Ковалёв С.Г. (и др.) Общая геология с основами гидрогеологии и гидрологии

Подождите немного. Документ загружается.

211

или в водоемах, давая начало образованию новых пород. Б.Б.Полынов

писал, что «именно в почвах наиболее сосредоточена геологическая рабо-

та живого вещества; именно в почвах готовится тот материал континен-

тальных и морских отложений, из которого в дальнейшем образуются

новые породы». Тесная взаимосвязь и зависимость химического состава

организмов и почв от состава горных пород широко используется в на-

стоящее время для практических целей – поисков различных руд и раз-

ведки рудных месторождений. Биогеохимические методы поисков и

оконтуривания рудных тел основаны на изучении химического состава

почв и растительного покрова. Повышенная концентрация определенного

элемента в почве или золе растений используется в качестве признака,

указывающего на близость руды. Нанося на карту данные химических

анализов почвы и золы растений и проводя изолинии содержания различ-

ных элементов, можно оконтуривать границы рудных объектов.

С появлением человека роль живого вещества в геохимических процес-

сах на Земле не только значительно увеличилась, но и качественно измени-

лась. Деятельность человека вызвала к жизни целый ряд новых реакций,

способствующих перераспределению вещества в земной коре. Человек до-

бывает железо, цинк, олово, свинец, алюминий, никель и многие редкие

элементы, обедняя земную кору. Добыча различных металлов резко возрас-

тает со временем. В XX в. переработка руд и извлечение из них различных

металлов во много раз превышает добычу предыдущих веков.

Попутно с производимыми человеком процессами добычи металлов из

руды происходит выделение в атмосферу некоторых газов – СО

, N

и др.

Количество углекислого газа, побочно выделяющегося в процессе техни-

ческой деятельности человека, составляет до 0,05% всей углекислоты ат-

мосферы. Таким образом, деятельность человека является немаловажным

фактором, преобразующим природные процессы и изменяющим геохи-

мию Земли. Особенно резко возрастает роль человека в геохимической

жизни Земли в результате достижений науки. Открытие атомной энергии

и осуществление ядерных превращений, достигнутые человеком за по-

следние годы, открыли новую эру в истории Земли. Благодаря успехам

современной физики, становится возможным осуществление ядерных

реакций, приводящих в результате распада или синтеза атомных ядер к

превращению элементов.

Таким образом, человек расширяет границы биосферы, интенсифициру-

ет геохимические процессы, происходящие на Земле, создает качественно

новые геохимические реакции. Хотя в общем объеме биомассы на Земле на

долю человека приходятся ничтожные доли процента живого вещества,

влияние деятельности человека на геологические процессы соизмеримо с

геологической работой всего живого вещества на нашей планете.

212

Глава 4

ЛИТОСФЕРА

Литосфера – верхняя твердая оболочка Земли, переходящая без чет-

кой определенной границы в нижележащую астеносферу. По современ-

ным представлениям в литосферу объединяются земная кора и верхняя,

относительно жесткая часть мантии Земли.

§34. Строение земной коры

Земная кора, располагающаяся выше границы Мохо, слагается всеми из-

вестными горными породами – магматическими, осадочными и метаморфи-

ческими. Как в пределах континентов, так и под дном морей и океанов выде-

ляются подвижные и относительно устойчивые участки земной коры. На

континентах к устойчивым областям относятся обширные как низменные,

так и возвышенные равнины –

платформы: Восточно-Европейская, Сибир-

ская, Северо-Американская, Южно-Американская, Африканская, Австралий-

ская и Антарктическая. В пределах платформенных областей располагаются

устойчивые участки –

щиты (Балтийский, Украинский, Алданский, Канад-

ский, Бразильский и др.), представляющие собой области, в пределах кото-

рых выходят на дневную поверхность древние кристаллические горные по-

роды. К подвижным поясам относятся молодые горные сооружения, такие

как Альпы, Карпаты, Динариды, Кавказ, Памир, Гималаи, Анды, Кордилье-

ры. Структуры, присущие материкам, ограничиваются континентами, но

протягиваются в океан, образуя подводную окраину материков. Таковым

является охарактеризованный выше шельф с глубиной до 200 м и континен-

тальный склон с подножием, который простирается до глубин 3000 м. В пре-

делах океанов выделяются такие же структуры, как и на континентах. Самые

глубокие области океанов занимают абиссальные равнины. Эти выровненные

обширные участки океанского дна, по своим особенностям напоминающие

континентальные платформы, располагаются на глубинах 4000–6000 м. К

подвижным поясам океанов относятся срединно-океанические хребты, а так-

же активные окраины Тихого океана с окраинными морями (Охотское, Япон-

ское и др.), островными дугами (Курильские, Японские, Алеутские и др.) и

глубоководные желоба. На основании геофизических данных выделяют два

основных типа земной коры:

континентальный и океанический. Они очень

сильно отличаются друг от друга своими мощностями, строением и составом

горных пород. Кроме них выделяют два переходных типа:

суб-

континентальный

и субокеанический.

213

Континентальный тип земной коры. Мощность континентальной

коры изменяется от 35–45 км в пределах платформ, до 55–75 км под мо-

лодыми горными сооружениями. Продолжаясь в области шельфа, ее тол-

щина уменьшается до 20–25 км, а в пределах материкового склона, при-

близительно на глубине около 2,5 км, она выклинивается.

Континентальная кора состоит из трех слоев. Самый верхний слой

представлен осадочными горными породами, поэтому этот слой называ-

ется осадочным. Мощность его различна: от нуля на щитах до 15–20 км в

глубоких платформенных впадинах и предгорных прогибах. Второй слой

традиционно носит название «гранитный», или «гранитогнейсовый». Он

примерно наполовину сложен гранитами, около 40% – гранитогнейсами и

ортогнейсами, а оставшаяся часть состоит из метаморфизованных пород.

Исходя из этого его называют гранитогнейсовым слоем. Третий, нижний

слой, называют базальтовым, поскольку по химическому составу и по

скоростям прохождения сейсмических волн он близок к базальтовым по-

родам. Высказывается предположение, что этот слой сложен интрузив-

ными породами – габбро, а также сильно метаморфизованными разновид-

ностями – амфиболитами. Мощность базальтового слоя изменяется от 15

до 35 км. Граница между гранитогнейсовым и базальтовым слоями полу-

чила название сейсмического раздела Конрада.

Океаническая кора. Долгое время строение океанической коры рас-

сматривалось как двуслойное, состоящее из верхнего осадочного и ниж-

него базальтового слоев. На основании проведенных сейсмических; ис-

следований, результатов подводного бурения и драгирования образцов

пород с океанического дна, было уточнено ее строение. По современным

представлениям, океаническая кора имеет трехслойное строение, а общая

ее мощность колеблется от 2 до 15 км, составляя в среднем 6–7 км. Верх-

ний слой – осадочный, максимальной мощностью до 1 км, состоит из раз-

личных по составу осадков и осадочных образований, значительная часть

которых находится в рыхлом состоянии и насыщена водой.

Второй океанический слой, согласно данным подводного бурения,

сложен преимущественно базальтами с прослоями карбонатных и крем-

нистых пород. Мощность этого слоя колеблется от 1,0–1,5 до 2,5–3 км.

Самый нижний слой океанической коры бурением до сих пор невс-

крыт. Однако на основании геофизических данных и результатов драги-

рования, проводимого с научно-исследовательских судов предполагается,

что он сложен магматическими породами основного состава – габбро с

присутствием ультраосновных пород (серпентиниты, пироксениты).

Мощность его колеблется от 3–4 до 5 км.

Субконтинентальный тип земной коры по своему строению близок к

континентальному типу. Он распространен в областях развития остров-

214

ных дуг и на окраинах материков. В частности, в пределах Курильской

островной дуги выделяется первый верхний осадочно-вулканогенный

слой мощностью от 0,5 до 5 км. Под ним располагается второй слой. Он

представлен так называемыми островодужными гранитно-метаморфичес-

кими толщами и имеет мощность до 10 км. Третий, базальтовый слой, в

зависимости от мощности вышележащих слоев залегает на глубинах 8–15

км. Его мощность также изменчива – от 15 до 40 км.

Субокеанический тип земной коры установлен в котловинах окраин-

ных и внутриконтинентальных морей (Охотское, Японское, Средиземное,

Черное и др.). По своему строению субокеанический тип близок к океани-

ческому, но отличается от него повышенной мощностью осадочного слоя.

В ряде случаев его мощность превышает 10 км. По геофизическим дан-

ным, ниже субокеанической коры располагаются разуплотненные породы

верхней мантии.

Своеобразным строением характеризуется земная кора в центральных

рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. Здесь под вторым океа-

ническим слоем располагается выступ разогретого вещества со скоростя-

ми прохождения сейсмических волн промежуточными между коровыми и

мантийными образованиями. На основании этого одни авторы считают

его веществом аномально разогретой мантии, а другие определяют как

смесь корового и мантийного материала.

Первые сводки о среднем составе земной коры были опубликованы

Ф.Кларком в 1889 году. Позже эти данные уточнялись (В.И.Вернадский,

А.Е.Ферсман, А.П.Виноградов и др.), но с тех времен, средние содержа-

ния элементов в земной коре получили название

кларка.

К примеру, данные, полученные А.П.Виноградовым о среднем составе

земной коры таковы: кислород – 47%, кремний – 29,5%, алюминий –

8,05%, железо – 4,65%, кальций – 2,96%, натрий – 2,5%, калий – 2,5%,

магний – 1,87%, титан – 0,45%, прочие элементы – 0,52%.

§35. Общие сведения о минералах

Минералы – это природные химические соединения или самородные эле-

менты, возникшие в результате разнообразных физико-химических и термо-

динамических процессов, происходящих в земной коре и на ее поверхности.

Минералы в природе находятся преимущественно в твердом состоянии, реже

встречаются жидкие (ртуть, вода) и газообразные (горючие газы, углекислый

газ) минералы. В настоящее время известно свыше 3000 минералов (включая

разновидности), но лишь очень немногие из них имеют широкое распростра-

нение в составе горных пород. Они называются

породообразующими.

215

Наиболее простой и распространенный метод изучения минералов –

это знакомство с ними по внешним признакам, т.е. определение их макро-

скопическим путем, в отличие от микроскопического и других более точ-

ных методов, применяемых в минералогии, петрографии и минераграфии.

Твердые минералы в большинстве случаев являются кристаллическими

веществами, имеющими форму либо более или менее хорошо выраженных

многогранников, либо неправильных зерен или сплошных масс. Реже

встречаются аморфные минералы, образующие бесформенные массы.

Кристаллы. Одним из признаков минерала является его внешнее кри-

сталлографическое оформление. Форма кристалла зависит от закономер-

ного распределения составляющих минерал частиц – атомов (ионов) и

молекул. В аморфном веществе (некристаллическом) те же частицы рас-

полагаются в беспорядке. Правильное пространственное расположение

частиц в минерале образует структуру кристалла, или его кристал-

лическую решетку. Кристаллическая решетка геометрически может быть

представлена в виде плотно пригнанных друг к другу многогранников

(кубов, параллелепипедов, призм, ромбоэдров и т. д.), в вершинах, цен-

трах или серединах граней которых на строго определенном расстоянии

друг от друга располагаются атомы или ионы. Они образуют так называе-

мые узлы кристаллической решетки.

Кристаллические структуры очень разнообразны и определенным об-

разом отображаются во внешнем оформлении кристалла. Они зависят от

химического состава минерала, т. е. определенным минералам свойствен-

ны и определенные кристаллические формы. Различают структуры:

атомные, когда в узлах решетки находятся атомы; ионные, когда в узлах

располагаются атомы, лишенные части наружных электронов – ионы;

ра-

дикальные

– при расположении в узлах радикалов, т. е групп ионов, на-

пример, радикала СО

в случае солей угольной кислоты.

Рис. 46. Расположение граней (а) и ребер (б) у

кристаллов кварца (I) и каменной соли (II)

____________________________________

Современная кристаллография изучает

кристаллическую структуру путем про-

свечивания минералов рентгеновскими

лучами. Основы учения о строении кристаллов были разработаны в конце

XIX в. русским ученым-кристаллографом Е.С.Федоровым. Он впервые

вывел 230 законов пространственного расположения частиц в кристаллах.

216

Впоследствии его выводы были подтверждены рентгеновским анализом.

В кристалле различают следующие части:

грани, или плоские ограни-

чения кристалла,

ребра – линии пересечения граней, вершины – точки

пересечения ребер (рис. 46).

Одним из важнейших положений кристаллографии является закон по-

стоянства гранных углов, который гласит –

для всех кристаллов одного и

того же вещества углы между соответствующими гранями кристаллов

одинаковы и постоянны

(рис. 47, I). Этот закон дает возможность опреде-

лять минералы путем измерения углов их кристаллов. Закон постоянства

гранных углов вытекает из того, что грани кристалла по мере его роста

перемещаются параллельно самим себе. При сохранении постоянства

гранных углов величина и форма граней разных кристаллов одного и того

же минерала могут значительно меняться, хотя внутренняя структура

кристаллов при этом остается неизменной. Это связано с тем, что в зави-

симости от физико-химической обстановки роста кристалла не все его

грани развиваются одинаково. Поэтому внешняя форма кристаллов одно-

го и того же минерала может довольно резко отличаться. Закон постоян-

ства углов помогает определять минералы даже в мелких обломках кри-

сталлов, если только они в какой-то мере сохраняют естественные грани,

кроме того, позволяет для каждого естественного кристалла вывести его

идеальную форму, которую он мог бы приобрести при наиболее благо-

приятной обстановке роста. Идеальная форма кристалла яснее всего обна-

руживает характерный для данного вещества тон симметрии кристалла.

Рис. 47. Постоянство гранных углов (

αα

ββ

) при

меняющейся форме кристаллов (I) и плоскость

симметрии (Р) в кристалле гипса (II)

_____________________________________

Симметричность кристалла выражается

в правильном повторении элементов его

ограничения, т. е. граней, ребер и вершин.

При вращении кристалла, имеющего вид

правильной шестигранной призмы, вокруг

его вертикальной оси при каждом повороте

на 60° будет наблюдаться полное совмеще-

ние всех его граней, ребер и вершин с начальным положением. Следова-

тельно, этот кристалл построен симметрично. При этом

осью симметрии

217

называется прямая линия, при вращении кристалла вокруг которой на один

и тот же угол наблюдается правильное повторение элементов ограничения.

Обозначается ось симметрии латинской буквой

L. При полном повороте на

360° разные кристаллы могут совмещаться с исходным положением 2, 3, 4

или 6 раз, поэтому оси симметрии бывают нескольких видов. Число повто-

рений при повороте на 360° носит название порядка оси и обозначается

цифрой, которая ставится вверху буквы

L справа (L

, L

и т. д.).

Рис. 48. Наиболее рас-

пространенные формы

кристаллов (1–2–крис-

таллы триклинной син-

гонии, 3–4–кристаллы

моноклинной сингонии,

5–8–кристаллы ромби-

ческой сингонии, 9–12–

кристаллы тригональ-

ной сингонии, 13–15–

кристаллы гексаго-

нальной сингонии, 16–

19–кристаллы тетраго-

нальной сингонии, 20–

23–кристаллы ромбиче-

ской сингонии)

___________________

Плоскость сим-

метрии

– мысленно

проведенная пло-

скость, которая делит

фигуру кристалла на

две равные части, от-

носящиеся одна к дру-

гой, как предмет к своему изображению в зеркале. Эта плоскость обозна-

чается буквой

Р (рис. 47, II). Разные формы кристаллов имеют различное

количество плоскостей симметрии. Наибольшее количество – девять –

имеют кристаллы кубической формы; у шестигранной призмы их семь, у

трехгранной призмы – четыре и т. д. Кроме осей и плоскостей симметрии,

многие кристаллические многогранники имеют

центр симметрии – точку

218

внутри кристалла, от которой в диаметрально противоположных направ-

лениях на равных расстояниях располагаются одинаковые элементы огра-

ничения (параллельные грани, вершины). Центр симметрии обозначается

буквой

С. У некоторых кристаллов центр симметрии отсутствует, напри-

мер в трехгранной призме. Ось, плоскость и центр симметрии называются

элементами симметрии. Число их зависит от внутреннего строения кри-

сталлов и строго ограничено. Русский ученый А.В.Гадолин в 1869 году

показал, что у кристаллов возможны 32 различные комбинации элементов

симметрии, называемые классами, или видами симметрии. Все классы

симметрии группируются условно по степени сложности в семь крупных

групп или систем, называемых сингониями. Различают следующие синго-

нии: триклинную, моноклинную, ромбическую, тригональную, гексаго-

нальную, тетрагональную, или квадратную, кубическую (рис. 48).

триклинной сингонии относятся кристаллы, в которых из возмож-

ных элементов симметрии наблюдается только центр симметрии (

С), или

элементы симметрии отсутствуют. Это низшая симметрия.

моноклинной сингонии относятся кристаллы, имеющие одну плос-

кость симметрии, или одну поворотную ось второго порядка, или ту и

другую вместе и, кроме того, центр симметрии (

РС).

ромбической сингонии относятся кристаллы с одной или тремя ося-

ми второго порядка и одновременно с двумя и тремя плоскостями сим-

метрии (

2Р или ЗL

ЗРС), или с тремя осями второго порядка без плос-

костей симметрии.

Формы кристаллов двух следующих сингонии –

тригональной и гекса-

гональной

– весьма похожи, поэтому иногда ту и другую называют гекса-

гональной. Высшее сочетание элементов симметрии в тригональной син-

гонии –

3PC, в гексагональной сингонии – L

PC. Кристаллы три-

гональной сингонии часто имеют форму ромбоэдров, а кристаллы гекса-

гональной сингонии имеют форму шестигранных призм, срезанных пер-

пендикулярно к оси шестого порядка или увенчанных на основаниях гек-

сагональными или дигексагоналъными пирамидами.

Тетрагональная, или квадратная, сингония характеризуется присутст-

вием в кристаллах одной оси симметрии четвертого порядка. Сечение,

перпендикулярное к этой оси, обычно имеет форму квадрата или восьми-

угольника. Высшим сочетанием элементов симметрии в квадратной син-

гонии может быть

5PC.

Кристаллы

кубической сингонии имеют характерный вид кубиков,

правильных тетраэдров, октаэдров и др. Высшее сочетание элементов

симметрии в кубической сингонии

, 6L

9PC.

Некоторые минералы имеют вид сросшихся кристаллов и называются

219

двойниками, тройниками и т. д. (рис. 49). Двойники возникают в результате

закономерного срастания или в результате взаимного прорастания кристаллов.

Рис. 49. Типы срастания кри-

сталлов (1–двойник гипса –

«ласточкин хвост», 2–тройник

рутила, 3–двойник калиевого

полевого шпата)

В природе одинаковые или очень близкие химические вещества часто

встречаются в различных состояниях, которым соответствуют разные мо-

дификации. Каждая модификация представляет особый минерал, имею-

щий свою особую кристаллическую форму или обладающий аморфной,

некристаллической внутренней структурой. Например, окислы железа

могут в процессе своего образования в земной коре принять форму мине-

ралов гематита и магнетита, имеющих кристаллическое, хотя и неодина-

ковое строение. Но окись железа может быть и аморфной и принимать

форму минерала лимонита – бурого железняка, не имеющего правильных

огранений. Это натечные образования с бугорчатой поверхностью. Таки-

ми же особенностями обладают и другие вещества, например кремнезем,

образующийся то в виде кристаллов горного хрусталя, то в виде аморфно-

го опала или полукристаллического халцедона.

Формы нахождения минералов в природе. В природе кристалличе-

ские минералы встречаются как в виде одиночных кристаллов или их сро-

стков, так и в виде скоплений, называемых минеральными агрегатами.

Среди минералов выделяются три группы, обладающие характерным об-

ликом, или габитусом, кристаллов:

1) изометрические – одинаково развитые по всем трем направлениям –

магнетит, пирит, гранат;

2) удлиненные в одном направлении – призматические, столбчатые,

игольчатые и лучистые – барит, кварц и др.;

3) вытянутые в двух направлениях – таблитчатые, пластинчатые, лис-

товатые и чешуйчатые – хлорит и др.

Не следует смешивать закономерные сростки с незакономерными аг-

регатами кристаллов, например, с друзами и «щетками», нарастающими

на стенках полостей и пещер в горных породах.

Друзы – это сростки более

или менее правильных кристаллов, часто приросших одним концом к по-

роде. Для их образования необходимы открытые полости, в которых мо-

жет происходить свободный рост кристаллов. Кроме того, для многих

220

кристаллических минералов типичны сложные неправильные формы –

дендриты, натечные агрегаты и т. д.

Дендриты возникают в результате быстрой кристаллизации. Иногда

минералы почти целиком заполняют небольшие пустоты, образуя

секре-

ции

, для которых типично концентрическое строение. Мелкие секреции в

излившихся породах называются

миндалинами.

Изоморфизм и полиморфизм. Если в процессе изменения какого-либо

вещества допускается замена одних ионов (например, Fe

) ионами друго-

го состава (например, Са ) без изменения основной формы кристалличе-

ской решетки, то это называется

изоморфизмом. Примером изоморфизма

могут служить плагиоклазы, представляющие собой смесь двух компо-

нентов – альбита (Na[AlSi

]) и анортита (Ca[Al

]).

Способность некоторых минералов образовывать различные кристал-

лические формы при одном и том же химическом составе носит название

полиморфизма.

Так, кальцит (СаСО

) кристаллизуется в тригональной сингонии, а

аналогичный по химическому составу арагонит – в ромбической; алмаз

(С) – кубическая, графит – гексагональная.

Иногда минералы принимают несвойственную им кристаллогра-

фическую форму, создавая точную копию другого минерала или органи-

ческого образования. Такие формы называют

псевдоморфозами (ложны-

ми формами).

Аморфные вещества. Аморфное состояние твердого вещества ха-

рактеризуется беспорядочным расположением составляющих его час-

тиц. В этом отношении оно подобно жидкости или расплаву. Естествен-

но поэтому, в аморфных минералах физические свойства (теплопровод-

ность, электропроводность, твердость, силы сцепления, светопреломле-

ние и т. д.) во всех направлениях одинаковы. Такие минералы с одина-

ковыми во всех направлениях свойствами называются

изотропными.

Аморфные тела, представляя собой «твердые жидкости», не имеют оп-

ределенной температуры плавления, так как при нагревании, они не

плавятся, а размягчаются. Плавятся только такие тела, в которых части-

цы расположены в строгом порядке. Плавление – это переход в беспоря-

дочное состояние, а в аморфных телах частицы и без того расположены

в беспорядке.

Кристаллическое вещество всегда анизотропно. В кристаллах физи-

ческие свойства связаны с определенными направлениями: они одина-

ковы в направлениях параллельных и, в общем случае, неодинаковы в

направлениях непараллельных. Только в отношении отдельных свойств

кристаллическое вещество может быть изотропным. Например, кристал-

лы кубической сингонии изотропны в оптическом отношении.