Форма, размеры и строение Земли

Предисловие

 

Науки о Земле – комплекс наук, изучающих Землю, ее геосферы, их природные свойства, население и результаты его хозяйственной деятельности. В число наук о Земле входят: естественные науки: геология, физическая география и др.; общественные науки: география населения, экономическая география и др. Любая из наук о Земле делится на общую и региональную. Общая наука изучает закономерности, присущие всем объектам, изучаемым этой наукой, а региональная – особенности этих объектов на какой-либо определенной территории.

Под влиянием эволюционного учения Дарвина на смену идеям, объяснившим изменения в облике планеты и населявших ее животных и растений всякого рода катастрофами, стали выдвигаться теории и гипотезы, рассматривавшие геологические явления в их развитии и взаимосвязи.

В период с 70-х до начала 80-х гг. русский ученый В. О. Ковалевский заложил основы эволюционной палеонтологии. Изучая ископаемых животных, он установил закономерную зависимость эволюции организмов от изменяющейся внешней среды. Существенный вклад в развитие эволюционной палеонтологии внесли С. Н. Никитин (1851–1909), А. П. Карпинский, А. П. Павлов (1854–1929) и М. В. Павлов (1854–1938).

Идей дарвинизма в геологии придерживались английский ученый Т. Г. Хаксли, австриец Э. Зюсс (1831–1914), бельгийский палеонтолог Л. Долло. Последовательным эволюционистом был австрийский геолог и палеонтолог М. Неймайр (1845–1890).

Эволюционная палеонтология оказала значительное влияние на развитие отраслей геологии.

Наряду с геологией – общей наукой о строении, составе и истории развития земной коры – сформировалась геофизика – наука о физических свойствах Земли (включая ее водную и воздушную оболочки) и о физических процессах, в ней происходящих. В этот период обособился целый ряд наук о Земле, смежный с другими естественными и точными дисциплинами.

Бурно развивалась стратиграфия – наука о пространственном взаимоотношении и возрасте горных пород, а соответственно и о геологических эпохах. Получило дальнейшую разработку учение о фациях (осадочных породах) и закономерностях их смены. Н. А. Головкинский (1834–1897) и А. А. Иностранцев (1843–1919) установили ряд закономерностей колебательных движений земной коры.

Развивались науки о веществе земной коры – кристаллография и минералогия. В работах Н. И. Кокшарова (1818–1892) и П. В. Еремеева (1830–1899) описательная минералогия превратилась в точную науку. Открытия Е. С. Федорова (1853–1919) обогатили новыми идеями кристаллографическую минералогию, а также геометрическую и оптическую кристаллографию. В начале 90-х гг. кристаллография отделилась от минералогии. Это было связано с разработкой математической теории структуры кристаллов (Федоровым в 1891 г.; Шенфлисом в 1892 г.). Быстрое развитие петрографии – науки о горных породах – было связано с введением микроскопического метода исследований. Изучение горных пород привело к проблеме магмы – ее образования, сущности и изменений. Этими проблемами занимались в России А. Е. Лагорио и Ф. Ю. Левинсон-Лёссинг, а в США – Дэлли и Йддингс.

Первым в России изучение горных пород под микроскопом предпринял А. П. Карпинский в 1869 г. Ему удалось выявить ряд закономерностей состава магматических горных пород. Большой вклад он внес в развитие палеонтологии и стратиграфии: исследовал генетические соотношения между некоторыми ископаемыми формами, разработал учение о колебаниях земной коры и их закономерностях. В 1892 г. под руководством Карпинского была составлена и издана первая полная геологическая карта Европейской России. Работы Карпинского способствовали успешному поиску полезных ископаемых на Урале, Донбассе, в Харьковской и Псковской областях. Со второй половины XIX в. начала развиваться сейсмология. В 1873 г. была предложена 10-балльная шкала землетрясений (Росси), тогда же были четко выделены три их типа – обвальные, вулканические и тектонические. В 1870 г. А. П. Орлов (1840–1889), в 1895 г. Э. Ребер-Пашвиц, а в начале XX в. Б. Б. Голицын изобрели сейсмографы. В 1879 г. был изобретен магнитометр, что способствовало развитию науки магнитометрии.

Выделилась самостоятельная отрасль геологии – океанология. Большую роль в этом сыграли комплексные морские экспедиции английских, американских и норвежских исследователей в 70–80-х гг., работы Н. И. Андрусова (1861–1924) на «Черноморце» в Черном море (1896) и др. Кругосветная экспедиция на «Челленд-жере» впервые составила карту глубин трех океанов (кроме Северного Ледовитого), изучила химические и физические свойства морской воды и органический мир океанов.

Геологические воззрения конца XIX – начала XX в. детально изложил в своем трехтомном труде «Лик Земли» австрийский геолог Э. Зюсс (1883–1909). Он попытался дать историю земной коры на основе разработанной им контракционной гипотезы, объяснявшей тектонические процессы и образование складчатости (горных хребтов и т. п.) охлаждением и сжатием Земли. Эта гипотеза слишком упрощала историю развития Земли, но многие выдвинутые Зюссом понятия и собранный им богатый фактический материал ценны и до сих пор.

Эволюционный принцип нашел применение и в изучении конфигурации и распределении суши и моря, происхождения материков, форм и развития земного рельефа и т. д., а также лег в основу гипотезы о вертикальном перемещении земной коры (фиксизме), которую поддерживали многие ученые. Она объясняла все геологические изменения на Земле поднятием и опусканием геологических пород.

Наряду с фиксизмом в начале XX в. зародилась идея о горизонтальном перемещении земной коры (Рейбиш Зимрат в 1901–1907 гг.; Тейлор в 1910 г.). В 1912 г. немецкий геофизик А. Вёгенер (1880–1930) разработал и сформулировал идею дрейфа материков, которая предполагала возможность больших горизонтальных перемещений материковых глыб земной коры относительно друг друга (мобилийзм). В основе ее лежит сходство геологического строения разобщенных частей материков – Гондваны (Ю. Америка, Африка, Индостан, Австралия и Антарктида) и Лавразии (Сев. Америка, Европа, северная половина Азии) и совпадение контуров материков. Немецкий ученый Й. Вальтер (1860–1937), будучи последовательным материалистом и дарвинистом, изучал рождение, развитие, старение и гибель различных пород. Он впервые генетически классифицировал горные породы, исследовал условия возникновения ископаемых и современных пустынь. В 1895 г. Вальтер заложил основы новой науки палеобиономии, занимавшейся изучением строения организмов ископаемых животных и растений в зависимости от условий их обитания, перенес в область литологии (науки об образовании осадочных пород) понятие отбора (селекции), аналогичное биологическому. Ученый много внимания уделял методам геологических исследований и разработал научные принципы историко-геологических исследований, в особенности метод актуализма, согласно которому можно применять ныне действующие силы природы для объяснения геологических явлений далекого прошлого.

Проблемами геохимии занимался американский ученый Ф. У. Кларк (1847–1931).

Норвежский ученый В. М. Гольдшмидт (1888–1947) выявил в 1911 г. закономерные связи распределения химических элементов на Земле с химическими и физическими свойствами их атомов.

К середине XIX в. по результатам градусных измерений был получен ряд различных значений размеров земного эллипсоида. Иными словами, Земля не могла быть представлена простой геометрической фигурой. В 1859 г. Ф. Ф. Шуберт в России впервые высказал мысль о том, что Земля более точно может быть представлена трехосным эллипсоидом, и определил его размеры. В 1873 г. немецкий физик И. Листинг ввел понятие о геоде, а также наметил пути и методы его изучения. В 1888 г. русский ученый Ф. А. Слудский создал теорию фигуры Земли и разработал некоторые методы ее изучения. Наука геодезия получила прочную теоретическую базу.

Во второй половине XIX в. в связи с развитием теоретических основ геологии начала складываться геоморфология – наука о рельефе земной поверхности.

В 90-х гг. американский ученый У. М. Дейвис (1850–1934) разработал теорию, согласно которой развитие рельефа суши укладывалось в замкнутые циклы (юность, зрелость, старость). Дейвис основал американскую геоморфологическую школу.

Европейскую школу геоморфологии учредили немецкие ученые Альбрехт (1858–1945) и Вальтер (1888–1923) Пенк. А. Пенк разработал классификацию климатов и концепцию древнего оледенения Альп, а его сын В. Пенк установил зависимость между характером рельефа и движением земной коры.

В России геоморфологией занимались П. П. Семенов-Тян-Шанский (1827–1914), П. А. Кропоткин, В. В. Докучаев, И. Д. Черский, И. В. Мушкетов, С. Н. Никитин, А. П. Павлов, В. А. Обручев и др. Были изучены типы рельефа в зависимости от внутренних и внешних сил Земли и его эволюция, разработаны методы исследования эволюционных процессов.

В рассматриваемый период в различных странах продолжалось создание геологических служб.

Первые геологические службы возникли еще в первой половине XIX в. в Бельгии (1810), Англии (1835) и Канаде (1842).

В России Геологический комитет был создан в 1882 г. В 1880– 1900 гг. в ряде стран Европы организовывались постоянные сейсмические станции и комитеты. В 1903 г. была образована Международная сейсмическая ассоциация в Страсбурге.

Начало ХХ в. ознаменовалось появлением гипотезы, которой в дальнейшем было суждено сыграть ключевую роль в науках о Земле. Ф. Тейлор (1910), а вслед за ним А. Вегенер(1912) высказали идею о горизонтальных перемещениях материков на большие расстояния (дрейфе материков), подтвердившуюся в 1960-х гг. после открытия в океанах глобальной системы срединно-океанических хребтов, опоясывающих весь земной шар и местами выходящих на сушу (см. Рифтов мировая система). Выяснилось также, что земная кора под океанами принципиально отличается от континентальной коры, а мощность осадков на дне увеличивается от гребней хребтов к их периферии. Были закартированы аномалии магнитного поля океанского ложа, которые имеют удивительную, симметричную относительно осей хребтов структуру. Все эти и другие результаты послужили основанием для возврата к идеям дрейфа континентов, но уже в новой форме – тектоники плит, которая остается ведущей теорией в науках о Земле.

Развитие методов радиометрического датирования горных пород во второй половине 20 в. позволило уточнить возраст планеты. Началось интенсивное развитие спутниковой геофизики. На основе измерений с помощью спутников была изучена структура магнитосферы, а также выявлено наличие радиационных поясов вокруг Земли. Наряду со спутниковой геодезией широкое развитие получили методы изучения атмосферных процессов со спутников – спутниковая метеорология, что значительно повысило точность метеорологических прогнозов.

Предлагаемое учебное пособие рассматривает основные вопросы геологии и гидрогеологии, изучение которых поможет будущим специалистам представить целостность процессов, протекающих на Земле, в их взаимосвязи и выявить антропогенную составляющую, обусловленную человеческой деятельностью, которую В.И. Вернадский назвал «новой геологической силой».

 

 

Глава 1. Геология

Внутреннее строение Земли

 

Изучение внутреннего строения Земли производится различными методами. Геологические методы, основанные на изучении естественных обнажений горных пород, разрезов шахт и рудников, кернов глубоких буровых скважин, дают возможность судить о строении приповерхностной части земной коры. Глубина известных пробуренных скважин достигает 7,5–9,5 км, и только одна в мире опытная скважина, заложенная на Кольском полуострове, уже достигла глубины более 12 км при проектной глубине до 15 км. В вулканических областях по продуктам извержения вулканов можно судить о составе вещества на глубинах 50-100 км.

В целом же глубинное внутреннее строение Земли изучается главным образом геофизическими методами: сейсмическим, гравиметрическим, магнитометрическим и др. Одним из важнейших методов является сейсмический (греч. «сейсмос» –трясение) метод, основанный на изучении естественных и искусственных землетрясений, вызываемых взрывами или ударными вибрационными воздействиями на земную кору.

Очаги землетрясений располагаются на различных глубинах от приповерхностных (около 10 км) до самых глубоких (до 700 км), прослеженных в разломных зонах по окраинам Тихого океана. Возникающие в очаге сейсмические волны как бы просвечивают Землю и дают представление о той среде, через которую они проходят. В очаге (или фокусе) возникают два главных типа волн:

1) самые быстрые продольные Р-волны (т.е. первичные – primary);

2) более медленные поперечные S-волны (т.е. вторичные – secondary).

При распространении Р-волн горные породы испытывают сжатие и растяжение (смещение частиц среды вдоль направления волны). Р-волны проходят в твердых и жидких телах земных недр. Поперечные S-волны распространяются только в твердых телах, и с их распространением связаны колебания горных пород под прямым углом к направлению распространения волны. При прохождении поперечных волн упругие породы подвергаются деформации сдвига и кручения. Кроме того, выделяются поверхностные L-волны (т.е. длинные – long), которые отличаются сложными синусоидальными колебаниями вдоль или около земной поверхности. Регистрация прихода сейсмических волн производится на специальных сейсмических станциях, оборудованных записывающими приборами – сейсмографами, расположенными на разных расстояниях от очага. Такое расположение сейсмостанций позволяет судить о скорости распространения колебаний на разных глубинах, поскольку к более отдаленным станциям приходят волны, прошедшие через более глубокие слои Земли. Запись сейсмографом прихода волн называется сейсмограммой.

Реальные скорости сейсмических воли зависят от упругих свойств и плотности горных пород, через которые они проходят. Изменения скорости сейсмических волн отчетливо показывают на неоднородность и расслоенность Земли. О различных слоях и состоянии веществ, их слагающих, указывают преломленные и отраженные волны от их граничных поверхностей.

На основании скорости распространения сейсмических волн австралийский сейсмолог К. Буллен разделил Землю на ряд зон, дал им буквенные обозначения в определенных усредненных интервалах глубин, которые используются с некоторыми уточнениями до настоящего времени.

Выделяют три главные области Земли (рис.1.1):

1. Земная кора (слой А) – верхняя оболочка Земли, мощность которой изменяется от 6-7 км под глубокими частями океанов до 35–40 км под равнинными платформенными территориями континентов, до 50–70(75) км под горными сооружениями (наибольшие под Гималаями и Андами).

 

Рис.1.1. Внутреннее строение Земли

 

2. Мантия Земли, распространяющаяся до глубин 2900 км. В ее пределах по сейсмическим данным выделяются: верхняя мантия – слой В глубиной до 400 км и С – до 800–1000 км (некоторые исследователи слой С называют средней мантией); нижняя мантия – слой D до глубины 2700 с переходным слоем D – от 2700 до 2900 км.

3. Ядро Земли, подразделяемое: на внешнее ядро – слой Е в пределах глубин 2900–4980 км; переходную оболочку – слой F – от 4980 до 5120 км и внутреннее ядро – слой G до 6971 км.

По имеющимся данным выделены несколько разделов первого порядка, в которых скорость сейсмических волн резко изменяется.

Земная кора отделяется от слоя В верхней мантии достаточно резкой граничной скоростью. В 1909 г. югославский сейсмолог А. Мохоровичич при изучении балканских землетрясений впервые установил наличие этого раздела, носящего теперь его имя и принятого за нижнюю границу земной коры. Часто эту границу сокращенно называют границей Мохо или М. Второй резкий раздел совпадает с переходом от нижней мантии к внешнему ядру, где наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн с 13,6 до 8,1 км/с, а поперечные волны гасятся. Внезапное резкое уменьшение скорости продольных волн и исчезновение поперечных волн во внешнем ядре свидетельствуют о необычайном состоянии вещества, отличающемся от твердой мантии.

Эта граница названа именем Б. Гутенберга. Третий раздел совпадает с основанием слоя F и внутренним ядром Земли (слой G).

Плотность. Средняя плотность Земли составляет 5,52 г/см³. Горные породы, слагающие земную кору, отличаются малой плотностью. В осадочных породах плотность около 2,4–2,5 г/см³, в гранитах и большинстве метаморфических пород - 2,7-2,8 г/см³, в основных магматических породах – 2,9–3,0 г/см ³. Средняя плотность земной коры принимается около 2,8 г/см³. Сопоставление средней плотности земной коры с плотностью Земли указывает на то, что во внутренних оболочках – мантии и ядре плотность должна быть значительно выше.

По имеющимся данным в кровле верхней мантии, ниже границы Мохо, плотность пород составляет 3,3–3,4 г/см ³, у нижней границы нижней мантии (глубина 2900 км) - примерно 5,5–5,7 г/см ³, ниже границы Гутенберга (верхняя граница внешнего ядра) – 9,7–10,0 г/см ³, затем повышается до 11,0–11,5 г/см ³, увеличиваясь во внутреннем ядре до 12,5–13,0 г/см³.

Ускорение силы тяжести. В ряде пунктов поверхности Земли геофизическим гравиметрическим методом выполнены измерения абсолютной величины силы тяжести с помощью гравиметров. Эти исследования позволяют выявить гравиметрические аномалии – области значительного увеличения или уменьшения силы тяжести. Увеличение силы тяжести обычно связано с присутствием более плотного вещества, уменьшение указывает на меньшую плотность. Что касается ускорения силы тяжести, то его величина различна. На поверхности оно в среднем составляет 982 см/с² (при 983 см/с² – на полюсе и 978 см/с² – на экваторе), с глубиной сначала увеличивается, затем быстро падает. По данным В.А. Магницкого, максимальное значение ускорения силы тяжести достигает в основании нижней мантии у границы с внешним ядром 1037 см/с². В пределах ядра Земли ускорение силы тяжести начинает значительно уменьшаться, доходя до 452 см/с² в промежуточном слое F, до 126 см/с² на глубине 6000 км и в центре до 0.

Магнетизм. Земля действует как гигантский магнит с силовым полем вокруг. Сведения о распределении магнитного поля Земли на ее поверхности и околоземном пространстве дают наземные, морские и аэромагнитные съемки, а также измерения, производимые на низколетящих искусственных спутниках Земли.

Геомагнитное поле дипольное, магнитные полюсы Земли не совпадают с географическими, т.е. истинными – северным и южным. Между магнитным и географическим полюсами образуется некоторый угол (около 11,5^o), называемый магнитным склонением. Различают также магнитное наклонение, определяемое как угол между магнитными силовыми линиями и горизонтальной плоскостью. Происхождение постоянного магнитного поля Земли связывают с действием сложной системы электрических токов, возникающих при вращении Земли и сопровождающих турбулентную конвекцию (перемещение) в жидком внешнем ядре. Таким образом, Земля работает как динамомашина, в которой механическая энергия этой конвекционной системы генерирует электрические токи и связанный с ними магнетизм.

Магнитное поле Земли оказывает влияние и на ориентировку в горных породах ферромагнитных минералов, таких, как гематит, магнетит, титаномагнетит и др. Особенно это проявляется в магматических горных породах – базальтах, габбро, перидотитах и др. Ферромагнитные минералы в процессе застывания магмы принимают ориентировку существующего в это время направления магнитного поля. После того, когда горные породы полностью застывают, ориентировка ферромагнитных минералов сохраняется. Определенная ориентировка ферромагнитных минералов происходит и в осадочных породах во время осаждения железистых минеральных частиц. Намагниченность ориентированных образцов определяется как в лабораториях, так и в полевых условиях. В результате измерений устанавливается склонение и наклонение магнитного поля во время первоначального намагничивания минералов горных пород. Таким образом, и магматические, и осадочные горные породы нередко обладают стабильной намагниченностью, указывающей на направление магнитного поля в момент их формирования. В настоящее время при геологических исследованиях и поиске железорудных месторождений полезных ископаемых широко применяется магнитометрический метод.

Тепловой режим Земли определяется излучением Солнца и теплом, выделяемым внутриземными источниками. Самое большое количество энергии Земля получает от Солнца, но значительная часть ее отражается обратно в мировое пространство. Количество получаемого и отраженного Землей солнечного тепла неодинаково для различных широт. Среднегодовая температура отдельных пунктов в каждом полушарии уменьшается от экватора к полюсам. Ниже поверхности Земли влияние солнечного тепла резко снижается, в результате чего на небольшой глубине располагается пояс постоянной температуры, равной среднегодовой температуре данной местности. Глубина расположения пояса постоянных температур в различных районах колеблется от первых метров до 20-30 м.

Ниже пояса постоянных температур важное значение приобретает внутренняя тепловая энергия Земли. Давно установлено, что в шахтах, рудниках, буровых скважинах происходит постоянное увеличение температуры с глубиной, связанное с тепловым потоком внутренних частей Земли. Тепловой поток измеряется в калориях на квадратный сантиметр за секунду – мккал/см^2.с. По многочисленным данным, средняя величина теплового потока принимается равной 1,4 – 1,5 мккал/см^2.с. Однако исследования, проведенные как на континентах, так и в океанах, показали значительную изменчивость теплового потока в различных структурных зонах.

По данным Е.А. Любимовой, наименьшие значения теплового потока отмечены в районе древних кристаллических щитов (Балтийском, Украинском, Канадском) и равны в среднем 0,85 мккал/см^2.с 10% (при колебаниях от 0,6 до 1,1). В равнинных платформенных областях тепловой поток находится в интервале 1,0 – 1,2 мккал/см^2.с и только местами на отдельных поднятиях увеличивается до 1,3-1,4 мккал/см^2.с. В палеозойских орогенических областях, таких, как Урал, Аппалачи, интенсивность потока поднимается до 1,5 мккал/см^2.с.

В молодых горных сооружениях, созданных в новейшее геологическое время (таких, как Альпы, Кавказ, Тянь-Шань, Кордильеры и др.), тепловые потоки отличаются большим разнообразием. Так, например, в Складчатых Карпатах и прилегающих частях внутренних прогибов тепловой поток в среднем составляет 1,95 мккал/см^2.с, а в Предкарпатском прогибе - 1,18 мккал/см^2.с. Аналогичные изменения отмечены на Кавказе, где в зонах поднятий тепловой поток увеличивается до 1,6-1,8 мккал/см^2.с, а в складчатом сооружении Большого Кавказа единичные определения дали наиболее высокие значения теплового потока - 3,0-4,0 мккал/см^2.с. Для юго-восточного погружения Кавказа отмечены значительные колебания тепловых потоков и установлена интересная деталь увеличения их значений вблизи грязевых вулканов до 1,9–2,33 мккал/см^2.c. Высокие тепловые потоки наблюдаются в областях современного вулканизма, составляя в среднем около 3,6 мккал/см^2.с. В рифтовой (англ. «рифт» – расселина, ущелье) системе оз. Байкал тепловой поток оценивается от 1,2 до 3,4 мккал/см^2.c. В пределах значительных пространств ложа Мирового океана величина теплового потока находится в пределах 1,1–1,2 мккал/см^2.с, что сопоставимо с данными по платформенным частям континентов. Высокие тепловые потоки связаны с рифтовыми долинами срединно-океанских хребтов. Средняя величина теплового потока 1,8–2 мккал/см^2.с, но в нескольких местах увеличивается до 6,7–8,0 мккал/см^2.c. Разнообразие приведенных величин теплового потока, по-видимому, связано с неоднородными тектономагматическими процессами в различных зонах Земли.

Каковы же источники тепла внутри Земли? Как известно, в соответствии с современными представлениями Земля сформировалась в результате аккреции газово-пылевых частиц протопланетного облака в виде холодного тела. Следовательно, внутри Земли должны иметься источники тепла, создающие современный тепловой поток и высокую температуру в недрах Земли. Одним из источников внутренней тепловой энергии является радиогенное тепло, связанное с распадом радиоактивных долгоживущих элементов ²³⁸U, ²³⁵U, ²³²Th, ⁴⁰K, ⁸⁷Rb. Периоды полураспада этих изотопов соизмеримы с возрастом Земли, поэтому до сих пор они остаются важным источником тепловой энергии. В начальные этапы развития Земли могли быть поставщиками тепла и короткоживущие радиоактивные изотопы, такие, как ²⁶Al, ³⁸C1 и др. Вторым источником тепловой энергии предполагается гравитационная дифференциация вещества, зарождающаяся после некоторого разогрева на уровне ядра и, возможно, в слое В верхней мантии. Но значительная часть тепла, связанная с гравитационной дифференциацией, по-видимому, рассеивалась в пространстве, особенно в начале формирования планеты.

 

Горные породы

 

Горные породы представляют естественные минеральные агрегаты, образующиеся в земной коре или на ее поверхности в ходе различных геологических процессов. Основную массу горных пород слагают породообразующие минералы, состав и строение которых отражают условия образования пород. Кроме этих минералов в породах могут присутствовать и другие, более редкие (акцессорные) минералы, состав и количество которых в породах непостоянны.

Если горная порода представляет агрегат одного минерала, она называется мономинеральной. К таким породам относятся, например, мраморы, кварциты. Первые представляют агрегат кристаллических зерен кальцита, вторые – кварца. Если в породу входит несколько минералов, она называется полиминеральной. В качестве примера таких пород можно назвать граниты, состоящие из кварца, калиевого полевого шпата, кислого плагиоклаза, а также темноцветных - биотита, роговой обманки, реже авгита.

Строение горных пород характеризуется структурой и текстурой. Структура определяется состоянием минерального вещества, слагающего породу (кристаллическое, аморфное, обломочное), размером и формой кристаллических зерен или обломков, входящих в ее состав, их взаимоотношениями. Если порода целиком состоит из кристаллических зерен, выделяют полнокристаллическую структуру. При резком преобладании нераскристаллизовавшейся массы говорят о стекловатой или аморфной структуре. Если в стекловатую массу вкраплены кристаллические зерна (фенокристы или порфировые вкрапленники), структуру называют порфировой. Если крупные кристаллические зерна вкраплены также в кристаллическую, но более мелкозернистую массу, структура называется порфировидной. Когда порода состоит из каких-либо обломков, говорят об обломочной структуре.

Кристаллическая и обломочная структуры подразделяются по величине зерен и обломков. Так, среди кристаллических структур выделяют крупнозернистые, с диаметром зерен более 5 мм, среднезернистые с зернами от 5 до 2 мм в поперечнике, мелкозернистые с диаметром зерен менее 2 мм. В тех случаях, когда порода состоит из очень мелких, не различимых невооруженным глазом кристаллических зерен, ее структура определяется как афанитовая, или скрытокристаллическая. При более или менее одинаковых размерах зерен породы говорят о равномернозернистой структуре, в противном случае – о неравномернозернистой. Под текстурой понимают сложение породы, т.е. расположение в пространстве слагающих ее частиц (кристаллических зерен, обломков и др.). Выделяют плотную и пористую текстуры, однородную или массивную и ориентированную (слоистую, сланцеватую и др.).

В основу классификации горных пород положен генетический признак. По происхождению выделяют: 1) магматические, или изверженные, горные породы, связанные с застыванием в различных условиях силикатного расплава – магмы и лавы; 2) осадочные горные породы, образующиеся на поверхности в результате деятельности различных экзогенных факторов; 3) метаморфические горные породы, возникающие при переработке магматических, осадочных, а также ранее образованных метаморфических пород в глубинных условиях при воздействии высоких температур и давления, а также различных жидких и газообразных веществ (флюидов), поднимающихся с глубины.

Магматические горные породы наряду с метаморфическими слагают основную массу земной коры, однако, на современной поверхности материков области их распространения сравнительно невелики. В земной коре они образуют тела разнообразной формы и размеров, так называемые структурные формы, состав и строение которых зависят от химического состава исходной для данной породы магмы и условий ее застывания. В основе классификации магматических горных пород лежит их химический состав. Учитывается, прежде всего, содержание оксида кремния, по которому магматические породы условно делят на четыре группы кислотности: ультраосновные породы, содержащие более 45% кремнезема (SiO₂), основные – 45–52, средние – 52–65 и кислые-более 65%. Химический состав может быть определен лишь при лабораторных исследованиях. Однако минеральный состав отражает химический и может быть использован для выяснения группы кислотности. Породообразующими минералами магматических пород являются минералы класса силикатов: кварц, полевые шпаты, слюды, амфиболы, пироксены, которые в сумме составляют около 93% всех входящих в магматические породы минералов, затем оливин, фельдшпатоиды, некоторые другие силикаты и около 1% минералов других классов. Вспомнив химический состав этих минералов, нетрудно убедиться, что в более основных породах должны преобладать цветные (темноцветные), менее богатые кремнеземом железисто-магнезиальные (мафические, или фемические) минералы, а в кислых - преимущественно светлые. Такое соотношение цветных и светлых минералов обусловливает, светлую окраску кислых пород, более темную основных и черную ультраосновных. С этим же связано увеличение плотности пород от кислых (2,58) к ультраосновным (до 3,4).

В зависимости от условий, в которых происходило застывание магмы, магматические породы делят на ряд групп: породы глубинные, или интрузивные, образовавшиеся при застывании магмы на глубине, и породы излившиеся, или эффузивные, связанные с застыванием магмы, излившейся на поверхность, т.е. лавы. Среди интрузивных пород выделяют ряд разновидностей по глубине застывания магмы, а также жильные породы, связанные с застыванием магмы в трещинах. К вулканическим породам кроме излившихся относятся пирокластические, представляющие скопление выброшенного при вулканических взрывах и осевшего на поверхность материала – куски застывшей в воздухе лавы, обломки минералов и пород.

Физико-химические условия застывания магмы на глубине и лавы на поверхности различны, соответственно различны и образующиеся при этом породы. Наиболее резко это выражается в структуре пород. На глубине при медленном застывании магмы в условиях постепенного снижения температуры и давления, в присутствии летучих компонентов, способствующих кристаллизации, образуются породы с полнокристаллической структурой. Размеры кристаллических зерен зависят от свойств магмы, режима охлаждения, скорости кристаллизации. Излившаяся на поверхность лава попадает в иные условия температуры и давления, теряет растворенные в ней газы и застывает или в виде аморфной массы, имеющей стекловатую структуру, или образует микрокристаллическую массу, т.е. афанитовую структуру. У излившихся пород встречается также порфировая структура, кристаллические вкрапленники которой и основная некристаллическая масса возникли в разных условиях и разновременно.

Интрузивные породы обладают массивной текстурой, характеризующейся отсутствием ориентировки минеральных зерен. Реже встречается ориентированная текстура, отражающая движение магмы в процессе застывания, а также результат ее гравитационной дифференциации. В эффузивных породах ориентированная текстура возникает чаще. При этом кристаллические зерна, струи стекла, пустоты располагаются упорядоченно по направлению течения потока лавы и породы приобретают флюидальную текстуру. Для них характерна также пористая текстура, отражающая процесс выделения газов при застывании лавы.

Определение эффузивных пород по минеральному составу сильно затруднено главным образом тем, что значительная их часть состоит из нераскристаллизовавшегося вулканического стекла, для которого можно говорить лишь о химическом составе. Определение таких пород также затрудняют и более поздние их изменения. В случае порфировой структуры эффузивных пород пользуются терминами порфир, если кристаллические вкрапленники представлены преимущественно калиевыми полевыми шпатами, и порфирит, если во вкрапленниках преобладают плагиоклазы.

Наиболее распространенные магматические породы. Нормальный ряд. Ультраосновные породы (гипербазиты, или ультра-мафиты) в строении земной коры играют незначительную роль, причем особенно редки эффузивные аналоги этой группы (пикриты и пикритовые порфириты). Все ультраосновные породы обладают большой плотностью (3,0-3,4), обусловленной их минеральным составом.

Дуниты – глубинные породы, обладающие полнокристаллической обычно мелко- и среднезернистой структурой. Состоят на 85–100% из оливина, который обусловливает их темно-серую, желто-зеленую и зеленую окраску. В результате вторичных изменений оливин часто переходит в серпентин и магнетит, что придает породам темно-зеленый и черный цвет. В этом случае зернистая структура становится практически невидимой. Для выветрелой поверхности характерна вторичная бурая корка гидроокислов железа.

Перидотиты – наиболее распространенные из ультраосновных глубинных пород. Обладают полнокристаллической средне- или мелкозернистой, порфировидной и скрытокристаллической структурой. Состоят из оливина (70–50%) и пироксенов. Темно-зеленые или черные, что обусловливается цветом оливина или вторичного серпентина. На этом фоне выделяются более крупные вкрапленники пироксенов, хорошо заметные по стеклянному блеску на плоскостях спайности.

Пироксениты – глубинные породы, обладающие полнокристаллической, крупно- или среднезернистой структурой. Состоят главным образом из пироксенов, придающих породам зеленовато-черный и черный цвет; в меньшем количестве (до 10–20%) присутствует оливин. По содержанию окиси кремния пироксениты относятся к основным и даже средним породам, но отсутствие полевых шпатов позволяет относить их к ультраосновным.

Ультраосновные породы слагают массивы разных размеров, образуя согласные тела и секущие жилы. С ними связаны месторождения многих ценных минералов и руд, таких, как платина, хром, титан и др.

Главными породообразующими минералами основных пород являются пироксены и основные плагиоклазы. Могут присутствовать оливин и роговая обманка. В качестве второстепенных с ними связан также ряд рудных минералов, таких, как магнетит, титаномагнетит и др. Большое количество цветных минералов придает породам темную окраску, на фоне которой выделяются светлые вкрапленники плагиоклазов. Основные породы широко распространены в земной коре, особенно их эффузивные разновидности (базальты).

Габбро – глубинные породы с полнокристаллической средне- и крупнозернистой структурой. Из цветных наиболее типичными минералами являются пироксены (до 35–50%), реже встречаются роговая обманка и оливин. Светлые минералы представлены основными плагиоклазами. Разновидность габбро, состоящая почти целиком из плагиоклазов, называется анортозитом. Если этим плагиоклазом является Лабрадор, порода называется лабрадоритом. Эффузивными аналогами габбро являются базальты (долериты).

Базальты – черные или темно-серые породы, обладающие афанитовой или порфировой структурой. На стекловатом фоне основной массы выделяются очень мелкие порфировые вкрапленники плагиоклазов