• В основе химической классификации лежит процентное содержание кремнезёма (SiO₂) в породе. По этому показателю выделяют ультракислые, кислые, средние, основные и ультраосновные породы, о чём подробно рассказывается при описании химического состава магматических горных пород. Чем больше SiO₂ в породе, тем она светлее.
• Цвет магматических пород зависит от их минерального и химического состава, то есть от содержания в них темно- и светлоокрашенных минералов.
• Светлоокрашенные породы, как правило, не содержат цветных минералов, или же они присутствуют в них в очень небольшом количестве. Такие породы называются лейкократовыми . Темноокрашенные породы же, состоящие из темноокрашенных минералов, называются меланократовыми.
• Если некоторые минералы в породы образуют изолированные скопления — шлиры или полосы, то окраска будет пятнистой, полосчатой и т. д.
• Чем более темная порода, тем больше в ней содержится темноокрашенных минералов, и тем больше цветное число, под которым понимают количество (объёмную долю, %) темноцветных минералов в породе. Цветное число отражает кислотность породы: ультраосновные породы — 95-100 %, основные — около 50 %, средние — порядка 30 %, кислые — 10 %. Это находит отражение в окраске пород. В неизменённых разностях ультраосновные породы имеютчёрный цвет, основные — тёмно-серый, средние — серый, кислые — светло-серый, светло-розовый до белого.
• Однако в природе нередко встречаются отклонения от указанных средних содержаний. Так, кислая порода может содержать цветных минералов значительно больше, чем их указанное среднее количество, а основная, наоборот, оказаться значительно светлее нормального типа.

Образование магматических пород непрерывно происходит и сейчас, в зонах активного вулканизма и горообразования.

Метаморфическая горная порода, расслоившаяся по двум перпендикулярным направлениям (Долина Смерти, США)

Метаморфические горные породы — горные породы, образованные в толще земной коры в результате изменения (метаморфизма) осадочных или магматических горных пород вследствие изменения физико-химических условий. Благодаря движениям земной коры осадочные горные породы и магматические горные породы подвергаются воздействию высокой температуры, большого давления и различных газовых и водных растворов, при этом они начинают изменяться.

Метаморфические горные породы образуются в толще  земной коры в результате изменения (метаморфизма) осадочных или магматических  горных пород. Факторами, вызывающими  эти изменения, могут быть: близость застывающего магматического тела и связанное с этим прогревание метаморфизуемой породы; воздействие отходящих от этого тела активных химических соединений, в первую очередь различных водных растворов (контактовый метаморфизм), или погружение породы в толщу земной коры, где на неё действуют факторы регионального метаморфизма —высокие температуры и давления. Типичными метаморфическими г. п. являются гнейсы, разные по составу кристаллическиесланцы, контактовые роговики, скарны, амфиболиты, мигматиты и др. Различие в происхождении и, как следствие этого, в минеральном составе г. п. резко сказывается на их химическом составе и физических свойствах.

Так как  исходным материалом метаморфических  горных пород являются осадочные  и магматические породы, их формы  залегания должны совпадать с  формами залегания этих пород. Так  на основе осадочных пород сохраняется  пластовая форма залегания, а на основе магматических — форма интрузий или покровов. Этим иногда пользуются, чтобы определить их происхождение. Так, если метаморфическая порода происходит от осадочной, ей дают приставку пара- (например, парагнейсы), а если она образовалась за счёт магматической породы, то ставится приставка орто- (например, ортогнейсы).

Химический  состав метаморфических горных пород  разнообразен и зависит в первую очередь от состава исходных. Однако состав может отличаться от состава  исходных пород, так как в процессе метаморфизма происходят изменения под влиянием привносимых водными растворами веществ и метасоматических процессов.

Минеральный состав метаморфических пород также  разнообразен, они могут состоять из одного минерала, например кварца (кварцит) или кальцита (мрамор), или из многих сложных силикатов. Главные породообразующие минералы представлены кварцем, полевыми шпатами, слюдами, пироксенами и амфиболами. Наряду с ними присутствуют типично метаморфические минералы: гранаты,андалузит, дистен, силлиманит, кордиерит, скаполит и некоторые другие. Характерны, особенно для слабометаморфизованных пород тальк, хлориты, актинолит, эпидот, цоизит, карбонаты.

Физико  — химические условия образования  метаморфических пород, определённые методами геобаротермометрии весьма высокие. Они колеблются от 100—300 °C до 1000—1500 °C и от первых десятков баров до 20—30 кбаров

Текстура  пород, как пространственная характеристика свойств породы, отражает способ заполнения пространства.

• Сланцевая: большое распространение в метаморфических породах получили листоватые, чешуйчатые и пластинчатые минералы, что связано с их приспособлением к кристаллизации в условиях высоких давлений. Это выражается в сланцеватости горных пород, которая характеризуется тем, что породы распадаются на тонкие плитки и пластинки.
• Полосчатая — чередование различных по минеральному составу полос (например, у циполина), образующихся при наследовании текстур осадочных пород.
• Пятнистая — наличие в породе пятен, отличающихся по цвету, составу, устойчивости к выветриванию.
• Массивная — отсутствие ориентировки породообразующих минералов.
• Плойчатая — когда под влиянием давления порода собрана в мелкие складки.
• Миндалекаменная — представленная более или менее округлыми или овальными агрегатами среди сланцеватой массы породы.
• Катакластическая — отличающаяся раздроблением и деформацией минералов.

Понятие «структура» не имеет строгого определения  и носит интуитивный характер. Согласно практике геологических исследований «структура» больше характеризует размерные (крупно-, средне- или мелкообломочные) параметры слагающих породу зёрен.

Структуры метаморфических пород возникают  в процессе перекристаллизации в  твёрдом состоянии, или кристаллобластеза. Такие структуры называют кристаллобластовыми. По форме зёрен различают текстуры ^[1]:

• гранобластовая (агрегат изометрических зёрен);
• лепидобластовая (агрегат листоватых или чешуйчатых кристаллов);
• нематобластовая (агрегат игольчатых или длиннопризматических кристаллов);
• фибробластовая (агрегат волокнистых кристаллов).

По относительным  размерам:

• гомеобластовая (агрегат зёрен одинакового размера);
• гетеробластовая (агрегат зёрен разных размеров);
• порфиробластовая;
• пойкилобластовая (наличие мелких вростков минералов в основной ткани породы);
• ситовидная (обилие мелких вростков одного минерала в крупных кристаллах другого минерала).

Температуры образования метаморфических пород  всегда интересовали исследователей, поскольку ни позволяли понимать условия, а отсюда и историю механизма  образования этих пород. Ранее до разработки основных методов определения температур образования метаморфических минералов главным методом решения задачи были экспериментальные исследования, основанные на анализе различных диаграмм плавкости. На этих диаграммах устанавливались основные интервалы температур и давлений, в пределах которых выявлялась устойчивость тех или иных минеральных ассоциаций. Далее результаты экспериментов практически механически переносились на природные объекты. Параметры образования конкретных минералов не изучались, что является существенным недостатком подобных исследований.

В последующие  годы появились новые методы определения  температур образования минералов, к которым относились анализ расплавных включений, изотопные и геохимические  геотермометры (см.Геобаротермометрия); эти методы позволили уточнить границы существования тех или иных минеральных ассоциаций в природных условиях и перекинуть мостик между экспериментальными исследованиями и природными явлениями.

В настоящее  время все температурные измерения, выполненные с помощью упомянутых выше геотермометров, вызывают сомнение в связи с тем, что в теоретических разработках и методах их использования выявлены существенные методические ошибки. Дальнейшие исследования привели к созданию новых типов изотопных геотермометров, позволивших определять температуру образования конкретных минералов. Некоторые результаты этих исследований приведены в таблице.

Последовательность  выделения минералов метаморфитов описывается рядом

(КВ, БИ) > (МТ, ИЛ) > ПЛ₄₀ > МУ > ГР(?)

(ПЛ₄₀ — плагиоклаз № 40). Приведённый ряд обладает следующими особенностями:

• 1. различие Т кристаллизации метаморфических пород, говорящее о возможной их разновозрастности;
• 2. для силикатов установлен парагенезис с водой, согласуясь со схемой выделения их из растворов;

(≡Si-O-Si≡) + H₂O → 2(≡Si-OH)

• 3. в образовании рудных минералов ни вода, ни СО₂, ни СО участия не принимают. Эти минералы находятся в изотопном равновесии с рутилом в результате образования, например, по уравнению

6FeTiO₃ + O₂ → 2Fe₃O₄ + 6TiO₂.

• 4. установлено влияние диффузии компоненты HDO в водосодержащих силикатах на формирование изотопного состава водорода.

Характеристика  геосинклиналей

ГЕОСИНКЛИНА́ЛЬ (от гео- и синклиналь-от греч. synklino — наклоняюсь, складка слоев гор, обращенная выпуклостью вниз. Внутренняя часть синклинали сложена более молодыми отложениями, а внешняя — более древними), (геосинклинальный пояс), длинный (десятки и сотни километров) относительно узкий и глубокий прогиб земной коры, возникающий на дне морского бассейна, обычно ограниченный разломами и заполненный мощными толщами осадочных и вулканических пород. В результате длительных и интенсивных тектонических деформаций превращается в сложную складчатую структуру — часть горного сооружения. Геосинклинали расположены обычно или в зоне перехода от океана к континенту, или между континентами. Рассматриваются как области превращения океанической земной коры в континентальную. Пример современного аналога геосинклиналя — островные дуги (вместе с глубоководными желобами ) окраинных и внутренних морей. В этом смысле геосинклиналь — синоним геосинклинального пояса.