Современная систематика минералов.
Хотя минералов известно более 3000, не более чем 50 из них называются главными породообразующими, имеющими наибольшее распространение в земной коре . Остальные минералы присутствуют лишь в виде примесей и называются акцессорными ( акцесориус – лат., дополнительный). Среди минералов на основе структурных и химических признаков выделяется несколько основных классов ( по А.А.Ульянову, 2000).
1. Самородное элементы и интерметаллические соединения . В настоящее время известно около 30 элементов с самородном состоянии, подразделяющиеся на металлы ( золото , платина, серебро, медь); полуметаллы ( мышьяк, сурьма ); неметаллы ( сера , графит , алмаз).
2. Сульфиды и их аналоги. Шире всего развиты сернистые соединения – сульфиды, образующиеся из гидротермальных растворов: пирит FeS2; халькопирит CuFeS2; галенит PbS; сфалерит ZnS.
3. Галогениды представлены более, чем 100 минералами – солями галогеноводородных кислот : HF, HCl, H Вr, HI. Шире всего распространены хлориды Na, K и Mg: галит NaCl; сильвин KCl; карналит MgCl2.
4. Оксиды и гидрооксиды широко распространены и насчитывают около 200 минералов оксидов и гидрооксидов металлов и реже – полуметаллов , составляющих по массе 5% литосферы . Особенно развит свободный кремнезем SiO2 – кварц и его многочисленные разновидности, опал и другие , всегда тесно связанные с силикатами . В глубоких частях земной коры образуются оксиды Fe, Ti, Ta, Nb, Nb, Al, Cr, Sn, U и другие .
В класс оксидов попадают важные рудные минералы: гематит, магнетит, пиролюзит , касситерит , рутил, хромит и др.
5. Карбонаты. Содержание минералов класса карбонатов составляет в земной коре 1,5% по массе.
6. Сульфаты, хроматы , молибдаты и вольфраматы .
7. Фосфаты , арсенаты и ванадаты . В большинстве случаев все эти минералы образуются в близповерхностных условиях , вследствие разложения органических остатков ( фосфаты ), окисления мышьяковых соединений ( арсенаты ) и рассеянного в осадочных породах ванадия (ванадаты ). Только апатит связан с магматическими и метаморфическими породами.
8. Силикаты. Класс силикатов содержит наиболее распространенные породообразующие минералы, которые слагают 90% литосферы . Самым важным элементом класса силикатов является четырехвалентный кремний , находящийся в окружении 4-х атомов кислорода, расположенных в вершинах тетраэдра ( тетра – греч ., четыре , гедра – грань). В цепочечных силикатах КТ соединяются в непрерывные цепочки . Наиболее типичными минералами этой группы являются пироксены , как ромбические – гиперстен . Если цепочки соединяются друг с другом, то образуются ленточные силикаты, представителем которых являются широко распространенная роговая обманка . Слоистые или листовые силикаты характеризуются структурой , в которой КТ соединены друг с другом в виде сплошного , непрерывного листа. К листовым силикатам принадлежат слюды. Важную группу листовых силикатов представляют весьма распространенные глинистые минералы, образующиеся при выветривании различных горных, но особенно магматических и метаморфических пород . Каркасные силикаты представляют собой одну из важнейших групп породообразующих минералов – полевых шпатов. Они составляют более 50% в земной коре . Полевые шпаты подразделяются на две группы: кальциево- натриевые или плагиоклазы и калиево- натриевые щелочные полевые шпаты . Плагиоклазы очень широко распространены в магматических и метаморфических породах. Среди калиевых полевых шпатов различают 4 типа : существенно калиевые – санидин, ортоклаз, микроклин; натриево - калиевые – анортоклаз. К группе каркасных силикатов относятся фельдшпатоиды – минералы, образующиеся щелочных магматических горных породах при недостатке SiO2.
Горные породы.
Горные породы представляют собой естественные минеральные агрегаты , формирующиеся в литосфере или на поверхности Земли 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 .
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 .
Под текстурой породы понимают расположение в пространстве слагающих ее минеральных агрегатов или частиц горной породы ( 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 давлений , 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 , состав и строение которых зависит от химического состава исходной магмы и условий ее застывания . В основе классификации магматических горных пород лежит их химический состав . Учитывается прежде всего содержание оксида кремния , по которому магматические породы делятся на четыре группы: ультраосновные породы, содержащие менее 45 % SiO2 , основные - 45-52%, средние -52-65 % и кислые - более 65 %.
В зависимости от условий, в которых происходило застывание магмы , магматические породы делятся на ряд групп : породы глубинные, или интрузивные , образовавшиеся при застывании магмы на глубине , и породы излившиеся , или эффузивные, связанные с охлаждением магмы , излившейся на поверхность, т.е . лавы.
Ультраосновные породы (гипербазиты , или ультрамафиты ) в строении земной коры играют незначительную роль , причем наиболее редки эффузивные аналоги этой группы (пикриты и коматииты ). Все ультраосновные породы обладают большой плотностью (3,0-3,4), обусловленной их минеральным составом .
Основные породы широко распространены в земной коре , особенно их эффузивные разновидности ( базальты ).
Габбро - глубинные интрузивные породы с полнокристаллической средне -и крупнозернистой структурой .
Базальты - черные или темно - серые вулканические породы. Базальты залегают в виде лавовых потоков и покровов , нередко достигающих значительной мощности и покрывающих большие пространства ( десятки тысяч км2) 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 темно -окрашенные минералы.
Диориты - глубинные интрузивные породы, обладающие полнокристаллической структурой . Излившимися аналогами диоритов являются широко распространенные андезиты , обладающие обычно порфировой структурой .
Для всех кислых пород характерно наличие кварца . Кроме того , в значительных количествах присутствуют полевые шпаты - калиевые и кислые плагиоклазы. Граниты - глубинные интрузивные 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 минералов - биотит , в некоторых разностях частично замещающийся мусковитом. Излившимся аналогом гранитов являются риолиты , аналогами гранодиоритов - дациты.
Осадочные горные породы. На поверхности Земли в результате действия различных экзогенных , т.е . внешних , факторов образуются осадки , которые в дальнейшем уплотняются , претерпевают физико- химические изменения - диагенез , и превращаются в осадочные горные породы, тонким чехлом покрывают около 75 % поверхности континентов. Многие из них являются полезными ископаемыми , другие - содержат таковые .
Среди осадочных пород выделяются три группы:
1) обломочные породы, возникающие в результате механического разрушения каких- либо пород и накопления образовавшихся обломков; 2) глинистые породы, являющиеся продуктом преимущественно химического разрушения пород и накопления возникших при этом глинистых минералов; 3) химические ( хемогенные ) и органогенные породы, образовавшиеся в результате химических и биологических процессов. Обломочные породы по размерам обломков подразделяются на несколько типов .
Грубообломочные породы. В зависимости от формы и размеров обломков среди пород этого гранулометрического типа выделяются следующие : глыбы и валуны - соответственно угловатые и окатанные 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 . К среднеобломочным породам относятся распространенные в земной коре пески и
песчаники. Первые представляют собой скопление несцементированных окатанных обломков песчаной размерности, вторые - таких- же, но сцементированных. Мелкообломочные породы. Рыхлые скопления мелких частиц размерами от 0,05 до 0,005 мм называют алевритами. Одним из широко распространенных представителей алевритов является лесс - светлая палево - желтая порода , состоящая преимущественно из остроугольных обломков кварца и меньше - полевых шпатов с примесью глинистых частиц и извести.
Глинистые породы. Наиболее распространенными осадочными породами являются глинистые , на долю которых приходится больше 50 % объема всех осадочных пород . Глинистые породы в основном состоят из мельчайших ( меньше 0,02 мм) кристаллических ( реже аморфных ) зерен глинистых минералов.
Химические и органогенные породы образуются преимущественно в водных бассейнах. 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 .
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.
Каустобиолиты (греч . " каустос" - 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.
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 ( литостатическое) давление , химическое воздействие 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.
Круговорот горных пород
Земная кора является основным объектом изучения в геологии . Поэтому мы приведем средние химические составы континентальной и океанической коры, а также земной коры в
целом , согласно расчетам А.А.Ярошевского.
Строение земной коры.
В предыдущем разделе было установлено общее внутреннее строение земного шара, поверхность которого покрывает тоненькая, но чрезвычайно важная «пленка », называемая земной корой , имеющей в среднем мощность около 40 км и составляющей всего лишь 1/160 от радиуса Земли . Земная кора вместе с частью верхней мантии до астеносферного слоя называется литосферой, а литосфера, вместе с астеносферой
образует тектоносферу, верхнюю оболочку земного шара во многом ответственную за процессы, происходящие в земной коре . Строение земной коры, мощность которой изменяется практически от 0 до 70-75 км и повсеместно имеет четкую нижнюю границу – поверхность Мохоровичича или «М », принципиально отличается на континентах и в океанах. Сведения о коре мы получаем от непосредственного наблюдения пород на поверхности Земли , особенно на щитах древних платформ, из керна глубоких и сверхглубоких скважин , как на суше, так и в океанах; ксенолитов в вулканических породах; драгированием океанского дна и сейсмических исследований , дающих наиболее важную информацию о глубоких горизонтах земной коры.
Океаническая кора обладает 3-х слойным строением ( сверху вниз ):
1- й слой представлен осадочными породами, в глубоководных котловинах не превышающей в мощности 1 км и до 15 км вблизи континентов. Породы представлены карбонатными, глинистыми и кремнистыми породами. Важно подчеркнуть, что нигде в океанах возраст осадков не превышает 170-180 млн . лет.
2- й слой сложен, в основном, базальтовыми пиллоу ( подушечными) лавами, с тонкими прослоями осадочных пород . В нижней части этого слоя располагается своеобразный комплекс параллельных даек базальтового состава, служившим
подводящими каналами для подушечных лав.
3- й слой представлен кристаллическими магматическими породами, главным образом, основного состава – габбро и реже ультраосновного, располагающимся в нижней части слоя , глубже которого располагается поверхность М и верхняя мантия.
Очень важно подчеркнуть, что кора океанического типа развита не только в океанах и глубоководных впадинах внутренних морей, но встречается также и в складчатых поясах на суше в виде фрагментов пород офиолитовой ассоциации , парагенезис ( сонохождение) которых ( кремнистые породы – базальтовые лавы – основные и ультраосновные породы) был впервые выделен в 20- х годах ХХ в. Г .Штейнманом в Лигурийских Альпах на СЗ Италии.