Петрографічний склад земної кори

Гірські породи – це однорідні за складом мінеральні агрегати, що виникли внаслідок здійснення різних геологічних процесів. Вони утворюють самостійні тіла в земній корі.

Вивченням гірських порід займається наука петрографія.

За своїм походженням гірські породи поділяються на три основні групи – магматичні, осадочні, метаморфічні.

З декількох десятків породоутворюючих мінералів виділяють головні, кількість яких перевищує 5% об’єму породи, і другорядні – менше 5%. Окремо розглядаються рудні мінерали, кількість яких може бути різною. Акцесорні мінерали складають незначну, але звичайно важливу в багатьох відношеннях, частину породи. У більшій чи меншій кількості в гірських породах присутні вторинні мінерали, що замістили раніше утворені.

Темноколірні мінерали, як правило, містять залізо, магній і марганець, що зумовлює загальний темний колір гірських порід. Такі породи називають меланократовими.Світлі породи – їх називають лейкократовими – містять світлоколірні силікати.

Гірські породи утворюють в земній корі об'ємні тіла, які мають певні форми залягання – у вигляді шарів, пластин, лінз, стовпів та тіл інших конфігурацій. Розміри їх також варіюють від незначних, які вимірюються сантиметрами, до величезних за своїми масштабами. Форми тіл гірських порід, у тому числі корисних копалин, це ті елементи, з яких складається загальна глибинна геометрія будь-якої ділянки земної кори чи родовища.

Специфічні умови утворення будь-якої породи знаходять висвітлення не тільки у мінеральному складі, формах перебування (залягання) у земній корі, але й в особливих її ознаках, що називаються структурою і текстуроюпороди. За цих ознак судять і про умови утворення гірських порід і про їх фізико-механічні властивості. Тому в характеристиці порід завжди присутні відомості про їх структуру і текстуру.

Під структурою гірської породи розуміється форма, розмір мінералів чи часток з яких вона складається, а також ступінь кристалічності породи (прихованокристалічна, аморфна, повнокристалічна структура і т.д.).

Текстура породи – це особливості просторового і взаємного розташування фрагментів, з яких складається порода (масивна, шарувата, плямиста текстура і т.д.).

Далі наведені більш повні відомості про гірські породи різного походження, які містять їх класифікацію, характеристику структурно-текстурних особливостей і склад. При цьому, із усієї різноманітності гірських порід, що нараховує більш тисячі найменувань, як приклад наведені тільки найбільш поширені їх види, вивчення яких передбачене навчальною програмою.

4.3.1. Магматичні породи

Магматичні породи утворюються внаслідок остигання і кристалізації рідкого силікатного розплаву (магми) у надрах Землі чи на її поверхні. У зв'язку з цим виділяють інтрузивні (глибинні, абісальні), ефузивні (виливні, вивержені, вулканічні) і проміжні (напівглибинні) магматичні породи.

Загальна характеристика магматичних порід. Магматичні породи найбільш поширені в земній корі. Вони складають більше 60% об’єму і близько 90% її маси. Ці породи дуже різноманітні за своїм мінеральним і хімічним складом, будовою, формами залягання в земній корі. Їх поділяють за вмістом кремнезему (SiО₂). Додатковою ознакою є вміст лужних металів (K і Na). Виділяють породи ультраосновні (SiО₂ менше 45%), основні (45 – 52%), середні (52 – 65%), кислі (65 – 75%) та ультракислі (більш 75%).

До ультраосновних порід (ультрабазитів) відносять перидотит, піроксеніт, дуніт; до основних – габро, діабаз, базальт; до середніх – діорит, андезит; до кислих – граніт, гранодіорит, кварцовий порфір, ліпарит, дацит; до ультракислих – пегматит.

Головними породоутворюючими мінералами магматичних порід є кварц, польові шпати, слюди, амфіболи, піроксени, олівін. Польові шпати представлені ортоклазом, мікрокліном (калієві шпати), альбітом, лабрадором, (натрій-кальцієві шпати – плагіоклази); слюди – мусковітом і біотитом; з амфіболів – в основному рогова обманка.

Другорядними (акцесорними) звичайно є апатит, циркон, магнетит, титаніт, рутил. Вторинними можуть бути хлорит, серицит, серпентин, епідот, карбонати й інші. Другорядні і вторинні мінерали не грають істотної ролі при визначенні типу магматичних порід.

Структура магматичної породи відбиває ті умови, у яких здійснювалося остигання магми, і визначається двома ознаками: ступенем кристалічності породи і розмірами кристалів у ній.

За ступенем кристалічності розрізняють структури повнокристалічні і неповнокристалічні (прихованокристалічні). Повнокристалічні можуть утворюватися тільки за умов повільного остигання магми, коли магматичний розплав весь без залишку перетворюється у кристалічний агрегат, який добре видно. Тому повнокристалічні структури характерні для інтрузивних порід, які формуються за умов повільного, тривалого остигання магми на глибині.

За розміром кристалічних зерен мінералів розрізняють гігантозернисту структуру (більш 10 мм), крупнозернисту (5-10 мм), середньозернисту (2-5 мм), дрібнозернисту (0,5-2 мм), прихованокристалічну, скловату.

Прихованокристалічна і скловата структури характерні для ефузивних порід, утворення яких відбувається на поверхні з виверженої лави. Тому, в наслідок швидкого остигання розплаву кристали вирости не встигають. У більшості випадків розрізнити їх можна лише під мікроскопом. Скловата структура характеризує аморфний (як у скла) стан речовини.

Текстури магматичних порід розрізняються за ступенем заповнення простору мінеральними агрегатами. Для інтрузивних порід характерні масивні текстури, де мінерали, що складають гірську породу, щільно прилягають один до одного і рівномірно в ній розподіляються.

Ефузивні породи також мають масивну текстуру, але частіше пористу – з кавернами і порожнинами залишеними пухирцями газу, який виділявся з лави. Особливо великі каверни утворюються за умов підводних виливів лави, коли остигання її відбувалося ще швидше внаслідок великої теплоємності води.

4.3.2. Осадові породи

Осадові породи утворюються різними способами – за рахунок накопичення уламків, шляхом випадіння осадку з розчинів, із залишків рослин і тварин, а частіше внаслідок сукупного прояву різних способів.

У залежності від способу утворення і складу осадочні породи поділяються на уламкові, глинисті, хімічні (хемогенні), органічні (органогенні) і змішані.

Уламкові породи. Ці породи сформувалися з уламків – продуктів руйнування будь-яких інших порід. За розмірами уламків такі осадки та породи, що з них утворилися, поділяють на:

– грубоуламкові або псефіти (уламки розміром більше 2 мм) – валуни, щебінь, конгломерат і інші;

– піщані або псаміти (2-0,1 мм) – піски, пісковики;

– пилуваті або алеврити (0,1-0,01 мм) – алеврити, леси, алевроліти;

– глини або пеліти (менш 0,01 мм) – глини, аргіліти (ущільнені глини, що не розмокають у воді).

Осадки складені з уламків – це пухкі, сипучі утворення, а породи, що формуються з них – монолітні, зцементовані. Цементуючим компонентом може бути глина, кремениста, карбонатна речовина, залізисті сполуки й інші.

Уламки в осадках і породах можуть бути гострокутними або обкатаними. Обкатаність уламки здобувають під час переносу їх водними чи повітряними потоками або у хвилеприбійній зоні водойм.

Структури уламкових порід – уламкові, відповідно, грубоуламкові, піщані, пилові, глинисті.

Текстури – шаруваті, безладні, землисті. Шарувата текстура утворюється за рахунок чергування прошарків і шарів, які відрізняються за складом, кольором чи іншими ознаками. Землиста – у слабозцементованих порід, таких як леси.

В основі класифікації уламкових порід три ознаки – розмір уламків, ступінь їх зцементованості і обкатаності. Глинисті породи, які присутні у класифікації, розглядаються умовно, з обліком тільки однієї ознаки – розміру глинистих часток. Для глин існує своя класифікація, яка враховує їх мінеральний склад – глини гідрослюдисті, каолінітові, монтморилонітові (бентонітові) та інші. Вони відрізняються за кольором і фізичними властивостями.

Хімічні породи. Ці породи виникли за рахунок хімічних реакцій, які відбуваються в гірських породах поблизу поверхні землі або внаслідок випадіння солей з перенасичених розчинів (наприклад, під час випарювання водойм).

У залежності від складу хімічні породи поділяють на карбонатні (вапняк та вапняний туф – CaСO₃, доломіт – CaMg[CO₃]₂), кременисті (кременистий туф); залізисті (бурий залізняк – лімоніт – Fe₂O₃·nН₂O), галоїдні (кам'яна сіль – NaCl); сірчанокислі (гіпс - CaSO₄·2H₂O; ангідрит - CaSO₄), глиноземисті (боксит - Al₂O₃), змішані (мергель – суміш кальциту і глинистоалевритового матеріалу).

Структури хімічних порід - кристалічні, прихованокристалічні, оолітові.

Текстури – шаруваті, землисті, натічні.

Органічні породи. Утворення цих порід пов’язане з життєдіяльністю рослинних та тваринних організмів. Вони також різноманітні за складом, походженням і поділяються на основні три групи:

– зоогенні; (лат. зоо – тварина);

– фітогенні або гумусові (лат. гумус – грунт, фітос – рослина);

– сапропелеві (грецьк. сапрос – гнилий, пелос – мул).

Зоогенні породи складаються з черепашок молюсків і кістякових залишків інших організмів. Наприклад, вапняк-черепашник, кораловий вапняк, писальна крейда.

Фітогенні утворюють послідовний генетичний ряд порід, початком якого є торф, що накопичується в болотах. Торф – це рослинна маса, яка перетворена у гумус – продукт її розкладання у відновному водяному середовищі болот без доступу кисню. Внаслідок тектонічного занурення торф'яних шарів у западинах торф зазнає складних процесів в углефікації і поступово перетворюється спочатку в буре вугілля, а потім у кам'яне вугілля різного марочного складу. Подальше занурення на глибини більше 7-8 км перетворює кам'яне вугілля в антрацит.

Сапропелеві породи утворюються із сапропелю, що накопичується в застійних водоймах – озерах, болотах, деяких морях, лагунах, стариках. Він являє собою суміш тонкого мінерального мулу (глини) і органічної маси, що складається із залишків найпростіших водоростей і організмів, м'яких тканин тварин. У побуті цю чорну, жирну, липку грязь з характерним гнильним запахом називають «мулякою». На відміну від вищих рослин - клітковини [n(C₆H₁₀O₅)], органічна маса у сапропелі – це жири, білки, вуглеводи, з яких складаються тканини організмів.

Подальше перетворення сапропелю пов’язане з його тектонічним зануренням у западинах земної кори. У залежності від величини занурення, потужності шарів сапропелю, вмісту в ньому органічних речовин та інших умов можуть утворюватися: сапропелеве вугілля, пальні сланці, бітуми (лат. битумен – смола) – нафтові гази, нафти, асфальти та інші породи.

Усі пальні корисні копалини органічного походження мають загальну назву – каустобіоліти (грецьк. каустос – пальний, біос – життя, літос – камінь).

Структури органічних порід – органогенні.

Текстури – шаруваті, безладні, землисті.

Формою залягання осадочних порід є шар чи верства, пласт (якщо мова йде про корисні копалини). Шар – це геологічне тіло однорідного складу, що обмежене приблизно паралельними поверхнями вище- і нижчезалягаючих шарів та розповсюджене на значній площі. Кожен шар має покрівлю і ґрунт (підошву) – поверхні, що відокремлюють його відповідно від більш молодого і більш давнього шарів. Істинна потужність шару – це найкоротша, за перпендикуляром відстань між покрівлею і ґрунтом.

4.3.3. Метаморфічні породи

Метаморфічні породи виникають внаслідок перетворення осадочних, магматичних і метаморфічних порід під впливом високої температури, тиску і хімічно активних речовин – рідких та газоподібних флюїдів. Перетворення в породах відбуваються у твердому їх стані. Вони призводять до змін мінерального, іноді і загального хімічного складу, текстури, структури вихідних порід. Ступінь змін залежить від інтенсивності і глибини впливу факторів метаморфізму, у зв'язку з чим формуються ряди метаморфічних порід, починаючи від вихідних і кінчаючи глибокометаморфізованими породами. Наприклад, вихідна порода глина чи аргіліт перетворюється спочатку в глинистий сланець. Далі, зі збільшенням глибини занурення, глинистий сланець перетворюється у філіт, філіт у слюдяний сланець, слюдяний сланець у гнейс. Такі перетворення здійснюються протягом багатьох десятків і сотень мільйонів років.

Самі фактори метаморфізму – тиск, температура, флюїди – наслідок геологічних умов існування вихідних порід, що змінюються під впливом занурення її на великі глибини, проникнення у породи магми чи механічних дій на них. Усі ці фактори набувають відбиття у складі, структурі та текстурі метаморфічних порід. Деякі риси цих ознак успадковуються ними від вихідних порід.

Мінеральний склад метаморфічних порід визначається з одного боку умовами метаморфізму, а з іншого – складом вихідних порід. Головними породоутворюючими мінералами метаморфічних порід є: кварц, польові шпати, слюди, піроксен, рогова обманка, кальцит. Поряд з ними присутні такі мінерали як гранат, хлорит, тальк, серпентин – типові метаморфічні мінерали.

Структура усіх метаморфічних порід кристалічна, прихованокристалічна.

Текстура – найважливіша відмінна ознака метаморфічних порід. Виділяють сланцювату, смугасту, гнейсову, масивну текстури.

Сланцювата текстура зумовлюється паралельним розташуванням у породі лускатих, таблитчастих мінералів. Порода розколюється на плитки за тими ж напрямками. Формування цих текстур відбувається в умовах однобічного тиску.

Смугаста – відрізняється шаровидним чергуванням смужок, що відрізняються за складом, кольором чи іншими ознаками. Такі текстури успадковуються від осадочних шаруватих порід.

Гнейсова – виявляється у паралельному орієнтуванні подовжених кристалів, чергуванні витягнутих у цьому ж напрямку ділянок і лінз різного мінерального складу.

Масивну текстуру відрізняє рівномірний розподіл мінералів у породі (так само як і у магматичних порід), а також відсутність певного напрямку в орієнтуванні кристалів.

Метаморфічні породи не мають самостійної форми залягання. Вони частково успадковують форми тих порід, з яких вони утворилися і звичайно являють собою складно порушені, зім'яті шари або складають крайові зони інтрузивів.

4.4. Геологічне літочислення (геохронологія)

Вік будь-якого об'єкта можна оцінити шляхом порівняння його з віком іншого об'єкта і вирішити, який з них старіше чи молодше. Такий вік називається відносним. Інший шлях – визначити тривалість існування об'єкта в одиницях часу – роках. Такий вік називається абсолютним.

Методи визначення віку гірських порід. Для геологічних побудов і висновків необхідні знання і відносного і абсолютного віків гірських порід. Тому, поступово доповнюючи один одного, розвивалися наступні основні методи оцінки віку порід: стратиграфічні; біостратиграфічні (палеонтологічні); радіологічні (ізотопні).

Стратиграфічні методи. Ці методи засновані на принципі – шар породи, який залягає нижче, більш давній у порівнянні з шаром, що залягає вище. Таким способом можна визначити відносний вік порід у тих місцях, де вони оголюються, утворюючи нерівності рельєфу. Такий самий метод визначення відносного віку також застосовується шляхом порівняння даних у розташованих поряд свердловинах.

Палеонтологічний метод. Цей метод застосовується для визначення відносного віку порід. В основі методу головний принцип еволюції органічного світу – безупинне і поступове ускладнення організмів, поява більш організованих їх форм. Тому кожному відрізку геологічного часу відповідає визначений склад життєвих форм. Отже, одновіковим шарам осадових порід відповідають залишки тих самих видів організмів чи рослин.

У палеонтологічному методі використовуються як видимі залишки організмів, так і мікроскопічні, у тому числі спори та пилок рослин, які помітні лише за допомогою бінокулярів і мікроскопів (мікропалеонтологічний, споро-пилковий методи).

У роботі геологи користуються спеціальними атласами, де наведені фотографії та описи так званих керівних форм – залишків організмів, для яких період існування на Землі відомий. Порівнюючи довідкові дані зі своїми знахідками органічних залишків, можна визначити вік осадових шарів, у яких залишки знаходилися.

Ізотопні методи. Ці методи дозволяють визначити абсолютний вік гірських порід. Вони удосконалюються й усе ширше застосовуються.

Ізотопні методи засновані на визначенні віку порід і мінералів за часом розпаду радіоактивних ізотопів, що містяться в них. В основі цих методів лежить припущення про те, що радіоактивний розпад у геологічний час протікав з постійною для кожного ізотопу швидкістю не зважаючи на зміни РТ-умов їх існування. Знаючи кількість радіоактивного ізотопу і кінцевих продуктів його розпаду у мінералі можна визначити час існування мінералу чи породи, до складу якої він входить. Для цього у розрахунок необхідно також внести дані про період напіврозпаду ізотопу, що відомі для кожного з них.

Використовуються головним чином уран-свинцевий, рубідієво-стронцієвий, калій-аргоновий і вуглецевий методи. Вибір того чи іншого методу для досліджень визначається відносною давністю породи. Чим вона більш давня, тим період напіврозпаду ізотопу, що використовується для аналізу, повинен бути тривалішим. В ізотопа ²³⁸U період напіврозпаду складає 4,51, ⁸⁷Rb – 50-60, ⁴⁰К – 1,3 млрд. років, а вуглецю ¹⁴С усього 5,5 тисяч років. Через те вуглецевий метод широко використовується в археології.

Геохронологія. В еволюції органічного життя відбувалися масштабні і менш помітні перетворення, що були зумовлені змінами клімату. Останні викликались активізацією вулканічної діяльності, падінням великих метеоритів, переміщеннями осі обертання Землі та іншими причинами.

Аналіз таких подій в еволюції живої матерії дозволив поділити геологічну історію Землі на ряд етапів розвитку – геохронологічні одиниці, тобто одиниці геологічного часу. У зв’язку з цим була розроблена і прийнята в усьому світі геохронологічна шкала (грецьк. Хронос – бог часу), у якій найбільш тривалі відрізки часу поділені на ряд менш тривалих, а ті у свою чергу ще на більш короткі інтервали і т.д. Найбільші відрізки часу – еони поділяються на ери, ери – на періоди, періоди – на епохи.

При цьому необхідно зрозуміти, що у кожен з названих відрізків часу на Землі відбувалося утворення осадових порід. Тому часовим інтервалам відповідають визначені комплекси порід зі своїми властивостями, особливостями і назвами. Так була розроблена відповідна до геохронологічної і стратиграфічна шкала осадового комплексу порід на Землі. Співвідношення геохронологічних і стратиграфічних одиниць наведені у схемі:

Геохронологічні одиниці	Стратиграфічні одиниці
Еон Ера Період Епоха Вік Фаза	Еонотема Ератема Система Відділ Ярус Зона

Поєднанням геохронологічної і стратиграфічної шкал була здобута так звана геохронологічна таблиця. Перші чотири графи таблиці мають подвійну назву. Наприклад, період і система. Перше слово тут – назва відрізку часу, а друга – назва комплексу гірських порід, що утворилися за цей час. Так, крейдовий період (К), але крейдова система (К); пізньоюрська епоха (J₃), але верхній відділ юри (J₃) і т.д.

У геохронологічній таблиці також позначається вік усіх стратиграфічних підрозділів, їх індекси, назви кольорів для відображення віку гірських порід на геологічних картах, розрізах і т.п.

Вік Землі, як і Сонячної системи, оцінюється у 6,5 –7 млрд. років. У її історії прийнято виділяти два основних етапи – догеологічний і геологічний, що почався близько 4,5 млрд. років тому з появою перших гірських порід на поверхні планети. Геологічний етап продовжується і у тепер.

Визначення віку ґрунтів на Місяці показало, що вони більш давні за земні на сотні мільйонів років. Це цілком зрозуміло – Місяць, який мав меншу масу, остигав швидше і тому процес магматичного породоутворення на ньому почався раніше.

Дата добавления: 2014-01-07