Czy można powiedzieć, że rozprzestrzenianie się skorupy kontynentalnej. Rodzaje skorupy ziemskiej

Warstwy C nie można uznać za jednorodną. Ulega zmianie składu chemicznego lub przemianom fazowym (lub obu).

Jeśli chodzi o warstwę B, która leży bezpośrednio pod skorupą ziemską, to najprawdopodobniej tutaj również występuje pewna niejednorodność i składa się ona ze skał takich jak dunit, perydotyty i eklogity.

Badając trzęsienie ziemi, które miało miejsce 40 km od Zagrzebia (Jugosławia), A. Mohorovicic zauważył w 1910 r., że w odległości ponad 200 km od źródła najpierw na sejsmogramie pojawia się fala podłużna innego rodzaju niż przy bliższych odległościach. Wyjaśnił to mówiąc, że na Ziemi, na głębokości około 50 km, istnieje granica, przy której prędkość gwałtownie wzrasta. Badania te kontynuował jego syn S. Mohorovicic po Conradzie, który w 1925 roku odkrył kolejną fazę fal podłużnych P*, badając fale powstałe w wyniku trzęsień ziemi we wschodnich Alpach. Odpowiednia faza fali poprzecznej S* została zidentyfikowana później. Fazy ​​P* i S* wskazują na istnienie co najmniej jednej granicy – ​​„granicy Conrada” – pomiędzy podstawą ciągu osadowego a granicą Mohorovicica.

Fale powstające w wyniku trzęsień ziemi i sztucznych eksplozji oraz rozchodzące się w skorupie ziemskiej są w ostatnich latach intensywnie badane. Zastosowano zarówno metodę fali załamanej, jak i odbitej. Wyniki badań są następujące. Według pomiarów przeprowadzonych przez różnych badaczy wartości prędkości podłużnych V p i poprzecznych V S okazały się równe: w granicie - V p = 4,0 ÷ 5,7, V s = 2,1 ÷ 3,4, w bazalcie - V p = 5,4 ÷ 6,4, V s ≈ 3,2, V

gabro - V p = 6,4 ÷ 6,7, V s ≈ 3,5, w dunicie - V p = 7,4, V s = 3,8 i w eklogicie - V p = 8,0, V s = 4,3

km/s

Ponadto w różnych obszarach uzyskano wskazania na istnienie fal o innych prędkościach i granicach w obrębie warstwy granitu. Z drugiej strony nic nie wskazuje na istnienie warstwy granitu pod dnem oceanu poza szelfami. Na wielu obszarach kontynentalnych podstawą warstwy granitu jest granica Conrada.

Obecnie istnieją oznaki dodatkowych wyraźnych granic między powierzchniami Conrada i Mohorovicica; dla kilku regionów kontynentalnych wskazano nawet warstwy o prędkościach fal podłużnych od 6,5 do 7 i od 7 do 7,5 km/s. Sugerowano, że może istnieć warstwa „diorytu” (V p = 6,1

km/s) i warstwę „gabro” (V p = 7 km/s).

Na wielu obszarach oceanicznych głębokość granicy Moho poniżej dna oceanu jest mniejsza niż 10 km. W przypadku większości kontynentów jego głębokość wzrasta wraz ze wzrostem odległości od wybrzeża, a pod wysokimi górami może osiągnąć ponad 50 km. Te górskie „korzenie” po raz pierwszy odkryto na podstawie danych grawitacyjnych.

W większości przypadków wyznaczenia prędkości poniżej granicy Moho dają te same wartości: 8,1 - 8,2 km/s dla fal podłużnych i około 4,7 km/s dla fal poprzecznych.

Skorupa ziemska [Sorochtin, Uszakow, 2002, s. 13]. 39-52]

Skorupa ziemska jest górną warstwą sztywnej skorupy Ziemi - jej litosfery i różni się od podskorupowych części litosfery strukturą i składem chemicznym. Skorupa ziemska jest oddzielona od leżącego pod nią płaszcza litosferycznego granicą Mohorovicica, przy której prędkość propagacji fal sejsmicznych gwałtownie wzrasta do 8,0 - 8,2 km/s.

Powierzchnia skorupy ziemskiej powstaje w wyniku wielokierunkowego wpływu ruchów tektonicznych, które tworzą nierówną rzeźbę terenu, denudację tej płaskorzeźby w wyniku zniszczenia i wietrzenia skał składowych oraz w wyniku procesów sedymentacji. W rezultacie stale się rozwija i jednocześnie

Wygładzanie powierzchni skorupy ziemskiej okazuje się dość skomplikowane. Maksymalny kontrast rzeźby obserwuje się tylko w miejscach o największej współczesnej aktywności tektonicznej Ziemi, na przykład na aktywnym krańcu kontynentalnym Ameryki Południowej, gdzie różnica poziomów rzeźby między rowem głębinowym peruwiańsko-chilijskim a szczytami Andy sięgają 16-17 km. Znaczące kontrasty wysokościowe (do 7-8 km) i dużą rozciętą rzeźbę obserwuje się we współczesnych strefach kolizji kontynentalnych, na przykład w pasie fałdowym alpejsko-himalajskim.

Skorupa oceaniczna

Skorupa oceaniczna ma prymitywny skład i zasadniczo reprezentuje górną, zróżnicowaną warstwę płaszcza, pokrytą cienką warstwą osadów pelagicznych. Skorupa oceaniczna jest zwykle podzielona na trzy warstwy, z których pierwsza (górna) jest osadowa.

Dolna część warstwy osadowej zbudowana jest przeważnie z osadów węglanowych zalegających na głębokościach mniejszych niż 4-4,5 km. Na głębokościach większych niż 4-4,5 km górna część warstwy osadowej zbudowana jest głównie z osadów bezwęglowych - czerwonych glin głębinowych i mułów krzemionkowych. Druga, bazaltowa, warstwa skorupy oceanicznej w górnej części składa się z law bazaltowych o składzie toleitycznym. Całkowita grubość warstwy bazaltu skorupy oceanicznej, sądząc po danych sejsmicznych, sięga 1,5, czasem 2 km. Według danych sejsmicznych grubość gabro-serpentytu (trzeciej) warstwy skorupy oceanicznej sięga 4,5-5 km. Przy grzbietach grzbietów śródoceanicznych grubość skorupy oceanicznej zmniejsza się zwykle do 3-4, a nawet 2-2,5 km bezpośrednio poniżej dolin ryftowych.

Całkowita grubość skorupy oceanicznej bez warstwy osadowej sięga zatem 6,5-7 km. Poniżej skorupa oceaniczna jest podszyta krystalicznymi skałami górnego płaszcza, które tworzą podskorupowe sekcje płyt litosferycznych. Pod grzbietami grzbietów śródoceanicznych skorupa oceaniczna leży bezpośrednio nad kieszeniami roztopionych bazaltów uwolnionych z gorącego płaszcza (z astenosfery).

Powierzchnia skorupy oceanicznej wynosi około 306 mln km2, średnia gęstość skorupy oceanicznej (bez osadów) jest bliska 2,9 g/cm3, dlatego też masę skonsolidowanej skorupy oceanicznej można oszacować na (5,8-6,2 )·1024 gr. Objętość i masa warstwy osadowej w basenach głębinowych oceanu światowego, według A.P. Lisicyna, wynosi odpowiednio 133 mln km 3 i około 0,1·1024 g. Objętość osadów skupionych na szelfach i zboczach kontynentalnych jest nieco większa – około 190 mln km 3, co pod względem masy (biorąc pod uwagę zagęszczenie osadów) wynosi około

(0,4-0,45) 1024 g.

Skorupa oceaniczna powstaje w strefach ryftów grzbietów śródoceanicznych na skutek występującego pod nimi oddzielenia się stopionego bazaltu od gorącego płaszcza (od astenosferycznej warstwy Ziemi) i ich wylewania się na powierzchnię dna oceanicznego. Co roku w tych strefach co najmniej 5,5-6 km 3 roztopów bazaltu unosi się z astenosfery, wylewa na dno oceanu i krystalizuje, tworząc całą drugą warstwę skorupy oceanicznej (biorąc pod uwagę warstwę gabro, objętość wytopy wprowadzane do skorupy wzrastają do 12 km 3) . Te ogromne procesy tektonomagmatyczne, nieustannie rozwijające się pod grzbietami grzbietów śródoceanicznych, nie mają sobie równych na lądzie i towarzyszy im wzmożona aktywność sejsmiczna.

W strefach ryftów położonych na grzbietach grzbietów śródoceanicznych następuje rozciąganie i rozprzestrzenianie się dna oceanu. Dlatego wszystkie takie strefy charakteryzują się częstymi, ale płytkimi trzęsieniami ziemi z przewagą mechanizmów przemieszczania pęknięć. Natomiast pod łukami wysp i aktywnymi obrzeżami kontynentalnymi, tj. w strefach podparcia płyt zwykle występują silniejsze trzęsienia ziemi z przewagą mechanizmów ściskania i ścinania. Według danych sejsmicznych,

osiadanie skorupy oceanicznej i litosfery można prześledzić w górnym płaszczu i mezosferze do głębokości około 600-700 km. Według danych tomograficznych osiadanie oceanicznych płyt litosferycznych zostało prześledzone na głębokości około 1400–1500 km i być może głębiej – aż do powierzchni jądra Ziemi.

Dno oceanu charakteryzuje się charakterystycznymi i dość kontrastowymi pasmowymi anomaliami magnetycznymi, zwykle umiejscowionymi równolegle do grzbietów śródoceanicznych (ryc. 7.8). Pochodzenie tych anomalii wiąże się ze zdolnością bazaltów dna oceanu podczas ochładzania do magnesowania przez ziemskie pole magnetyczne, zapamiętując w ten sposób kierunek tego pola w momencie ich wylania się na powierzchnię dna oceanu .

Mechanizm „przenośnikowy” odnowy dna oceanicznego wraz z ciągłym zanurzaniem starszych odcinków skorupy oceanicznej i zgromadzonych na niej osadów w płaszcz pod łukami wysp wyjaśnia, dlaczego w ciągu życia Ziemi baseny oceaniczne nigdy nie miały czasu na wypełnione osadami. Rzeczywiście, przy obecnym tempie wypełniania zagłębień oceanicznych osadami terygenicznymi przenoszonymi z lądu, wynoszącym 2,2 × 1016 g/rok, cała objętość tych zagłębień, w przybliżeniu równa 1,37 × 1024 cm 3, zostałaby całkowicie wypełniona za około 1,2 miliarda lat . Obecnie możemy z dużą pewnością stwierdzić, że kontynenty i baseny oceaniczne istnieją razem od około 3,8 miliarda lat i w tym czasie nie nastąpiło żadne znaczące wypełnienie ich zagłębień. Co więcej, po odwiertach we wszystkich oceanach, wiemy już na pewno, że na dnie oceanu nie ma osadów starszych niż 160-190 milionów lat. Ale można to zaobserwować tylko w jednym przypadku - jeśli istnieje skuteczny mechanizm usuwania osadów z oceanów. Mechanizm ten, jak obecnie wiadomo, polega na wciąganiu osadów pod łuki wysp i aktywne obrzeża kontynentalne w strefach naporu płyt.

Skorupa kontynentalna

Skorupa kontynentalna, zarówno pod względem składu, jak i struktury, znacznie różni się od skorupy oceanicznej. Jego grubość waha się od 20-25 km pod łukami wysp i obszarami o przejściowym typie skorupy do 80 km pod młodymi złożonymi pasami Ziemi, na przykład pod Andami lub pasem alpejsko-himalajskim. Grubość skorupy kontynentalnej pod pradawnymi platformami wynosi średnio około 40 km, a jej masa, łącznie ze skorupą subkontynentalną, sięga 2,25·1025 g. Relief skorupy kontynentalnej charakteryzuje się również maksymalnymi różnicami wysokości, sięgającymi 16-17 km od podnóża stoków kontynentalnych w okopach głębinowych do najwyższych szczytów górskich.

Struktura skorupy kontynentalnej jest bardzo niejednorodna, jednak podobnie jak w skorupie oceanicznej, w jej grubości, szczególnie na starożytnych platformach, czasami wyróżnia się trzy warstwy: górną osadową i dwie dolne, zbudowane ze skał krystalicznych. Pod młodymi pasami mobilnymi struktura kory okazuje się bardziej złożona, chociaż jej ogólny podział zbliża się do struktury dwuwarstwowej.

Grubość górnej warstwy osadowej skorupy kontynentalnej jest bardzo zróżnicowana - od zera na starożytnych tarczach do 10-12, a nawet 15 km na pasywnych obrzeżach kontynentów i w marginalnych rynnach platform. Średnia miąższość osadów na stabilnych platformach proterozoicznych wynosi zwykle blisko 2-3 km. W osadach na takich platformach dominują osady ilaste i węglany płytkich basenów morskich.

Górna część skonsolidowanego odcinka skorupy kontynentalnej jest zwykle reprezentowana przez starożytne, głównie prekambryjskie skały. Czasami tę część odcinka twardej skorupy nazywa się warstwą „granitu”, podkreślając w ten sposób przewagę w niej skał granitoidowych i podporządkowanie bazaltoidom.

W głębszych partiach skorupy (w przybliżeniu na głębokościach około 15-20 km) często widoczna jest rozmyta i niestabilna granica, wzdłuż której prędkość propagacji fal podłużnych wzrasta o około 0,5 km/s. Jest to tzw

Istnieją 2 główne typy skorupy ziemskiej: kontynentalna i oceaniczna oraz 2 typy przejściowe - subkontynentalny i suboceaniczny (patrz rysunek).

1- skały osadowe;

2- skały wulkaniczne;

3- warstwa granitu;

4- warstwa bazaltu;

5- granica Mohorovićicia;

6- górny płaszcz.

Kontynentalny typ skorupy ziemskiej ma grubość od 35 do 75 km, w obszarze szelfu - 20 - 25 km i ściska się na zboczu kontynentalnym. Istnieją 3 warstwy skorupy kontynentalnej:

I – górna, zbudowana ze skał osadowych o miąższości od 0 do 10 km. na peronach i 15 – 20 km. w ugięciach tektonicznych struktur górskich.

2. – średni „granit-gnejs” lub „granit” - 50% granitów i 40% gnejsów oraz innych skał metamorficznych. Jego średnia miąższość wynosi 15–20 km. (w obiektach górskich do 20 - 25 km.).

3. – niższy, „bazaltowy” lub „granitowo-bazaltowy”, składem zbliżony do bazaltu. Moc od 15 – 20 do 35 km. Granicę pomiędzy warstwami „granitu” i „bazaltu” stanowi przekrój Conrada.

Według współczesnych danych oceaniczny typ skorupy ziemskiej ma również strukturę trójwarstwową o grubości od 5 do 9 (12) km, częściej 6–7 km.

I warstwa – górna, osadowa, składa się z osadów luźnych. Jego miąższość waha się od kilkuset metrów do 1 km.

II warstwa – bazalty z przewarstwieniami skał węglanowych i krzemowych. Miąższość od 1 – 1,5 do 2,5 – 3 km.

Trzecia warstwa to warstwa dolna, nieotwierana przez wiercenie. Zbudowana jest z zasadowych skał magmowych typu gabro z podrzędnymi skałami ultrazasadowymi (serpentynity, piroksenity).

Subkontynentalny typ powierzchni Ziemi ma podobną strukturę do kontynentalnej, ale nie ma wyraźnie określonego przekroju Conrada. Ten typ skorupy jest zwykle kojarzony z łukami wysp - obrzeżami kurylskimi, aleuckimi i kontynentalnymi.

I warstwa – górna, osadowa – wulkaniczna, miąższość – 0,5 – 5 km. (średnio 2 – 3 km.).

II warstwa – łuk wyspy „granit” o grubości 5 – 10 km.

Trzecia warstwa to „bazalt” występujący na głębokościach 8 – 15 km i miąższości od 14 – 18 do 20 – 40 km.

Suboceaniczny typ skorupy ziemskiej ogranicza się do basenowych części mórz marginalnych i śródlądowych (Ochock, Japonia, Morze Śródziemne, Czarny itp.). Ma budowę zbliżoną do oceanicznej, ale wyróżnia się zwiększoną grubością warstwy osadowej.

I górna – 4 – 10 km i więcej, położona bezpośrednio nad trzecią warstwą oceaniczną o miąższości 5 – 10 km.

Całkowita grubość skorupy ziemskiej wynosi 10–20 km, miejscami nawet 25–30 km. na skutek podniesienia się warstwy osadowej.

Specyficzną strukturę skorupy ziemskiej obserwuje się w centralnych strefach ryftów grzbietów śródoceanicznych (środkowy Atlantyk). Tutaj, pod drugą warstwą oceaniczną, znajduje się soczewka (lub występ) materiału o niskiej prędkości (V = 7,4 - 7,8 km / s). Uważa się, że jest to albo występ nienormalnie nagrzanego płaszcza, albo mieszanina materii skorupy ziemskiej i płaszcza.

Budowa skorupy ziemskiej

Na powierzchni Ziemi, na kontynentach, w różnych miejscach występują skały w różnym wieku.

Niektóre obszary kontynentów zbudowane są na powierzchni najstarszych skał z epoki archaiku (AR) i proterozoiku (PT). Są one silnie przeobrażone: gliny zamieniły się w łupki metamorficzne, piaskowce w krystaliczne kwarcyty, wapienie w marmury. Wśród nich jest wiele granitów. Obszary, na powierzchni których wyłaniają się te najstarsze skały, nazywane są masywami krystalicznymi lub tarczami (bałtycki, kanadyjski, afrykański, brazylijski itp.).

Pozostałe obszary na kontynentach zajmują skały przeważnie młodszego wieku - paleozoiku, mezozoiku, kenozoiku (Pz, Mz, Kz). Są to głównie skały osadowe, chociaż zdarzają się wśród nich także skały pochodzenia magmowego, wytrysnięte na powierzchnię w postaci lawy wulkanicznej lub wtopione i zamarznięte na pewnej głębokości. Wyróżnia się dwie kategorie obszarów lądowych: 1) platformy - równiny: warstwy skał osadowych leżą spokojnie, niemal poziomo, z rzadkimi i drobnymi fałdami. W takich skałach jest bardzo mało skał magmowych, szczególnie natrętnych; 2) strefy pofałdowane (geosynkliny) - góry: skały osadowe są silnie pofałdowane, penetrowane przez głębokie pęknięcia; Często spotyka się wtrącone lub wyrwane skały magmowe. Różnice między platformami lub strefami złożonymi polegają na wieku skał spoczynkowych lub pofałdowanych. Dlatego istnieją starożytne i młode platformy. Mówiąc, że platformy mogły powstawać w różnym czasie, wskazujemy w ten sposób na różny wiek stref fałdowych.

Mapy przedstawiające położenie platform i stref złożonych o różnym wieku oraz niektóre inne cechy struktury skorupy ziemskiej nazywane są tektonicznymi. Stanowią uzupełnienie map geologicznych, które stanowią najbardziej obiektywne dokumenty geologiczne obrazujące strukturę skorupy ziemskiej.

Rodzaje skorupy ziemskiej

Grubość skorupy ziemskiej nie jest taka sama pod kontynentami i oceanami. Jest większy pod górami i równinami, cieńszy pod wyspami oceanicznymi i oceanami. Dlatego istnieją dwa główne typy skorupy ziemskiej - kontynentalna i oceaniczna.

Średnia grubość skorupy kontynentalnej wynosi 42 km. Ale w górach wzrasta do 50-60, a nawet 70 km. Następnie mówią o „korzeniach gór”. Średnia grubość skorupy oceanicznej wynosi około 11 km.

Zatem kontynenty reprezentują jakby niepotrzebne nagromadzenie mas. Ale te masy powinny wywołać silniejsze przyciąganie, a w oceanach, gdzie ciałem przyciągającym jest lżejsza woda, siła grawitacji powinna osłabnąć. Ale w rzeczywistości nie ma takich różnic. Siła grawitacji jest w przybliżeniu taka sama wszędzie na kontynentach i oceanach. Prowadzi to do wniosku: masy kontynentalne i oceaniczne są zrównoważone. Przestrzegają prawa izostazy (równowagi), które brzmi następująco: dodatkowym masom na powierzchni kontynentów odpowiada brak mas na głębokości i odwrotnie – brak mas na powierzchni oceanów musi odpowiadać pewnym ciężkie masy na głębokości.

Plan

1. Skorupa ziemska (kontynentalna, oceaniczna, przejściowa).

2. Głównymi składnikami skorupy ziemskiej są pierwiastki chemiczne, minerały, skały, ciała geologiczne.

3. Podstawy klasyfikacji skał magmowych.

Skorupa ziemska (kontynentalna, oceaniczna, przejściowa)

Na podstawie danych z głębokich sond sejsmicznych zidentyfikowano w skorupie ziemskiej szereg warstw charakteryzujących się różnym współczynnikiem drgań sprężystych. Z tych warstw trzy są uważane za podstawowe. Najwyższa z nich nazywana jest muszlą osadową, środkowa jest granitowo-metamorficzna, a dolna jest bazaltowa (ryc.).

Ryż. . Schemat budowy skorupy i górnego płaszcza z uwzględnieniem litosfery stałej

i plastikową astenosferę

Warstwa osadowa składa się głównie z najmiększych, najluźniejszych i najgęstszych (w wyniku cementowania luźnych) skał. Skały osadowe występują zwykle w warstwach. Miąższość warstwy osadowej na powierzchni Ziemi jest bardzo zmienna i waha się od kilku m do 10-15 km. Są obszary, gdzie warstwa osadowa jest całkowicie nieobecna.

Warstwa granitowo-metamorficzna zbudowane głównie ze skał magmowych i metamorficznych bogatych w glin i krzem. Miejsca, w których nie ma warstwy osadowej, a na powierzchnię wypływa warstwa granitu, nazywa się kryształowe tarcze(Kolsky, Anabarsky, Aldansky itp.). Grubość warstwy granitu wynosi 20-40 km, w niektórych miejscach tej warstwy nie ma (na dnie Pacyfiku). Jak wynika z badań prędkości fal sejsmicznych, gęstość skał w dolnej granicy od 6,5 km/s do 7,0 km/s zmienia się gwałtownie. Ta granica warstwy granitu, oddzielająca warstwę granitu od warstwy bazaltu, nazywa się Granice Conrada.

Warstwa bazaltu wyróżnia się u podstawy skorupy ziemskiej, występuje wszędzie, jej miąższość waha się od 5 do 30 km. Gęstość substancji w warstwie bazaltu wynosi 3,32 g/cm 3, jej skład różni się od granitów i charakteryzuje się znacznie niższą zawartością krzemionki. Na dolnej granicy warstwy obserwuje się gwałtowną zmianę prędkości przejścia fal podłużnych, co wskazuje na gwałtowną zmianę właściwości skał. Granicę tę uważa się za dolną granicę skorupy ziemskiej i nazywa się ją granicą Mohorovicica, jak omówiono powyżej.

W różnych częściach globu skorupa ziemska jest niejednorodna zarówno pod względem składu, jak i grubości. Rodzaje skorupy ziemskiej - kontynentalny lub kontynentalny, oceaniczny i przejściowy. Skorupa oceaniczna zajmuje około 60%, a skorupa kontynentalna około 40% powierzchni Ziemi, co różni się od rozkładu powierzchni oceanów i lądów (odpowiednio 71% i 29%). Wynika to z faktu, że granica między rozpatrywanymi rodzajami skorupy przebiega wzdłuż stopy kontynentalnej. Płytkie morza, takie jak na przykład Morze Bałtyckie i Arktyczne w Rosji, należą do Oceanu Światowego tylko z geograficznego punktu widzenia. W obszarze oceanów występują typ oceaniczny, charakteryzujący się cienką warstwą osadową, pod którą znajduje się warstwa bazaltu. Co więcej, skorupa oceaniczna jest znacznie młodsza niż skorupa kontynentalna - wiek tej pierwszej wynosi nie więcej niż 180–200 milionów lat. Skorupa ziemska pod kontynentem zawiera wszystkie 3 warstwy, ma dużą grubość (40-50 km) i nazywa się kontynent. Skorupa przejściowa odpowiada podwodnym obrzeżom kontynentu. W przeciwieństwie do kontynentalnej, warstwa granitu tutaj gwałtownie maleje i znika w oceanie, a następnie zmniejsza się grubość warstwy bazaltu.

Warstwy osadowe, granitowo-metamorficzne i bazaltowe tworzą razem skorupę zwaną sialem - od słów krzem i aluminium. Zwykle uważa się, że w powłoce sialowej wskazane jest zidentyfikowanie pojęcia skorupy ziemskiej. Ustalono również, że na przestrzeni dziejów geologicznych skorupa ziemska pochłaniała tlen i obecnie składa się z niego w 91% objętościowych.

Głównymi składnikami skorupy ziemskiej są pierwiastki chemiczne, minerały, skały, ciała geologiczne

Substancja Ziemi składa się z pierwiastków chemicznych. W skorupie skalnej pierwiastki chemiczne tworzą minerały, minerały tworzą skały, a skały z kolei tworzą ciała geologiczne. Nasza wiedza na temat chemii Ziemi, czy inaczej geochemii, spada katastrofalnie wraz z głębokością. Poniżej 15 km naszą wiedzę stopniowo zastępują hipotezy.

Amerykański chemik F.W. Clarke wraz z G.S. Waszyngton, rozpoczynając na początku ubiegłego wieku analizę różnych skał (5159 próbek), opublikował dane dotyczące średniej zawartości około dziesięciu najpowszechniejszych pierwiastków w skorupie ziemskiej. Frank Clark wyszedł ze stanowiska, że ​​skorupa ziemska do głębokości 16 km składa się w 95% ze skał magmowych i w 5% ze skał osadowych powstałych ze skał magmowych. Dlatego do obliczeń F. Clark wykorzystał 6000 analiz różnych skał, biorąc ich średnią arytmetyczną. Następnie dane te uzupełniono danymi uśrednionymi o zawartości pozostałych pierwiastków. Okazało się, że najczęstszymi pierwiastkami skorupy ziemskiej są (% wag.): O – 47,2; Si – 27,6; Al – 8,8; Fe – 5,1; Ca – 3,6; Na – 2,64; Mg – 2,1; K – 1,4; H – 0,15, co daje łącznie 99,79%. Pierwiastki te (z wyjątkiem wodoru), a także węgiel, fosfor, chlor, fluor i niektóre inne nazywane są skałotwórczymi lub petrogennymi.

Następnie liczby te były wielokrotnie wyjaśniane przez różnych autorów (tabela).

Porównanie różnych szacunków składu skorupy kontynentalnej,

Za sugestią akademika A.E. Fersmana nazwano średnie ułamki masowe pierwiastków chemicznych w skorupie ziemskiej Clarksa. Najnowsze dane dotyczące składu chemicznego sfer Ziemi podsumowano na poniższym wykresie (rysunek).

Cała materia skorupy i płaszcza Ziemi składa się z minerałów różniących się kształtem, strukturą, składem, liczebnością i właściwościami. Obecnie zidentyfikowano ponad 4000 minerałów. Niemożliwe jest podanie dokładnej liczby, ponieważ co roku liczba gatunków minerałów jest uzupełniana o 50–70 nazw gatunków minerałów. Na przykład na terenie byłego ZSRR odkryto około 550 minerałów (320 gatunków znajduje się w Muzeum A.E. Fersmana), z czego ponad 90% odkryto w XX wieku.

Skład mineralny skorupy ziemskiej jest następujący (% obj.): skalenie - 43,1; pirokseny - 16,5; oliwin - 6,4; amfibole - 5,1; mika - 3,1; minerały ilaste - 3,0; ortokrzemiany – 1,3; chloryny, serpentyny - 0,4; kwarc – 11,5; krystobalit - 0,02; trydymit - 0,01; węglany - 2,5; minerały rudne - 1,5; fosforany - 1,4; siarczany - 0,05; wodorotlenki żelaza - 0,18; inne - 0,06; materia organiczna - 0,04; chlorki - 0,04.

Liczby te są oczywiście bardzo względne. Ogólnie rzecz biorąc, skład mineralny skorupy ziemskiej jest najbardziej zróżnicowany i bogaty w porównaniu ze składem głębszych geosfer i meteorytów, substancji Księżyca i zewnętrznych powłok innych planet ziemskich. Tak więc na Księżycu zidentyfikowano 85 minerałów, a w meteorytach 175.

Naturalne agregaty mineralne tworzące niezależne ciała geologiczne w skorupie ziemskiej nazywane są skałami. Pojęcie „ciała geologicznego” jest pojęciem wieloskalowym, obejmuje objętości od kryształu mineralnego po kontynenty. Każda skała tworzy w skorupie ziemskiej trójwymiarową bryłę (warstwa, soczewka, masyw, pokrywa...), charakteryzującą się pewnym składem materiałowym i specyficzną strukturą wewnętrzną.

Termin „skała” został wprowadzony do rosyjskiej literatury geologicznej pod koniec XVIII wieku przez Wasilija Michajłowicza Siewiergina. Badania skorupy ziemskiej wykazały, że składa się ona z różnych skał, które ze względu na pochodzenie można podzielić na 3 grupy: magmowe lub magmowe, osadowe i metamorficzne.

Zanim przejdziemy do opisu każdej z grup skał z osobna, należy zastanowić się nad ich powiązaniami historycznymi.

Powszechnie przyjmuje się, że kula ziemska była pierwotnie stopionym ciałem. Z tego pierwotnego stopu, czyli magmy, w wyniku ochłodzenia utworzyła się stała skorupa ziemska, początkowo złożona wyłącznie ze skał magmowych, które należy uważać za najstarszą historycznie grupę skał.

Dopiero w późniejszej fazie rozwoju Ziemi mogły powstać skały innego pochodzenia. Stało się to możliwe po pojawieniu się wszystkich jego zewnętrznych powłok: atmosfery, hydrosfery, biosfery. Pierwotne skały magmowe uległy zniszczeniu pod ich wpływem i energią słoneczną, zniszczony materiał został przeniesiony przez wodę i wiatr, posortowany i ponownie cementowany. W ten sposób powstały skały osadowe, które są wtórne w stosunku do skał magmowych, z których powstały.

Zarówno skały magmowe, jak i osadowe służyły jako materiały do ​​​​powstania skał metamorficznych. W wyniku różnych procesów geologicznych doszło do opadnięcia dużych obszarów skorupy ziemskiej, a w ich obrębie nagromadziły się skały osadowe. Podczas tych osiadań dolne partie warstw opadają na coraz większe głębokości w rejonie wysokich temperatur i ciśnień, w rejonie przenikania różnych par i gazów z magmy oraz cyrkulacji roztworów gorącej wody, wprowadzając do wnętrza nowe pierwiastki chemiczne. skały. Efektem tego jest metamorfizm.

Rozmieszczenie tych ras jest zróżnicowane. Szacuje się, że litosfera składa się w 95% ze skał magmowych i metamorficznych oraz tylko w 5% ze skał osadowych. Na powierzchni rozkład jest nieco inny. Skały osadowe zajmują 75% powierzchni Ziemi, a tylko 25% to skały magmowe i metamorficzne.

Rodzaje skorupy ziemskiej: oceaniczna, kontynentalna

Skorupa ziemska (stała skorupa Ziemi nad płaszczem) składa się z dwóch rodzajów skorupy i ma dwa rodzaje budowy: kontynentalną i oceaniczną. Podział litosfery Ziemi na skorupę i górny płaszcz jest dość umowny, często używa się terminów litosfera oceaniczna i kontynentalna.

Skorupa kontynentalna Ziemi

Skorupa kontynentalna Ziemi (skorupa kontynentalna, skorupa kontynentalna), która składa się z warstw osadowych, granitowych i bazaltowych. Skorupa kontynentalna ma średnią grubość 35-45 km, a maksymalna grubość do 75 km (pod pasmami górskimi).

Struktura skorupy kontynentalnej „w stylu amerykańskim” jest nieco inna. Zawiera warstwy skał magmowych, osadowych i metamorficznych.

Skorupa kontynentalna ma inną nazwę „sial” - ponieważ. granity i niektóre inne skały zawierają krzem i aluminium - stąd pochodzenie określenia sial: krzem i aluminium, SiAl.

Średnia gęstość skorupy kontynentalnej wynosi 2,6-2,7 g/cm3.

Gnejs to skała metamorficzna (zwykle o luźnej strukturze warstwowej) złożona z plagioklazów, kwarcu, skalenia potasowego itp.

Granit to „kwaśna, magmowa skała inwazyjna, składająca się z kwarcu, plagioklazu, skalenia potasowego i miki” (artykuł „Granit”, link na dole strony). Granity składają się ze skaleni i kwarcu. Granitów nie znaleziono na innych ciałach Układu Słonecznego.

Skorupa oceaniczna Ziemi

O ile wiadomo, w skorupie ziemskiej na dnie oceanów nie znaleziono warstwy granitu, warstwa osadowa skorupy leży bezpośrednio na warstwie bazaltu. Skorupa oceaniczna nazywana jest także „sima”, w skałach dominują krzem i magnez – podobnie jak sial, MgSi.

Grubość skorupy oceanicznej (grubość) wynosi mniej niż 10 kilometrów, zwykle 3-7 kilometrów. Średnia gęstość skorupy podoceanicznej wynosi około 3,3 g/cm3.

Uważa się, że oceaniczny powstaje w grzbietach śródoceanicznych i jest wchłaniany w strefach subdukcji (dlaczego nie jest zbyt jasne) - jako rodzaj transportera z linii wzrostu w grzbiecie śródoceanicznym na kontynent.

8. budowa minerałów i agregatów mineralnych. Genetyczne typy minerałów. Seria reakcji Bowena. Polimorfizm i izomorfizm. Parageneza minerałów. Pseudomorfizm minerałów
Minerał to naturalna substancja składająca się z jednego pierwiastka lub regularnej kombinacji pierwiastków, powstała w wyniku naturalnych procesów zachodzących głęboko w skorupie ziemskiej lub na jej powierzchni. Każdy minerał ma specyficzną strukturę i ma swoje własne właściwości fizyczne i chemiczne.
Seria reakcji (Bowen)
- sekwencja krystalizacji minerałów z magmy, ustalona empirycznie przez Bowena, w postaci dwóch szeregów reakcji:
1. nieciągła seria minerałów femicznych: oliwin -> rombowy piroksen -> jednoskośny piroksen -> amfibol -> biotyt;
2. ciągła seria minerałów salikowych: plagioklaz zasadowy -> plagioklaz pośredni -> plagioklaz kwaśny -> skaleń potasowy. Wspólna krystalizacja minerałów dwóch serii następuje wraz z utworzeniem eutektyki, w tym przypadku kolejność wytrącania zależy od składu stopu. Szereg reakcji krystalizacji minerałów zaproponowany przez Bowena może zostać przerwany w zależności od składu stopu, temperatury, ciśnienia i innych warunki.

9. Właściwości fizyczne minerałów. Skład chemiczny minerałów
Kolor. W przypadku większości minerałów kolor zmienia się z powodu różnych zanieczyszczeń.
Kolor cechy. To jest kolor minerału w proszku. Faktem jest, że nie wszystkie minerały w kawałku i w proszku mają ten sam kolor. Aby uzyskać proszek wystarczy rozetrzeć minerał na nieszkliwionej powierzchni porcelanowego talerza. Kolor linii nadają tylko te minerały, których twardość jest mniejsza niż twardość talerza porcelanowego.
Przezroczystość. W zależności od stopnia przezroczystości minerały dzielą się na grupy: (przezroczysty gips płytkowy, muskowit, halit), przez które obiekty są wyraźnie widoczne; półprzezroczysty, przez który widoczne są jedynie kontury obiektów; półprzezroczyste, które przepuszczają światło, a kontury obiektów są nie do odróżnienia; nieprzezroczyste, przez które nie przechodzi światło.
Świecić. Istnieją połyski metaliczne i niemetaliczne.
Łupliwość. Rozszczepienie odnosi się do zdolności minerału do rozszczepiania się w określonych kierunkach, tworząc w ten sposób gładkie lub lustrzanie gładkie, błyszczące płaszczyzny łupania. Wyróżnia się kilka rodzajów dekoltu: bardzo idealny, idealny, średni lub wyraźny i niedoskonały.
Skręt- Jest to rodzaj powierzchni powstałej w wyniku rozbicia minerału. Pękanie może być: 1) równe – najczęściej w minerałach o doskonałej łupliwości (kalcyt, halit); 2) nierówny – charakteryzuje się nierówną powierzchnią bez błyszczących, przyczepnych miejsc (apatyt); 3) drzazgowe – charakterystyczne dla minerałów włóknistych (gips włóknisty, hornblenda); 4) ziarnisty - nieodłączny od minerałów o ziarnistej strukturze (oliwin); 5) muszlowy - bardzo charakterystyczny dla minerałów tlenku krzemu (kwarc, chalcedon, opal); 6) haczykowy (malachit, miedź rodzima); 7) ziemisty (kaolin, fosforyt).
Twardość. Twardość odnosi się do oporu, jaki minerał stawia innemu minerałowi lub ciału uderzającemu w niego. Jest to najważniejszy znak, ponieważ jest najbardziej stały.
Gęstość. W warunkach polowych minerały dzieli się na trzy grupy według gęstości: lekkie (do 2,5), średnie (2,5 - 4,0) i ciężkie (ponad 4). Lekkie obejmują gips, grafit, opal, halit; do środkowych - kwarc, korund, limonit, kalcyt, magnezyt; do ciężkich - piryt, chalkopiryt, magnezyt, złoto, srebro. Najpowszechniejsza jest grupa minerałów o średnim ciężarze właściwym.
Smak.
0 właściwości optycznych. Rodzaj kalcytu, drzewce islandzkie, jest dwójłomny; labradoryt ma niebieski odcień na płaszczyznach rozszczepienia.
Podstawą klasyfikacji minerałów jest skład chemiczny minerałów. Na tej podstawie wyróżnia się następujące klasy minerałów: Krzemiany – Tlenki – Wodorotlenki (wodorotlenki) – Węglany – Siarczany – Siarczki – Fosforany – Halogenki – Pierwiastki rodzime – Związki organiczne

10. Najważniejsze cechy diagnostyczne minerałów
Najważniejszymi cechami minerałów są ich struktura krystaliczna i skład chemiczny. Wszystkie inne właściwości minerałów wynikają z nich lub są z nimi powiązane. Główne właściwości minerałów, które są znakami diagnostycznymi i pozwalają na ich oznaczenie, są następujące:
-Wygląd kryształu a kształt ścian zależy przede wszystkim od struktury sieci krystalicznej.
-Twardość. Wyznaczane według skali Mohsa
-Świecić- efekt świetlny spowodowany odbiciem części strumienia świetlnego padającego na minerał. Zależy od współczynnika odbicia minerału.
-Łupliwość- zdolność minerału do rozszczepiania się w określonych kierunkach krystalograficznych.
-Skręt- specyfika powierzchni minerału na świeżym, niełamliwym wiórze.
-Kolor- znak zdecydowanie charakteryzujący niektóre minerały (malachit zielony, lapis lazuli niebieski, cynober czerwony), a bardzo zwodniczy w szeregu innych minerałów, których barwa może zmieniać się w szerokim zakresie w zależności od obecności zanieczyszczeń pierwiastkami chromoforowymi lub specyficzne defekty w strukturze kryształu (fluoryty, kwarc, turmalin).
-Kolor obrysu- barwa minerału w drobnym proszku, zwykle określana poprzez zarysowanie chropowatej powierzchni biszkoptu porcelanowego.
Magnetyczność- zależy od zawartości głównie żelaza dwuwartościowego, wykrywanej za pomocą konwencjonalnego magnesu.
Plamić- cienki, kolorowy lub wielobarwny film, który tworzy się na zwietrzałej powierzchni niektórych minerałów w wyniku utleniania.
Kruchość- wytrzymałość ziaren minerałów (kryształów) ujawniająca się podczas mechanicznego rozszczepiania. Kruchość jest czasami łączona lub mylona z twardością, co nie jest prawdą. Inne bardzo twarde minerały łatwo ulegają rozszczepieniu, tj. być kruchym (jak diament)
Te właściwości minerałów można łatwo określić w terenie.

11. Minerały skałotwórcze i rudotwórcze
Minerały tworzące skały- są to części składowe skał różniące się między sobą składem chemicznym i właściwościami fizycznymi.
Do minerałów skałotwórczych zalicza się:
- Charakterystyczne minerały typomorficzne, posiadające wyłącznie pochodzenie magmowe, osadowe lub metamorficzne.
- Minerały powstałe w wyniku różnych procesów geologicznych i występujące w skałach o dowolnej genezie.
Minerały zawarte w skałach dzielą się na skałotwórcze i drobne. Pierwsze, około 40...50 minerałów, biorą udział w powstawaniu skał i określają ich właściwości; drobne występują w nich jedynie w postaci zanieczyszczeń. Wśród materiałów skałotwórczych wyróżnia się materiały pierwotne i wtórne.
Pierwotne powstały podczas formowania się skał, wtórne - później jako produkty modyfikacji minerałów pierwotnych.
Minerały posiadają szereg charakterystycznych właściwości, które mają ogromny wpływ na właściwości techniczne skał, wśród których na szczególną uwagę zasługuje twardość, łupliwość, pękanie, połysk, barwa i gęstość. Właściwości te zależą od struktury i siły wiązań w sieci krystalicznej.
Minerał rudy to minerał zawierający metal. Tylko kilka metali występuje w postaci pierwiastkowej w stanie natywnym. Są to głównie złoto, platyna i srebro. Jednak zdecydowana większość metali występuje w minerałach w połączeniu z innymi pierwiastkami chemicznymi. Obserwuje się to w siarczkach: galenie - rudy ołowiu, cynku, rtęci, pirytu miedzi
- w tlenkach: hematyt, magnetyt, piroluzyt, kasyteryt, rutyl, chromit.Są ważnymi surowcami do produkcji metali.
- w węglanach: syderyt (dźwigar żelazny) FeCO 3 - ruda żelaza.
Wiele rud ma złożony charakter, ponieważ zawierają dwa lub więcej minerałów z różnymi metalami. Zatem ruda miedzi często zawiera trochę srebra i złota oraz znaczne ilości żelaza.
Minerały odgrywają bardzo ważną rolę w działalności gospodarczej człowieka. Wiele minerałów ma wielką atrakcyjność estetyczną nie tylko wtedy, gdy są przetwarzane jak kamienie szlachetne, ale także w swojej naturalnej postaci. Materiał kolekcjonerski.
Wiele minerałów ma wartość jako surowce rudne. Ta jakość minerałów wynika z ich składu chemicznego, ponieważ to właśnie skład chemiczny określa, które pierwiastki można wydobyć z minerału poprzez stopienie lub inne zniszczenie jego struktury. Takie wartości mają na przykład chalkozyn, galena i sfaleryt (siarczki miedzi, ołowiu i cynku), kasyteryt (tlenek cyny) i wiele innych minerałów.

12. Rodzaje genetyczne skał, ich tekstura, struktura, skład materiałowy
Według klasyfikacji genetycznej skały dzielą się na trzy duże grupy: 1) magmowe (magmowe), 2) osadowe i 3) metamorficzne.
1) Skały magmowe powstał ze stopionej magmy, która uniosła się z głębin Ziemi i twardniała podczas ochładzania. głęboko osadzone skały są masywne, gęste i składają się z ściśle przerośniętych mniej lub bardziej dużych kryształów; mają wysoką gęstość, wysoką wytrzymałość na ściskanie i mrozoodporność, niską nasiąkliwość i wysoką przewodność cieplną. Głębokie skały mają ziarnistą strukturę krystaliczną, zwaną także granitem
-Wybuchnięte skały powstają na powierzchni ziemi pod wpływem braku ciśnienia i szybkiego chłodzenia magmy. w większości przypadków wyrzucone skały składają się z pojedynczych, dobrze uformowanych kryształów osadzonych w głównej masie kryptokrystalicznej; Ta struktura nazywa się porfirem. W przypadkach, gdy wyrzucone skały zestaliły się w grubą warstwę, ich struktura była podobna do skał głęboko osadzonych. Jeśli warstwa była stosunkowo cienka, wówczas szybko następowało ochłodzenie, a ich masa okazała się szklista, a górne warstwy wyrzuconej lawy stały się porowate w wyniku energetycznego uwolnienia gazów z magmy w miarę spadku ciśnienia. Skały klastyczne powstały podczas gwałtownego schładzania pokruszonej lawy wyrzucanej podczas erupcji wulkanów (pumeks, popiół wulkaniczny).
2)Skały osadowe powstają podczas wytrącania się substancji z dowolnego środowiska, głównie wody.W zależności od charakteru powstawania i składu skały osadowe dzielą się na trzy grupy: chemiczne, organogeniczne i mechaniczne.
-Osady chemiczne to skały powstałe w wyniku wytrącania się substancji mineralnych z roztworów wodnych, a następnie ich zagęszczenia i cementacji (gips, anhydryt, tufy wapienne itp.).
-Skały organogeniczne powstały w wyniku osadzania się resztek niektórych glonów i organizmów zwierzęcych, a następnie ich zagęszczenia i cementacji (większość wapieni, kredy, diatomitów itp.).
- Osady mechaniczne powstają w wyniku osadzania się lub gromadzenia się produktów sypkich podczas fizycznego i chemicznego rozkładu skał. Część z nich została dodatkowo cementowana materią ilastą, związkami żelaza, węglanami lub innymi cementami węglowymi, tworząc spiekane skały osadowe – zlepieńce, brekcje.
3)Metamorficzny (gatunkowość stopione) skały powstały w wyniku mniej lub bardziej głębokiej przemiany skał magmowych lub osadowych pod wpływem wysokiej temperatury i ciśnienia, a czasami także czynników chemicznych.
W tych warunkach rekrystalizacja minerałów może zachodzić bez topienia; powstałe skały są zwykle gęstsze niż pierwotne skały osadowe. W procesie metamorfizmu zmieniała się struktura skał. W większości przypadków skały metamorficzne mają strukturę łupkową

13. Skały magmowe, ich klasyfikacja chemiczna i mineralna. skład, zgodnie z warunkami edukacji. Pojęcie natrętnych, żylnych i wylewnych analogów. Struktura i tekstura
Powstawanie skał magmowych jest ściśle związane z najbardziej złożonymi problemami pochodzenia magm i budowy Ziemi.
W zależności od warunków kształcenia
-Głębokie - są to skały powstałe w wyniku zestalenia się magmy na różnych głębokościach skorupy ziemskiej.
-Skały erupcyjne powstały w wyniku aktywności wulkanicznej, wylewania się magmy z głębin i krzepnięcia na powierzchni.
Podstawy klasyfikacji chemicznej leży procent krzemionki (SiO 2) w skale. 1. ultrakwasowy, 2. skały kwaśne, 3.średnie, 4.zasadowe 5.ultrazasadowe.
Natrętny. Skały są holokrystaliczne, z wyraźnie widocznymi kryształami. Tworzą batolity, lakkolity, kolby, parapety i inne natrętne ciała.
Wylewny. Gęsty lub prawie gęsty porfir. Składają się z wylewów lawy, ale także intruzji subwulkanicznych.
Żyła. Porfirowaty lub drobnokrystaliczny. Skomponuj żyły, parapety, brzeżne części włamań, małe włamania
Struktura- istotna cecha określająca właściwości fizyczne i mechaniczne skały. Najtrwalsze są skały jednolicie uziarnione, natomiast skały o tym samym składzie mineralnym, ale o gruboziarnistej strukturze porfirowej, szybciej ulegają zniszczeniu zarówno pod wpływem naprężeń mechanicznych, jak i podczas gwałtownych wahań temperatury (patrz Tetras praktyczne)
Tekstura Wszystkie natrętne skały mają strukturę holokrystaliczną, masywną lub cętkowaną teksturę, a skały wylewne mają przeważnie szklistą, porfirową, kryptokrystaliczną strukturę, masywną, scoria, teksturę ciała migdałowatego.
Według klasyfikacji genetycznej skały dzielą się na trzy duże grupy: magmowe, osadowe i metamorficzne.

14. Skały osadowe, ich klasyfikacja ze względu na pochodzenie i skład materiałowy. Struktury i tekstury skał osadowych
skała osadowa powstaje w warunkach ponownego osadzania się produktów wietrzenia i niszczenia różnych skał, opadów chemicznych i mechanicznych z wody oraz działalności roślin.
Klasyfikacja według pochodzenia:
1) skały klastyczne - produkty przeważnie fizycznego wietrzenia skał macierzystych i minerałów, z późniejszym przeniesieniem materiału i jego depozycją na innych obszarach;
2) skały koloidalno-osadowe - powstałe w wyniku rozkładu głównie chemicznego z przejściem substancji w stan koloidalny (roztwory koloidalne);
3) skały chemogeniczne – osady wytrącające się z wodnych, głównie prawdziwych roztworów – wód mórz, oceanów, jezior i innych basenów za pomocą środków chemicznych, tj. w wyniku reakcji chemicznych lub przesycenia roztworów spowodowanych różnymi przyczynami;
4) skały biochemiczne, do których zalicza się skały powstałe w wyniku reakcji chemicznych z udziałem mikroorganizmów oraz skały mogące mieć dwojakie pochodzenie: chemiczne i biogenne;
5) skały organogeniczne powstałe przy udziale organizmów żywych;
Klasyfikacja według składu, struktury (zeszyt ćwiczeń).
Tekstura: -warstwowa - skała składa się z warstw o ​​niejednorodnym składzie, kolorze i gęstości, z mniej lub bardziej wyraźnie określonymi granicami między nimi
- porowata - skała z dużą ilością dużych nor, jaskiń, niewypełniona minerałami wtórnymi

15. skały metamorficzne: skład mineralny, budowa, tekstura. Facje metamorficzne
Skały metamorficzne- wynik przemian skał o różnej genezie, prowadzący do zmiany struktury pierwotnej, tekstury i składu mineralnego, zgodnie z nową sytuacją fizykochemiczną. Głównymi czynnikami metamorfizmu są ciepło endogeniczne, równomierne ciśnienie oraz działanie chemiczne gazów i płynów. Stopniowy wzrost natężenia czynników metamorficznych umożliwia obserwację wszelkich przejść od pierwotnych skał osadowych lub magmowych do powstałych wzdłuż nich skał metamorficznych.
BUDOWA: Skały metamorficzne mają strukturę holokrystaliczną. Rozmiary ziaren kryształów mają tendencję do zwiększania się wraz ze wzrostem temperatur metamorficznych.
TEKSTURA: - tekstura łupkowa, spowodowana wzajemnie równoległym ułożeniem ziaren mineralnych o kształcie pryzmatycznym lub lamelarnym;
- gnejs, czyli tekstura gnejsowa, charakteryzująca się naprzemiennymi paskami o różnym składzie mineralnym;
- w przypadku naprzemiennych pasków składających się z ziaren minerałów jasnych i kolorowych, teksturę nazywa się pasmową. Zewnętrznie te tekstury przypominają nawarstwianie się skał osadowych, ale ich pochodzenie nie jest związane z procesem akumulacji osadów, ale z rekrystalizacją i reorientacją ziaren mineralnych w warunkach zorientowanego ciśnienia. Wszystkie skały metamorficzne mają gęstą teksturę, ponieważ skały metamorficzne o podobnym składzie, strukturach i teksturach mogą powstawać w wyniku zmian zarówno skał magmowych, jak i osadowych. Facja metamorfizm - zbiór skał metamorficznych o różnym składzie, spełniających określone warunki powstawania w odniesieniu do głównych czynników metamorfizmu (temperatura, ciśnienie litostatyczne i ciśnienia cząstkowe składników lotnych w płynach) biorących udział w reakcjach metamorficznych między minerałami .
Rodzaje facji według nazw głównych skał:
1. greenschist i glaukofaneschist (niska temperatura, średnie i wysokie ciśnienie); 2. epidot-amfibolit i amfibolit (średnia temperatura, średnie i wysokie ciśnienie); 3. granulit i eklogit (wysoka temperatura i ciśnienie); 4. sanidynit i hornfels piroksenowy (bardzo wysoka temperatura i bardzo niskie ciśnienie).

17. Procesy egzogeniczne. Zwietrzenie. Egzogenny (zewnętrzny) to procesy zachodzące na powierzchni ziemi lub w płytkich głębokościach skorupy ziemskiej. Procesy te realizowane są na przykład przez płynące wody, lodowce, wiatr itp. Aktywność tych procesów obejmuje dwa najważniejsze rodzaje pracy: niszczenie skał i ich akumulację (akumulację). O charakterze wykonywanej pracy decyduje z jednej strony prędkość przemieszczania się i masa czynnika geologicznego, z drugiej zaś charakter porów skalnych. Zatem im większa prędkość i masa czynnika geologicznego, tym bardziej aktywne jest niszczenie skał i transport gruzu. Wraz ze spadkiem prędkości rozpoczyna się proces akumulacji, w którym najpierw na powierzchni osiadają największe cząstki, a następnie coraz mniejsze. Głównymi źródłami energii procesów egzogenicznych są promieniowanie słoneczne i grawitacja. Ponieważ promieniowanie słoneczne rozkłada się na powierzchni Ziemi strefowo i nierównomiernie, jego docieranie zmienia się w zależności od pory roku, a działanie procesów zewnętrznych podlega tym samym wzorcom. Działanie sił zewnętrznych prowadzi do takiej zmiany powierzchni ziemi, która ma na celu zmianę form powstałych w wyniku procesów wewnętrznych. Ostatecznie taka zmiana prowadzi do redystrybucji skał i wyrównania rzeźby. Oznacza to, że występy lądowe utworzone przez siły wewnętrzne ulegają zniszczeniu i opuszczeniu, a usunięte z nich fragmenty skał gromadzą się w oceanach i zmniejszają ich głębokość.
Zwietrzenie to zespół procesów fizycznego i chemicznego niszczenia skał i minerałów. Organizmy żywe odgrywają w tym ważną rolę. Istnieją dwa główne rodzaje wietrzenia: fizyczne i chemiczne . Wietrzenie fizyczne prowadzi do sekwencyjnego rozdrabniania skał na coraz mniejsze fragmenty. Procesy można podzielić na dwie grupy: wietrzenie termiczne i mechaniczne. Wietrzenie termiczne powstaje w wyniku gwałtownych codziennych zmian temperatury, prowadzących do rozszerzania się skał po podgrzaniu i kompresji po ochłodzeniu. Zatem na intensywność niszczenia skał wpływają: wielkość dobowego spadku temperatury; skład mineralny skał; zabarwienie skał; wielkość ziaren minerałów tworzących skały. Najbardziej intensywne wietrzenie temperaturowe występuje na odsłoniętych szczytach i zboczach wysokich gór, a także w strefie pustynnej, gdzie w warunkach małej wilgotności i braku roślinności dobowa różnica temperatur na powierzchni skał może przekraczać 60°C. w tym przypadku proces jest obserwowany złuszczanie(łuszczenie) półek skalnych, wyrażające się warstwowym oddzielaniem się łusek i płyt skalnych równolegle do powierzchni półki skalnej.
Wietrzenie mechaniczne przeprowadzana przez zamarzającą wodę, a także organizmy żywe i nowo powstałe kryształy mineralne. Maksymalna wartość zamarzania wody w porach i pęknięciach skał, która jednocześnie zwiększa objętość o 9 - 10% i klinuje skałę na osobne fragmenty. To wietrzenie nazywa się mroźny. Jest najbardziej aktywny podczas częstych (codziennych) zmian temperatury powyżej 0°C i obserwuje się go na wysokich i umiarkowanych szerokościach geograficznych oraz powyżej linii śniegu w górach. Korzenie roślin, zwierzęta ryjące i kryształy mineralne rosnące w porach i pęknięciach skał również wywierają wpływ klinujący na skały. Wietrzenie chemiczne prowadzi do zmiany składu mineralnego skał lub ich całkowitego rozpuszczenia. Najważniejszymi czynnikami jest tutaj woda, a także zawarty w niej tlen, kwas węglowy i organiczne. Największą aktywność procesów wietrzenia chemicznego obserwuje się w klimacie wilgotnym i gorącym
W wyniku wietrzenia na powierzchni ziemi powstaje specjalny genetyczny typ osadu - eluw- warstwa luźnych, niewypartych produktów atmosferycznych. O składzie i miąższości eluwów decyduje skład skał pierwotnych oraz czynnik czasu, a także charakter procesów wietrzenia, który jest przede wszystkim zależny od klimatu. W związku z tym w rozwoju procesów wietrzenia obserwuje się sezonową rytmikę i strefowość równoleżnikową. wietrzejąca kora zwany zespołem formacji eluwialnych górnej części skorupy ziemskiej.

Pochodzenie Ziemi. Jak już wiesz. Ziemia jest małym ciałem kosmicznym, częścią Układu Słonecznego. Jak narodziła się nasza planeta? Naukowcy ze świata starożytnego próbowali odpowiedzieć na to pytanie. Istnieje wiele różnych hipotez. Zaznajomisz się z nimi studiując astronomię w szkole średniej.

Ze współczesnych poglądów na temat pochodzenia Ziemi najbardziej rozpowszechniona jest hipoteza O. Yu Schmidta o powstaniu Ziemi z zimnej chmury gazowo-pyłowej. Cząsteczki tego obłoku krążącego wokół Słońca zderzyły się i „skleiły”, tworząc grudki, które rosły jak kula śnieżna.

Istnieją również hipotezy o powstaniu planet w wyniku katastrof kosmicznych - potężnych eksplozji spowodowanych rozpadem materii gwiazdowej. Naukowcy w dalszym ciągu szukają nowych sposobów rozwiązania problemu pochodzenia Ziemi.

Struktura skorupy kontynentalnej i oceanicznej. Skorupa ziemska jest najwyższą częścią litosfery. Jest jak cienka „zasłona”, pod którą kryją się niespokojne głębiny ziemi. W porównaniu z innymi geosferami skorupa ziemska wydaje się być cienką warstwą, w którą owinięty jest glob. Średnio grubość skorupy ziemskiej wynosi tylko 0,6% długości promienia Ziemi.

O wyglądzie naszej planety decydują występy kontynentów i zagłębienia oceanów wypełnionych wodą. Aby odpowiedzieć na pytanie, jak powstały, trzeba poznać różnice w budowie skorupy ziemskiej. Różnice te można określić na podstawie rysunku 8.

1. Z jakich trzech warstw składa się skorupa ziemska?
2. Jak gruba jest skorupa kontynentów? Pod oceanami?
3. Wskaż dwie cechy odróżniające skorupę kontynentalną od oceanicznej.

Jak wyjaśnić różnice w budowie skorupy ziemskiej? Większość naukowców uważa, że ​​skorupa oceaniczna powstała po raz pierwszy na naszej planecie. Pod wpływem procesów zachodzących wewnątrz Ziemi na jej powierzchni utworzyły się fałdy, czyli obszary górskie. Zwiększyła się grubość skorupy i utworzyły się występy kontynentalne. Hipotez dotyczących dalszego rozwoju kontynentów i basenów oceanicznych jest wiele. Niektórzy naukowcy twierdzą, że kontynenty stoją w bezruchu, inni wręcz przeciwnie, mówią o ich ciągłym ruchu.

W ostatnich latach powstała teoria budowy skorupy ziemskiej, oparta na koncepcji płyt litosferycznych i hipotezie dryfu kontynentów, powstałej na początku XX wieku. Niemiecki naukowiec A. Wegener. Nie potrafił jednak wówczas znaleźć odpowiedzi na pytanie o pochodzenie sił przemieszczających kontynenty.

Ryż. 8. Budowa skorupy ziemskiej na kontynentach i pod oceanami

Płyty litosfery. Zgodnie z teorią płyt litosferycznych skorupa ziemska wraz z częścią górnego płaszcza nie jest monolityczną powłoką planety. Przerywa go złożona sieć głębokich pęknięć, które sięgają dużych głębokości i docierają do płaszcza. Te gigantyczne pęknięcia dzielą litosferę na kilka bardzo dużych bloków (płyt) o grubości od 60 do 100 km. Granice między płytami biegną wzdłuż grzbietów śródoceanicznych – gigantycznych wybrzuszeń na ciele planety lub wzdłuż rowów głębinowych – wąwozów na dnie oceanu. Na lądzie też są takie pęknięcia. Przechodzą przez pasma górskie, takie jak Himalaje Alysh, Ural itp. Te pasy górskie są jak „szwy w miejscu zagojonych starych ran na ciele planety”. Na lądzie są też „świeże rany” – słynne uskoki Afryki Wschodniej.

Jest siedem ogromnych płyt i dziesiątki mniejszych. Większość płyt obejmuje zarówno skorupę kontynentalną, jak i oceaniczną (ryc. 9).

Ryż. 9. Płyty litosfery

Płyty leżą na stosunkowo miękkiej, plastycznej warstwie płaszcza, po której się ślizgają. Siły powodujące ruch płyt powstają, gdy materia porusza się w górnym płaszczu (ryc. 10). Silne wypływy tej substancji ku górze rozdzierają skorupę ziemską, tworząc w niej głębokie uskoki. Uskoki te występują na lądzie, ale najliczniej występują na grzbietach śródoceanicznych na dnie oceanów, gdzie skorupa ziemska jest cieńsza. Tutaj stopiona materia unosi się z wnętrza Ziemi i rozpycha płyty, tworząc skorupę ziemską. Krawędzie uskoków oddalają się od siebie.

Ryż. 10. Szacunkowy ruch płyt litosferycznych: 1. Ocean Atlantycki. 2. Grzbiet śródoceaniczny. 3. Subdukcja płyt do płaszcza. 4. Rów oceaniczny. 5. Andy. 6. Powstanie materii z płaszcza

Płyty powoli przemieszczają się od linii podwodnych grzbietów do linii rowów z prędkością od 1 do 6 cm rocznie. Fakt ten ustalono porównując zdjęcia wykonane ze sztucznych satelitów Ziemi. Sąsiednie płyty zbliżają się do siebie, rozchodzą lub przesuwają się względem siebie (patrz ryc. 10). Unoszą się na powierzchni górnego płaszcza, niczym kawałki lodu na powierzchni wody.

Jeśli płyty, z których jedna ma skorupę oceaniczną, a druga kontynentalną, zbliżą się, wówczas płyta pokryta morzem wygina się, jakby nurkowała pod kontynentem (patrz ryc. 10). W tym przypadku powstają rowy głębinowe, łuki wysp i pasma górskie, na przykład Rów Kurylski. Wyspy Japońskie, Andy. Jeśli zejdą się dwie płyty ze skorupą kontynentalną, ich krawędzie wraz ze wszystkimi nagromadzonymi na nich skałami osadowymi zostaną zmiażdżone w fałdy. W ten sposób powstały np. Himalaje na pograniczu płyt euroazjatyckiej i indoaustralijskiej.

Ryż. 11. Zmiany w zarysach kontynentów w różnych momentach

Według teorii płyt litosferycznych Ziemia miała kiedyś jeden kontynent otoczony oceanem. Z biegiem czasu powstały na nim głębokie uskoki i uformowały się dwa kontynenty – Gondwana na półkuli południowej i Laurazja na półkuli północnej (ryc. 11). Następnie kontynenty te zostały podzielone nowymi uskokami. Powstały współczesne kontynenty i nowe oceany - Atlantyk i Indyjski. U podstawy współczesnych kontynentów leżą najstarsze, stosunkowo stabilne i wyrównane odcinki skorupy ziemskiej – platformy, czyli płyty powstałe w odległej przeszłości geologicznej Ziemi. Kiedy płyty się zderzyły, powstały struktury górskie. Na niektórych kontynentach zachowały się ślady zderzenia kilku płyt. Stopniowo zwiększała się ich powierzchnia. W ten sposób powstała na przykład Eurazja.

Badanie płyt litosferycznych pozwala spojrzeć w przyszłość Ziemi. Zakłada się, że za około 50 milionów lat oceany Atlantycki i Indyjski rozszerzą się, a Pacyfik zmniejszy się. Afryka przesunie się na północ. Australia przekroczy równik i zetknie się z Eurazją. Jest to jednak jedynie prognoza wymagająca doprecyzowania.

Naukowcy doszli do wniosku, że w miejscach, gdzie skorupa ziemska pęka i rozciąga się w środkowych grzbietach, powstaje nowa skorupa oceaniczna, która stopniowo rozprzestrzenia się w obu kierunkach od głębokiego uskoku, który ją zrodził. Na dnie oceanu znajduje się coś w rodzaju gigantycznego przenośnika taśmowego. Transportuje młode bloki płyt litosferycznych z miejsca ich powstania na kontynentalne obrzeża oceanów. Prędkość jest niska, droga jest długa. Dlatego bloki te docierają do wybrzeża po 15-20 milionach lat. Po przejściu tej ścieżki płyta schodzi do rowu głębinowego i „nurkując” pod kontynentem, zatapia się w płaszczu, z którego utworzyła się w środkowych częściach środkowych grzbietów. To zamyka krąg życia każdej płyty litosferycznej.

Mapa budowy skorupy ziemskiej. Starożytne platformy, pofałdowane regiony górskie, położenie grzbietów śródoceanicznych, strefy uskoków na lądzie i dnie oceanu oraz występy krystalicznych skał na kontynentach pokazano na mapie tematycznej „Struktura skorupy ziemskiej”.

Pasy sejsmiczne Ziemi. Obszary graniczne pomiędzy płytami litosfery nazywane są pasami sejsmicznymi. Są to najbardziej niespokojne poruszające się obszary planety. Tutaj koncentruje się większość aktywnych wulkanów i dochodzi do co najmniej 95% wszystkich trzęsień ziemi. Obszary sejsmiczne rozciągają się na tysiące kilometrów i pokrywają się z obszarami głębokich uskoków na lądzie, w oceanie - z grzbietami śródoceanicznymi i rowami głębinowymi. Na Ziemi istnieje ponad 800 aktywnych wulkanów, wyrzucających na powierzchnię planety mnóstwo lawy, gazów i pary wodnej.

Wiedza o budowie i historii rozwoju litosfery jest istotna dla poszukiwania złóż kopalin i prognozowania klęsk żywiołowych związanych z procesami zachodzącymi w litosferze. Zakłada się np., że to na granicach płyt powstają minerały rudne, których powstanie wiąże się z wnikaniem skał magmowych w skorupę ziemską.

1. Jaką strukturę ma litosfera? Jakie zjawiska zachodzą na granicach jego płyt?
2. Jak zlokalizowane są pasy sejsmiczne na Ziemi? Opowiedz nam o trzęsieniach ziemi i erupcjach wulkanów, które znasz z reportaży radiowych i telewizyjnych. gazety. Wyjaśnij przyczyny tych zjawisk.
3. Jak pracować z mapą budowy skorupy ziemskiej?
4. Czy to prawda, że ​​rozmieszczenie skorupy kontynentalnej pokrywa się z powierzchnią lądu? 5. Gdzie, Twoim zdaniem, w odległej przyszłości mogą powstać na Ziemi nowe oceany? Nowe kontynenty?