Text
                    М.П.Толстой
 Геология
с  основами
минералогии


УЧЕБНИКИ И УЧЕБНЫЕ ПОСОБИЯ ДЛЯ СТУДЕНТОВ ВЫСШИХ УЧЕБНЫХ ЗАВЕДЕНИИ М.П,Толстой Геология с основами минералогии Допущено Главным управлением высших учебных заведений при Государственной комиссии Совета Министров СССР по продовольствию и закупкам в качестве учебника для студентов высших учеб¬ ных заведений по специальности «Агрохимия и почвоведение» 4-Е ИЗДАНИЕ, ПЕРЕРАБОТАННОЕ И ДОПОЛНЕННОЕ Москва ВО • Агропромиздат • 1991
ББК 26.3я 73 Т530 УДК 55(075.8) Редактор J1. С. Торобкова Рецензенты: доктор географических наук С. В. Томирдиаро (Ленинградский сельскохозяйственный институт); кандидат сельскохозяйственных наук Л. И. Трифоненкова (Белорусская сельскохозяйственная академия) Толстой М. П. Т530 Геология с основами минералогии. — 4-е изд., перераб*. и доп. — М.: Агропромиздат, 1991. — 398 с.: ил.— (Учебни¬ ки и учеб. пособия для студентов высш. учеб. заведений). ISBN 5—10—001719—8 Изложены основы геологии и минералогии. Приведены краткие сведе¬ ния о составе оболочек Земли, минералах, горных породах. Описаны геологические процессы и явления. Даны основные сведения из истории Земли, в частности четвертичного периода. Рассмотрены биосфера, эко¬ логические проблемы и природоохранные мероприятия. Четвертое издание (3-е вышло в 1975 г) переработано и дополнено в соответствии с программой обучения и учетом последних достижений науки и практики. Для студентов высших учебных заведений по специальности «Агро¬ химия и почвоведение». ж 1804010000—246 — Т 206—91 ББК 26.3я 73 035(01)—91 ISBN 5—10—001719—8 © Высшая школа, 197S © ВО «Агропромиздат», 1991, с изменениями^
ВВЕДЕНИЕ Геология («Ge» — по-гречески Земля; «logos» — учение) — это наука о Земле. Общая геология рассматривает процессы, происходящие на поверхности и внутри Земли. Предмет изучения: история, свой¬ ства, строение и состав «твердой» Земли — земной коры и мантии. В соответствии с задачами, стоящими перед геологией, ее подразделяют на ряд взаимосвязанных между собой научных дисциплин: минералогию, петрографию, геохимию, почвоведе¬ ние, учение о полезных ископаемых, историческую геологию, палеонтологию, геоморфологию, геофизику и т. д. Минералогия, петрография и геохимия изучают материаль¬ ный состав Земли. Почвоведение рассматривает поверхностные слои земной коры, обладающие плодородием, — почвы. Учение о полезных ископаемых — отрасль геологии, изучаю¬ щая условия образования и распространения месторождений полезных ископаемых в земной коре: рудных, из которых извле¬ кают металлы, и нерудных, добываемых для получения всех других видов минеральной продукции. Историческая геология занимается процессами изменения земной коры во времени и пространстве и устанавливает связь развития органического мира с развитием всей Земли. Палеонтология («Palaios»— по-гречески древний; «ап, ontos» существо; «logos» — учение) изучает животный и расти¬ тельный мир, существовавший на Земле в прошедшие геологи¬ ческие периоды и сохранившийся в виде ископаемых остатков. Эта, по существу, биологическая дисциплина развивалась на основе геологии и дала новое представление о продолжитель¬ ности истории Земли. Раздел исторической геологии, изучающий историю развития животного и растительного мира в четвертичный период, выде¬ ляют в особую дисциплину — геологию четвертичного периода. Отложения, образовавшиеся в этот период, как самые молодые и поверхностные, служат непосредственной основой для сельско¬ хозяйственной деятельности человека. Данная дисциплина гео¬ логии очень важна для изучения почв. 3
Геоморфология, геофизика, сейсмология, геотектоника, гля¬ циология, мерзлотоведение, гидрогеология и инженерная геоло¬ гия рассматриваются в других разделах учебника. Ряд научных дисциплин, являющихся основой геологии,— геодезию, физику, химию, введение в специальность студенты изучают на первом курсе обучения. Корни химии и горного дела уходят в прошлое истории земной цивилизации. Процессы до¬ бычи огня, камня, красителей, металлов, изготовления стрел и топоров для охоты, мотыг и лопат для земледелия были из¬ вестны в Древнем Египте более 5000 лет назад. Первые попытки упорядочения вопросов изучения земель для сельского хозяйства и поисков камня делались в России в XVI в. В 1552 г. царь Иван IV для изучения границ Москов¬ ского государства велел землю измерить и чертеж государства сделать. Допетровскую эпоху освоения земных богатств один из ис¬ следователей начала XIX в. назвал «Младенчество горного про¬ мысла в России». 1700 г. ознаменовался рядом преобразований Петра Великого: утвержден новый календарь, проведена монет¬ ная реформа, организован Приказ рудных дел, позднее (в 1716 г.) преобразованный в Берг-коллегию. В Указе о Берг- коллегии говорилось о поисках металлов. В Петербурге в 1716 г. открылся особый музей — Кунсткамера, преобразован¬ ный потом в Минеральный музей, а в 1725 г. организована Ака¬ демия наук, которая способствовала развитию наук и просве¬ щения и изучению природных, и в частности минеральных, богатств России. В числе первых членов Академии наук был великий русский ученый М. В. Ломоносов (1711—1765 гг.). Большое значение для познания земель, вод, растительного и животного мира России имели комплексные академические экспедиции 1768—1794 гг., в которых участвовали ученики М. В. Ломоносова — И. И. Лепехин, В. Ф. Зуев, С. П. Крашен¬ ников, Н. П. Рычков и др. Во второй половине XVIII в. зарождаются основы теоретиче¬ ской геологии, ставятся вопросы происхождения горных пород, происходят дискуссии между нептунистами (А. Вернер, 1750— 1817 гг.)—сторонниками водного происхождения базальтов — и плутонистами (Д. Геттон, 1726—1797 гг.) —сторонниками тео¬ рии образования всех пород из магмы. Благодаря трудам И. Канта (1724—1804 гг.) и П. С. Лапласа (1749—'1827 гг.) воз¬ никает научная космогония. Развиваются естественные науки. Труды Ж- Ламарка (1744—1829 гг.), Ч. Лайеля (1797—1875 гг.) и Ч. Дарвина (1809—1882 гг.) опровергают теорию катастроф Ж. Кювье (1769—1832 гг.). Утверждается эволюционное разви¬ тие Земли. 4
В 1869 г. Д. И. Менделеев (1834—1907 гг.) устанавливает знаменитый периодический закон химических элементов. Принципиально новый этап развития геологии и минерало¬ гии начался после Великой Октябрьской социалистической рево¬ люции, когда все геологические работы в СССР стали прово¬ диться в соответствии с требованиями развития народного хозяйства. В развитии геологических наук на этом этапе велика роль А. П. Карпинского (1846/47—1936 гг.), А. Д. Архангель¬ ского (1879—1940 гг.), Н. М. Страхова (1900—1978 гг.), В. Н. Сукачева (1880—1967 гг.), Б. Б. Полынова (1877—1952 гг.). Бурение глубоких (4...6 км) и сверхглубоких скважин на суше, например Кольской глубиной свыше 12 км, в континен¬ тальном шельфе и в море (со специальных эстакад — плат¬ форм), большое распространение геофизики, главным образом сейсмических методов, привели в 1950—1980 гг. к революции в геологии. Передовые методы естественных наук конца XX в. в сочетании со старым методом актуализма Ч. Лайеля — «на¬ стоящее— ключ к изучению прошлого» — позволили геологам сделать широкие научные обобщения, перейти от качественной расшифровки явлений и процессов к количественным определе¬ ниям свойств веществ нашей планеты, к лучшему пониманию многих процессов, протекающих на других планетах Солнечной системы (отсутствием магнитного поля у Луны, состав ее пород). Освоение космоса, данные геофизики, геохимии и сейсмологии привели к новым взглядам на структуру Земли, ее оболочечное строение. Все это дало возможность ученым перейти от изучения Зем¬ ли как планеты в мировом пространстве к исследованию свойств и строения самой «твердой» Земли, усилило внимание к ее планетарным факторам [4, 23, 27]. В последние 25 лет XX в., в эпоху научно-технической революции, резко расширилась сфера исследований Земли ввысь — изучение космического про¬ странства, вглубь — изучение процессов, протекающих в глубо¬ ких слоях земной коры и верхней мантии, вширь — вовлечение в геологическое построение областей морского дна — и особен¬ но во времени — изучение ранних периодов истории развития Земли. С помощью средств космонавтики и в результате раз¬ вития всей отрасли космологии — сравнительной планетологии за последние годы сделано многое: человек побывал на Луне, отобрал пробы ее грунта, на основе методов прямых и косвен¬ ных наблюдений с использованием автоматических приборов начал исследования за пределами нашей планеты и т. д. При помощи автоматических фотоснимков планет Венеры, Юпитера и Сатурна и анализа структур сейчас удается как заглянуть в ранние периоды истории Земли, так и уточнить ее лик. К последнему десятилетию XX в. достижения человека в об- 5
ласти технических и естественных наук значительно возросли. Продолжается освоение космоса, развиваются космология, кос¬ мохимия и физика, солнечная энергетика, раскрываются тайны биологии (строение клетки, белка, гена, наследственность). Географы и геологи исследуют высокие слои атмосферы и дно Мирового океана. По геохимии изотопов уточнен состав почв, земной коры, метеоритов и ближних планет, разрабатываются новые методы определения абсолютного возраста геологических формаций — руд и почв. В технологии и экономике использова¬ ния минерального сырья применяются новые методы малоотход¬ ной и безотходной технологии. В картографии составлены серии различных карт, в том числе и глобальных: почвенная карта мира В. В. Добровольского (масштаб 1:60000000), тектониче¬ ская карта Евразии А. Л. Яншина (1:5000000). В настоящее время перед геологическими науками постав¬ лены следующие задачи (13, 23, 27]: 1) осмыслить процессы, приводящие к образованию многих видов почв, горных пород, полезных ископаемых; 2) повысить точность прогнозов стихий¬ ных бедствий — землетрясений, пыльных, бурь, ураганов, снеж¬ ных лавин; 3) разработать научные методы предотвращения негативных явлений — подтопление, опустынивание и засоление земель, загрязнение ландшафтов, эрозии и т. д.; 4) участвовать в разработке программы экологической безопасности страны.
Раздел I. ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ Глава 1. ЗЕМЛЯ В МИРОВОМ ПРОСТРАНСТВЕ 1.1. КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ О СОЛНЕЧНОЙ СИСТЕМЕ Планетная система, к которой принадлежит Земля, состоит из центрального тела — Солнца, вокруг которого движутся девять больших планет (Меркурий, Венера, Земля, Марс, Юпи¬ тер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон) с 26 спутниками, свыше 1000 малых планет (астероидов), некоторые из которых имеют диаметр лишь несколько десятков километров, и около 100 пе¬ риодических комет (рис. 1.1). Солнце. Это газовый шар диаметром 1391 тыс. км. Диаметр Солнца в 109 раз больше диаметра Земли. Площадь поверх¬ ности Солнца превышает площадь поверхности Земли почти в 12 тыс. раз, а объем Солнца больше объема Земли в 1300 тыс. раз. Среднее расстояние от Земли до Солнца —149,5 млн. км. Скорость движения Солнца в пространстве мала — всего 20 км/с. Из 105 элементов, входящих в периодическую таблицу Д. И. Менделеева, на Солнце установлено более 75, а на Зем¬ ле— 87. Преобладающее место среди них как на Солнце, так и на Земле занимает водород. Единство состава Земли и Солнца указывает на единство их происхождения. Планеты и их спутники. Планетой называют темное несамо- светящееся небесное тело. Масса всех планет Солнечной систе¬ мы составляет 1/750 часть всей ее массы. Все планеты Солнеч¬ ной системы можно подразделить на две группы, резко различ¬ ные по своим физико-химическим свойствам: 1) близкие к Солнцу — земного типа — Венера, Земля и Марс. Их характерные особенности — небольшой размер, срав¬ нительно медленное вращение и большая плотность; 2) внешние, удаленные от Солнца — Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон. Их характерные особенности: очень большие размер и масса (например, масса Юпитера в 318 раз больше массы Земли), быстрое вращение вокруг оси (период обраще¬ ния Юпитера 9 ч 50 мин) и малая плотность. Особенности небесных тел Солнечной системы приведены в таблице 1.1. Для понимания процессов эволюции Земли надо учитывать новейшие достижения космологии и сравнительной планетоло- 7
Поверхность Солнца Юпитер Расстояние от Земли до Луны О — • Земля 38ЬШкм • Луна Рис. 1.1. Сопоставление орбит и размеров планет Солнеч¬ ной системы 1.1. Характеристика небесных тел Солнечной системы Небесное тело Среднее расстояние от планеты до Солнца (по отноше¬ нию к расстоянию от Солнца до Земли), уел. ед Масса в массах Земли, уел. ед. Средний диаметр, км Плот¬ ность, г/см* Солнце 332 400 1 391 000 1,41 Земля 1,00 - 1,00 12 700 5,52 Венера 0,72 0,81 12 400 4,86 Maipc 1,52 0,107 6 780 3,92 Юпитер 5,20 318,36 143 640 1,31 8
Гии. На всех планетах земной группы и крупных спутниках Юпитера обнаружены вулканические структуры и кратеры. Поверхность Юпитера и Сатурна, находящихся на более ран¬ ней стадии эволюции, чем Земля, имеет газово-жидкое^ состоя¬ ние. На поверхности планет и крупных спутников ранней стадии эволюции (Венера) и более поздней (Луна) по сравнению с Землей присутствуют базальты. 1.2. МЕТЕОРИТЫ Метеориты — это остатки каких-то крупных тел, возможно, планет, орбиты которых были расположены между орбитами Марса и Юпитера. Их делят на три группы: сидериты (желез¬ ные метеориты), железно-каменные метеориты и каменные метеориты — хондриты, различающиеся по возрасту и составу. Каменные метеориты наряду с никелем и железом содер¬ жат силикаты, а также минералы, полностью сходные с зем¬ ными. Эти метеориты представляют большой интерес, так как помимо железа в их состав входят радиоактивные вещества. Изучение химического состава земной и лунной коры и ме¬ теоритов (табл. 1.2) показывает, что 9 химических элементов составляют основную часть пород. При общих чертах сходства земной и лунной коры между ними имеются большие принци¬ пиальные отличия: на Луне мало алюминия и калия, но много железа, титана и кальция. Масса метеоритов весьма различ¬ на— от граммов до нескольких тонн. Их химический состав почти не отличается от химического состава Земли. В метеори¬ тах преобладают элементы с большой плотностью. По результа¬ там многочисленных анализов, возраст каменных разновидно¬ стей метеоритов составляет 3,5...4,2 млрд. лет, то есть близок к возрасту изученных пород Луны. В СССР зарегистрировано свыше 100 пунктов, где наблюда¬ лось падение метеоритов и находили их осколки. Есть сведения о случаях, когда метеориты пробивали здания и ранили людей. Наиболее известна Тунгусская катастрофа, произошедшая 1.2. Химический состав земной и лунной коры и метеоритов, % массы Элемент Земная кора Лунная кора Метеори¬ ты (в сред¬ нем) Элемент Земная кора Лунная кора Метеори¬ ты (в сред¬ нем) Кислород 47,0 42,0 33,0 Кальций 1,87 6,8 1,39 Кремний 29,5 21,0 47,0 Натрий 2,96 0,44 0,68 Алюминий 8,05 4,8 1,1 Калий 2,50 0,19 0,10 Железо 4,65 13,0 28,6 Титан 0,15 6,0 0,08 Маший 2,50 4,8 13,8 Никель 0,10 0,02 1,68 9
30 июня 1908 г. Сейсмические волны, вызванные взрывом небес¬ ного тела, были зарегистрированы в Америке и Австралии. Несмотря на прошедшие после взрыва десятки лет, поиски вещества этого «тела» до сих пор не увенчались успехом. Пола¬ гают, что взрыв его произошел еще в воздухе. Энергия взрыва составляла 2,8 млрд. кВт-ч. Очевидно, что небесное тело имело рыхлое непрочное ядро, обогащенное газами, и хвост из пыли. На серо-зеленом фоне тайги место взрыва выделялось жел¬ то-коричневым пятном. Вокруг эпицентра взрыва на площади около 500 тыс. га взрывной волной были повалены деревья. Стволы их лежали в радиальном направлении. В 1947 г. в районе хребта Сихотэ-Алинь (Дальний Восток) выпал метеоритный железный дождь. Общая масса упавших метеоритов была не менее 150 т. Падение отдельных крупных тел привело к образованию около 100 кратеров и воронок. Масса собранных осколков метеоритов составила около 5 т. Двухтонный обломок метеорита можно увидеть в Москве в му¬ зее Академии наук СССР. Он содержит железо — 95%, ни¬ кель— 5,4 и кобальт — 0,34 %• 1.3. ГЛАВНЕЙШИЕ ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ПРОИСХОЖДЕНИИ ЗЕМЛИ Проблема происхождения Земли интересовала человече¬ ство еще в глубокой древности. У древних греков за два-три столетия до нашей эры существовали два принципиально раз¬ личных взгляда на эту проблему. Согласно одному из них Сол¬ нечная система построена геоцентрично (так называемая систе¬ ма Птоломея). В центре мироздания располагается неподвиж¬ ная Земля, а все остальные планеты Солнечной системы, само Солнце и другие звезды вращаются вокруг Земли. Согласно другому взгляду (гипотеза гелиоцентризма) центром мирозда¬ ния считалось Солнце. Схемы, отражающие различные гипотезы происхождения Земли, приведены на рисунке 1.2. В середине XVI в. великий польский астроном Н. Коперник (1473—1543 гг.) математически развил гелиоцентрическую гипо¬ тезу, но и после этого она долго не получала распространения. Последователями Н. Коперника являлись Дж. Бруно, Г. Гали¬ лей, И. Кеплер, И. Ньютон. Открытие И. Кеплером (1571 — 1630 гг.) закона движения планет, а И. Ньютоном (1643— 1727 гг.) закона всемирного тяготения имело огромное значение для объяснения происхождения Солнечной системы. Было пред¬ ложено много гипотез о ее происхождении. Решение этой проблемы естествознания представляет труд¬ ности. В середине XVIII в. М. В. Ломоносов в своих работах 10
<Г Рис. 1.2. Гипотезы происхождения Солнечной системы (М. Дж. Брэдшоу, 1977): а — сгущение и сжатие вещества во вращающемся газопылевом облаке дисковидной формы с образованием центрального ядра (Солнца) и периферических сгустков вещества (планет); б — прохождение вблизи Солнца тяжелой звезды, вызвавшей выброс сгустка вещества, который впоследствии распался на планеты; С — солнце; П — планета; Гз — тяжелая звезда раскрыл геологические процессы развития Земли, рассматривая все явления на Земле как нечто не постоянное, а развиваю¬ щееся во времени. Он полагал, что Солнце — это расплавленное тело, а для Земли расплавленное состояние — пройденный этап. Для решения проблемы о происхождении Земли важны идеи М. В. Ломоносова о ее сжатии от охлаждения и сомнение в существовании жидкого ядра. Первая научная гипотеза о происхождении Солнечной систе¬ мы принадлежала философу И. Канту (1724—1804 гг.). Она высказана им в 1755 г., когда в естественных науках еще гос¬ подствовала метафизика. Ф. Энгельс сказал, что И. Кант был первым, кто пробил брешь в этом окаменелом мировоззрении. Гипотеза Канта. В основу его взглядов положены реальные физические силы — притяжение и отталкивание. Солнечная система образовалась из первичной пылеобразной материи, на¬ ходившейся в хаотическом состоянии. По закону всемирного тяготения эти разнообразные по размеру частицы пришли в дви¬ жение. Получились разнообразные звездные сгущения, которые, в свою очередь, начали притягивать более мелкие. Таким обра¬ зом образовались отдельные крупные сгустки, которые и пред¬ ставляли собой обособленные звезды. Гипотеза Лапласа. П. С. Лаплас (1749—1827 гг.) независимо от И. Канта также высказал гипотезу о происхождении Сол¬ Ц
нечной системы из первичного хаоса. За прообраз Солнечной системы он принимал раскаленную газовую туманность. Эта туманность обладала изначальным вращением, во время кото¬ рого она сплющилась так, что ее полярный диаметр стал в пол¬ тора раза короче экваториального (рис. 1.3). По мере охлаж¬ дения, сжимания и сплющивания газовой туманности под влия¬ нием центробежной силы наступил момент отрыва частиц ее внешней экваториальной части по кольцу («отрыв колец»). Оторванные частицы образовали «уплотнения», которые продол¬ жали вращаться вокруг оси. В дальнейшем эти «кольца» разры¬ вались, вещество их свертывалось в планеты, а центральный сгусток превратился в Солнце. Таким образом, И. Кантом и П. С. Лапласом впервые в естествознании был сознательно введен принцип развития Сол¬ нечной системы под воздействием природных сил без какого- либо вмешательства творца (Бога). Большим вкладом этих уче¬ ных в науку была общая отправная точка зрения о том, что ис¬ ходный материал, из которого формируются планеты, находился Рис. 1.3. Образование планетной си¬ стемы по гипотезе Лапласа: / — вращение газовой туманности; Б — сплющивание газовой туманности вследст¬ вие увеличения скорости вращения и о бра* Рис. 1.4. Происхождение планет по •оаанне чечевицеобразной формы; В - об- гипптезе Шмилта рыв газообразного кольца гипотезе шмидта 12
в разреженном состоянии то ли в виде газа (П. С. Лаплас), то ли в виде определенных «частиц» (И. Кант). Советские ученые О. Ю. Шмидт (1891—1956 гг.) и В. Г. Фе- сенков (1889—1972 гг.) рассматривали развитие Солнечной системы не только как механическое перемещение тел в прост¬ ранстве, а как совокупность процессов развития, которые про¬ текают противоречиво, негармонично. Сходных взглядов придер¬ живались и иностранные ученые Д. Койпер и Г. Юри. Гипотеза Шмидта. Солнце «старше» других планет Солнеч¬ ной системы. Земля и другие планеты образовались из меж¬ звездной метеоритной пыли, захваченной Солнцем, путем «сбора твердых частиц» — метеоритов (рис. 1.4). При этом допуска¬ лось, что рой пылевой материи обладал значительным момен¬ том количества движения и перешел затем в орбитальный рой. Гипотеза объясняет два сложнейших вопроса: распределение момента количества движения в Солнечной системе и закон пла¬ нетных расстояний. О. Ю. Шмидт полагал, что поверхность Зем¬ ли не была в раскаленном состоянии и с момента своего воз¬ никновения получала тепло от Солнца и частично в результате ударов метеоритов. Систематическое охлаждение Земли с мо¬ мента ее возникновения, по О. Ю. Шмидту, исключается. В гипотезе Шмидта имеются некоторые слабо разработан¬ ные положения: 1) гипотеза мало касается вопросов эволюции Солнца и других звезд; 2) многие ученые полагают, что перво¬ начальное облако межзвездной материи, вероятнее всего, было не метеоритным, а газовым; захват материи Солнцем невозмо¬ жен; 3) имеются мнения, что и метеориты образовались в ре¬ зультате распада какой-то планеты, а не наоборот (планеты образовались из метеоритов); 4) в осадочных породах древних геологических эпох не встречаются ископаемые метеориты. Гипотеза Фесенкова. В. Г. Фесенков склоняется к мысли, что, поскольку возраст Солнца близок к астрономическому воз¬ расту Земли, допустимо считать, что Солнце и окружающие его планеты образовались одновременно и что это единый процесс происхождения звездной системы из одной и той же исходной среды — некой газово-пылевой туманности (рис. 1.5). Внутрен¬ ние части уплотнения послужили материалом для образования Солнца, внешние — для образования других планет Солнечной системы. Земля возникла сразу во всей массе, а не «собира¬ лась» из отдельных частиц. К сожалению, гипотеза Фесенкова не в состоянии объяс¬ нить, почему около 90 % массы Солнца состоит из самых легких элементов — водорода и гелия, а на Земле этих элементов ничтожно мало. Если планеты образовались из солнечного вы¬ ступа, то неясно происхождение силы, которая потом отодви- яула планеты на огромные расстояния от Солнца. 13
Достижения науки убеж¬ дают в том, что Земля была первоначально холодной, но постепенно разогревалась вследствие распада радио¬ активных элементов в ее недрах. Полагают, что теп¬ лоты радиоактивного рас¬ пада вполне достаточно для поддержания в недрах Зем¬ ли сравнительно высоких температур. Тепловая энер¬ гия выделяется и при грави¬ тационном сжатии вещества Земли, при химических ре¬ акциях, при кристаллизации обособленных магматиче¬ ских очагов. При современ¬ ных знаниях неправильно считать теплоту Земли оста¬ точной, унаследованной, а Землю — равномерно остывающим телом. Современные энер¬ гетические свойства Земля не просто унаследовала, но в извест¬ ных пределах их еще видоизменила. Эти свойства возникли, развивались и развиваются вместе с эволюцией Земли. Рассмотрев современные гипотезы о происхождении, эволю¬ ции и строении Земли, мы убеждаемся, что Земля в действи¬ тельности не центр Вселенной, она сравнительно очень малень¬ кое небесное тело, каких во Вселенной бесчисленное множество. Многочисленные факты убеждают ученых, что звезды возникают и в настоящее время. Земля и другие планеты появились не сразу — не одновременно, а в разные периоды. Эти факты, а так¬ же большие успехи в освоении космоса обогащают геологию новыми данными. КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ. 1. Задачи геологии в сельском хозяйстве. 2. Значение материалов, получаемых из космоса, о составе, строении Земли и планет. 3. Что такое метеориты? Какова их роль в изучении химического состава Земли? 4. Из чего состоят каменные метеориты? 5. Приведите ос¬ новные гипотезы происхождения Земли. Глава 2. СТРОЕНИЕ, СОСТАВ И ВОЗРАСТ ЗЕМЛИ 2.1. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ Планета Земля — наш дом — «круглый корабль», где мы живем. Знание форм, размеров, строения Земли помогает лучше- использовать ее богатства для нужд человечества.
Земля, как и другие планеты Солнеч¬ ной системы, имеет шарообразную фор¬ му, несколько сплюснутую в полюсах (рис. 2.1). Такой шар, сплюснутый в по¬ люсах, называют геоидом. Изучая Землю, учитывают не только ее сплю¬ щенность, но и неоднородность верти¬ кального и горизонтального строения, асимметричность, а также и положение в системе Солнце—Земля. Планета Земля — трудный объект для изучения, так как 3/4 ее поверхности покрыто водой (Мировой океан) и скры¬ то от непосредственных наблюдений. В ее недрах — на больших глубинах очень высокие температура и давление, что также затрудняет .исследования путем прямых наблюдений (2, 3, 5, 8, 27]. Основные данные о Земле (см. рис. 2.1): экваториальный радиус полярный радиус поверхность Земли объем Земли масса Земли масса гидросферы масса биосферы средняя плотность Земли средняя плотность поверхностных пород количество воды в морях количество льда «а Земле количество воды в реках, озерах *2.2. СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ Планета Земля, как и другие планеты Солнечной системы, имеет этажное ярусно-оболочечное строение (рис. 2.2) и состоит из нескольких неоднородных геосфер. Различают внешние гео¬ сферы — атмосфера, гидросфера — и внутренние — земная кора, мантия и ядро. Все оболочки Земли находятся в сложном взаи¬ модействии. Биосфера. Это особая оболочка нашей Земли, пространство, пленка жизни. Толщина ее невелика — около 30 км (табл. 2.1). Особенностью биосферы является то, что она пронизывает три сферы Земли: проникает в атмосферу на высоту примерно 12... 16 км (см. рис. 2.1), захватывает всю гидросферу (11 км) и распространяется на верхнюю часть земной коры примерно эда 3...4 км. Масса биосферы — 5-1012 т. 6378,2 км* 6356,8 км 510 млн км2 1,08-1012 км3 5,975-1027 т 1,4-М18 т 5,0-il012 т 5,52 г/см3 2,7...2,8 г/см3 1370 млн км3 29 млн км3 0,75 млн км3 Рис. 2.1 Форма зем¬ ного шара 15
Рис. 2.2. Ярусное строение Земли по В. И. Вернадскому: 1 — литосфера; 2 — гидросфера (Мировой океан); 3 — ядро; 4 — гранитная оболочка («былые» биосферы); 5 — мантия Важнейшими чертами биосферы В. И. Вернадский считал: 1) существование живого вещества в форме микроорганизмов, растений и животных; 2) тесную связь живого вещества с окру¬ жающей средой; 3) постоянный материально-энергетический об¬ мен ее с космосом; 4) подвижное, динамическое равновесие. Под действием живого вещества совершаются самые разно¬ образные процессы на Земле — геохимические, атмосферные, гидрологические, почвенные. В результате жизнедеятельности живых существ и их взаимодействия с окружающей средой на¬ капливаются кислород и углекислый газ, устанавливается опре¬ деленное соотношение их в атмосфере, образуется почвенный
2.1. Общие данные о физическом и химическом составе оболочек Земли (по М. Дж. Брэдшоу, Б. Мейсону, с дополнениями автора) Масса Состав, % Оболо чка Средняя мощность. Средняя плот¬ ность, % Si 2 ч км г/см8’ •10*7 т N Н С О и о 2 Биосфера 30 Атмосфера 300 Гидросфера 3,8 (океаны) Земная кора 30 Мантия 2870 Ядро 3471 Земля (вся) 6371 1,00 — — 0,0013 0,000005 0,000 1,03 1,03 0,024 2,80 0,043 0,7 4,50 4,054 67,8 10,70 1,876 31,5 5,52 5,52 100,0 1 60 8 30 — — 76 2 — 21 — — 66 66 — 33 — — з 60 20 — 54 14 29 100 покров, увеличивается содержание гумуса, минеральных (золь¬ ных) элементов в верхних горизонтах почв, формируются био¬ генные горные породы и, наконец, промышленные залежи мно¬ гих полезных ископаемых: торфа, сапропеля, горючих сланцев,, угля, горючих газов, нефти и т. д. Почвенный покров формирует самую верхнюю, очень незна¬ чительную часть литосферы — педосферу. Именно педосфе- ра обеспечивает существование жизни на Земле. Благодаря поч¬ вам совершается большой и малый биологические круговороты веществ. Педосфера регулирует химический состав атмосферы и гидросферы. С помощью почвенных горизонтов удерживаются в атмосфере газообразные элементы, поступающие из глубин Земли — земной коры и верхней мантии. Почвы сохраняют хими¬ ческие вещества, в том числе водород, ограничивая их уход в космическое пространство. Почвенный покров, имеющий по сравнению с горными поро¬ дами ничтожную мощность — всего 30... 180 см (верхний раздел в каменной оболочке), первый принимает и пропускает через себя многочисленные химические элементы и вещества, участвуя в их круговороте [19]. Элементарный состав органического ве¬ щества биосферы приведен в таблице 2.2. Роль организмов как концентраторов некоторых химических элементов весьма значительна. Достаточно вспомнить содержа¬ ние углерода в залежах торфа, угля, нефти; кальция и угле¬ рода— в известняках, меле; фосфора — в фосфоритах. Породо¬ образующее значение таких животных организмов, как кораллы, фораминиферы, плеченогие, головоногие моллюски и другие, огромное. Велика также роль животных и растений в образо¬ вании почв, горных пород и различных полезных ископаемых. В учении В. И. Вернадского о биосфере говорится, что эта 2 Заказ № 985 1Г
2.2. Элементарный состав органического вещества биосферы, % массы (по А. П. Виноградову) Объект Почвенный гумус Растения суши Фитопланктон моря Зоопланктон моря Органическое вещество Азовского моря 56 36 4,5 3,5 54 37 6,0 2,75 45 45 7,0 3,0 50 32 8,0 10,0 58,6 28,7 7,0 5,7 оболочка Земли вступает в новое эволюционное состояние — в век Разума, Мысли и Труда, то есть превращается в ноосфе¬ ру [27]. Атмосфера. Это газообразная оболочка Земли (см. табл. 2.1). Атмосферный воздух в приземных слоях состоит из азота — 78,08%, кислорода — 20,95, аргона — 0,93, углекислоты — 0,045 и других газов — 0,01 %. Газы, содержащиеся в воздухе, совершают круговорот: поглощаются из воздуха растениями и животными, снова поступают в воздух, воду или горные породы. Большая часть массы атмосферы (9/10) сосредоточена в слое 0...16 км (см. рис. 2.2), называемом тропосферой. Этот слой вращается вместе с Землей. Вышележащие слои — мезо-, термо- и экосфера — отличаются от тропосферы главным образом по температуре. До высоты 12000 м на каждые 1000 м темпера¬ тура атмосферы понижается в среднем на 6°С. Уровень 12 000 м называют тропопаузой. На этом уровне температура атмо¬ сферы составляет около минус 50...60°С. Выше тропопаузы до высоты 50 км (мезосфера) температура атмосферы повышается и далее снова понижается. В тропосфере возможно выделение определенных воздушных масс — больших объемов воздуха, сравнительно однородных по температуре, давлению, плотности и влажности. Эти воздушные массы весьма динамичны: постоянно перемешиваются и транс¬ формируются, изменяя свои физические характеристики и при- лося с собой перемену погодных условий. Из-за перепадов давления воздушные массы постоянно на- •ходятся в движении, господствуют то западные ветры, то поляр¬ ные, то пассаты и ураганы. Водяной пар, содержащийся в воз¬ духе (его доля менее 1 % объема), служит источником дождей, поглощает солнечную радиацию и увеличивает плотность воз¬ духа. Из общего количества излучения, испускаемого Солнцем в сторону Земли, 69 % расходуется на нагревание атмосферы, ■поверхности материков и океанов, а около 31 % отражается и возвращается в космическое пространство. 38
Воздушные массы контактируют в зонах атмосферных фрон¬ тов— пограничных слоев. В пределах этих слоев зарождаются огромные вихревые движения воздуха — циклоны и антицик¬ лоны. Поскольку в воздухе содержатся механические фракции ве¬ ществ, газы, сжигаемое минеральное топливо, промышленные дымы, вулканические выделения — сернистый газ, хлор, его вих¬ ревые движения (ветер) являются не только фактором миграции тепла, влаги, веществ, но и мощным источником техногенного загрязнения. Так как антициклоны и циклоны вызывают опре¬ деленную погоду (сухую жаркую или холодную дождливую), их изучают и прогнозируют. Гидросфера. Это прерывистая оболочка земного шара, пред¬ ставляющая собой совокупность океанов, морей, ледяных по¬ кровов, озер и рек (см. табл. 2.1 и 2.3). Включать подземные 2.3. Распределение водных масс в пределах гидросферы Земли (данные А. Полдерварта) Масса Форма нахождения воды Объем, 10 е км3 общая, •1015 т % общей массы гидросферы Океаны и моря Лед Озера и реки Литосфера 1370.0 220.0 0,5 196,0 1420.0 22,0 0,5 201.0 86,48 1,33 0,03 12,16 воды в гидросферу не следует, так как они содержатся в горных: породах и наравне с минералами, газами являются неотъемле¬ мой частью твердой оболочки Земли. Средняя температура вод океана — 4°С, глубинных вод — 1...2,5°С. Мировой океан — в среднем холодный. В нем выде¬ ляют: верхний теплый слой — несколько сот метров — и холод¬ ный, охватывающий основную массу воды. Громадное значение для климата имеет непрерывное движе¬ ние вод Мирового океана, в частности морские течения, при¬ ливы и отливы, волнения, создающие сложные явления переме¬ шивания вод — турбулентное и конвективное движение. Водный баланс Земли — большой гидрологический цикл — выглядит следующим образом (табл. 2.4). В гидрологическом цикле выделяют три основных звена: материковое, океаническое и атмосферное, — которые рассмат¬ ривают в специальных курсах. Химический состав вод гидросферы различен. Средняя мине¬ рализация вод рек составляет всего 89 мг/л, морей —3500 мг/л. 2* 19
12.4. Водный баланс Земли Регион Площадь, млн км* Осадки Испарение Сток-приток в океан мм • Ю12 м» мм •10“ м* мм 10» м» Земной шар 510 1130 577 изо 577 Мировой океан 361 1270 458 1400 505 130 47 Суша 149 800 119 485 72 315 47 По анионному составу воды рек — гидрокарбонатные (НС03> >S04>C1), а морей — хлоридные (С1>304>НС0з). Земная кора (см. табл. 2.1). В земной коре по геофизическим данным можно выделить три основных слоя: 1) осадочный — со¬ стоит из мягких слоистых пород, скорость прохождения сейсми¬ ческих волн v до 5,5 км/с; 2) «гранитный» — плотнее осадочного, у = 5,5...6,5 км/с; 3) «базальтовый» — очень плотный, v = =6,5...7,4 км/с. В осадочный слой включают и вулкано-осадочные породы, то есть породы промежуточного состава между обломочными и вулканогенными (пирокластическими). Названия «гранитный слой» и «базальтовый слой» употреб¬ ляются для обозначения двух основных горизонтов земной коры. В дальнейшем в учебнике эти названия будут приводиться без кавычек, но об их условности надо помнить. Об условности, гипотетичности представлений о строении мантии и особенно ядра нельзя забывать и при рассмотрении принципиальных вопросов. Научная обработка результатов бурения сверхглубо¬ кой скважины на Кольском полуострове показала необходи¬ мость более осторожного подхода к интерпретации многочислен¬ ных геофизических параметров. Строение земной коры изображено на рисунке 2.3, а сред¬ ний химический состав приведен в таблице 2.5. Различают несколько типов земной коры: континентальный (более изученный) — состоит из трех главных слоев — осадоч¬ ного, гранитного и базальтового; океанический — состоит из оса¬ дочного и базальтового слоев, гранитный слой не встречен; про¬ межуточный, или субконтинентальный, — выделяется в подвод¬ ных окраинах материков. Особенностью субконтинентального типа является сильное сокращение гранитного слоя, который сменяется слоем осадков разнообразной мощности, снесенных с суши. Осадочный слой слагают продукты разрушения различных кристаллических — магматических и метаморфических — пород (пески, глины, карбонатные породы), снесенных в море. К ним 20
Рис. 2.3. Строение наружной сферы Земли — земной коры: / — гидросфера; 2 — осадочные породы, плотность 4—1,8... 2,6 г/см*, скорость распро¬ странения продольных волн и—1 ... 4 км/с; 3 — гранитный слой, d—2,5 ...2,75 г/см», »«=5 ... 6 км/с; 4 — базальтовый слой, d—2,75 ... 3 г/см*, о—6,1 ... 7,4 км/с; 5 — магматиче¬ ские очаги; 5— верхняя мантия (подкоровый субстрат), d—3,1 ...3,3 г/см#, i>-7,8 км/с 2.5. Средний химический состав земной коры (В. В. Добровольский, 1980) Оксиды Содержание веществ, % г,по Ф. Кларку (1924 г.) по А. П. Ви¬ ноградову (1962 г.) по А. Полдерватеру (1955 г.) по А. Б. Ронову и А. А. Ярошевскому (1967 г.) в конти¬ в земной в конти¬ в земной ненталь¬ коре ненталь¬ коре ной коре в целом ной коре в целом Si02 60,3 63,4 ТЮ2 1,0 0,7 А120з 15,6 15,3 ИегОз 3,2 2,5 FeO 3,8 3,7 MgO 3,5 3,1 CaO 5,2 4,6 Na20 3,8 3,4 K2O 3,2 3,0 P2O3 0,3 0,2 .2 100,0 59,4 55,2 61,9 59,3 1,2 1,6 0,8 0,9 15,5 15,3 15,6 15,9 2,3 2,8 2,6 2,5 5,0 5,8 3,9 4,5 4,2 5,2 3,1 4,0 6,7 8,8 5,7 7,2 3,1 2,9 3,1 3,0 2,3 1,9 2,9 2,4 0,2 0,3 0,3 0,2
причисляют и вулкано-осадочные породы. Породы этого слой обладают четко выраженной слоистостью и содержат окаме¬ нелости. Мощность осадочного слоя, или «осадочного чехла», весьма мала и неодинакова: на щитах древних платформ — 5...20 м; в центральных частях платформ, в шельфовых зонах океана — 50...100; в глубоких платформенных прогибах—10000...30000 м. Гранитный слой состоит из светлых плотных пород кристал¬ лического строения с кварцем, полевыми шпатами и роговой обманкой. Полагают, что только самая верхняя часть гранит¬ ного слоя представлена гранитами, а в основном в пределах его залегают сильнометаморфизованные горные породы — серые гнейсы, сланцы и амфиболиты. Мощность этого слоя в среднем составляет 35 ООО м. Базальтовый слой слагают черные, темные, наиболее плот¬ ные породы без кварца — базальты, габбро. Мощность их еще не выяснена. Осадочный и гранитный слои имеют прерывистое залегание. Они практически изучены геологами с помощью прямых мето¬ дов. Базальтовый слой еще не исследован. Граница между оса¬ дочным и гранитным слоями прослеживается четко, а между гранитным и базальтовым — плохо. Результаты научной обработки данных бурения сверхглубо¬ кой Кольской скважины во многом оказались неожиданными. Мощность вулкано-осадочного слоя в ней составила 6800 м вместо 4700 м по проекту (рис. 2.4). Поверхность Конрада — граница между гранитным и базальтовым слоями — вскрыта не была, так как и на глубине 12 000 м скважина не вышла из гранитов. Некоторый скачок в распространении сейсмических волн на глубине 3000 м оказался связан не с переходом гра¬ нитного слоя к базальтовому, а с тем, что породы на этой глу¬ бине оказались разуплотнены?! Это новое явление в науке, требующее расшифровки. По разрезу скважины с глубины 6800 м и до ее дна (12 000 м) скорость распространения про¬ дольных волн изменялась в пределах только от 6,1 до 6,4 км/с. Ожидаемый по проекту покров вулкано-осадочных пород не обнаружен. В результате камерального изучения установлен возраст пер¬ вого слоя пород — нижний протерозой (абсолютный возраст около 2,0...1,7 млрд. лет), второго слоя (серые гнейсы) — архей [27]. В океанах, по материалам американской экспедиции «Челенд- жер», под осадочным слоем залегают океанические базальты, а ниже их — габбро, имеющие тот же химический состав, что и базальты, но застывшие на глубине. В зонах так называемых рифтовых долин — в осевых частях срединно-океанических 22
6 'Рис. 2.4. Строение земной коры и литосферы: 1 — поверхность Мохо; 2 — уровень компенсации; 3, 4 и 5 —- осадочный, гранитный и ба¬ зальтовый слои; 6 — верхняя мантия; 7 — астеносфера хребтов — обнаружен мощный тепловой поток из недр и в на¬ стоящее время происходит процесс образования коры океаниче¬ ского типа. Именно в этих участках концентрируются очаги многочисленных сильных землетрясений и вулканической дея¬ тельности. При излиянии на поверхность лав и интенсивной их дега¬ зации образуются излившиеся (эффузивные) основные породы земной коры — базальты, а при застывании лав на глубине — более кислые граниты, габбро и некоторые другие породы. В базальтах обычно содержатся такие минералы, как пла¬ гиоклазы, пироксены, оливины. Различают два основных типа базальтов — толеитовые, несколько перенасыщенные кремнезе¬ мом, и щелочные, недонасыщенные им. По своему составу толеитовые базальты, по-видимому, наилучшим образом отра¬ жают состав верхней мантии в областях проявления магмати¬ ческой деятельности. По сравнению с базальтами граниты содержат больше крем¬ незема и меньше железа и магния. В их составе преобладают нолевые шпаты, водные алюмосиликаты (слюды) и кварц, пред-
ставляющий собой кристалли¬ ческие модификации (гексаго¬ нальную и тригональную) кремнезема. Породы, залегающие ниже поверхности Мохо (условно на материках расположена на глубине 30...60 км, под дном океана — на глубине 5... 10км), называют мантией (см. рис. 2.4). До сих пор достовер¬ ных материалов о составе этих пор на контактах не по¬ лучено. Мантия. Это самая мощная (около 3400 км) оболочка Земли (см. табл. 2.1). Изуче¬ ние скоростей распростране¬ ния сейсмических волн позво¬ лило выделить в мантии ряд зон (рис. 2.5): верхнюю ман¬ тию (зона В — ее верхний слой часто называют субстратом), среднюю мантию (зона С) и нижнюю мантию (зона D). Вместе с земной корой суб¬ страт образует литосфе¬ ру— самую жесткую оболочку Земли, ниже которой нахо¬ дится близкий к расплавлению слой пониженной прочности — астеносфера. Нижняя граница астеносферы лежит на глу¬ бине 250...350 км (?), а верхняя граница ближе всего подходит к поверхностс Земли под осями срединно-океанических хребтов, то есть расположена на глубине 5...10 км. Какое положение астеносфера занимает в верхней мантии — прерывисто залегает или повсеместно — окончательно не решено. В зоне В кварц (ЭЮг) последовательно переходит в струк¬ туры коэсита и стишовита — минерала, который на 62% плот¬ нее обычного кварца [3, 8]. Пироксены на глубине около 70 км кристаллизируются в ортопироксены и в присутствии оксида алюминия (АЬОз), глинозема и корунда переходят в гранаты, а оливин (предположительно входящий в вещество верхней мантии на границе зон В и С — 400...420 км) в результате фазо¬ вого перехода перестраивается в структуру модифицированной шпинели. В зоне С (ее еще называют «слоем Галицина») скорость распространения сейсмических волн возрастает с 8 до 12 км/с Рис. 2.5. Геосферы Земли, выделя¬ емые по скоростям распростране¬ ния продольных сейсмических волн: / — земная кора; 2 — мантия; 3 — ядро 24
на глубине около 1000 км, где намечается зона D. В средней мантии, начиная с глубины 700 км, предположительно есть еще один фазовый переход от зоны шпинели к зоне перовскита — минерала, обладающего четко выраженной спайностью по кубу, то есть особенно плотной кубической упаковкой. В зоне D скорость распространения сейсмических волн про¬ должает расти (до 13 км/с) до глубины примерно 3000 км. Ядро (см. табл. 2.1). Имеет радиус примерно 1250 км. По своему составу оно, очевидно, близко к железным метеоритам и представлено железоникелевым сплавом (сокращенно назы¬ ваемым «нифе») — примерно 89 % Fe> 7 % Ni, 4 % FeS. Железоникелевому составу ядра отвечают две'наиболее убе¬ дительные гипотезы относительно его образования: путем вы¬ деления из силикатного расплава в процессе гравитационной дифференциации примерно однородной по составу ранней «Зем¬ ли» либо в результате гетерогенной конденсации твердых фаз в протопланетном облаке. В первом случае предполагаемая обстановка формирования ядра напоминает хорошо известный процесс плавления железа в доменных печах: доведенное до металлического состояния железо опускается на дно, образуя плотную жидкую фазу, а остающиеся более легкие силикаты всплывают к поверхности в виде шлака. Во втором случае (гипотеза, развиваемая А. П. Виноградовым) речь идет об идеи о металлосиликатном фракционировании первичного вещества и образовании различного класса метеоритов. Металлические частицы легче объединяются в компактные массы, чем силикат¬ ные, и образуют в массе тела метеоритных размеров, которые могли служить зародышами будущих планет. С началом кон¬ денсации протопланетного облака из него в твердой фазе в пер¬ вую очередь выделяется никелистое железо (при температуре 1460 °С), затем магнезиальные силикаты — форстерит, энста- тит), а потом различные низкотемпературные конденсаты (маг¬ нетит, троилит) и др. В зависимости от скорости распространения сейсмических волн ядро также делят на две зоны: Е — внешнее ядро и G — внутреннее ядро (см. рис. 2.5). В зоне Е скорости распростра¬ нения продольных сейсмических волн уменьшаются с 13 до 8 км/с, а поперечные волны через этот слой не проходят совсем. 2.3. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ЗЕМЛИ Внимание географов уже давно привлекала асимметрич¬ ность строения Земли — распределение суши и океана (рис. 2.6). В Северном полушарии на сушу приходится только 29 % поверхности, или 0,4 млн км2. В Южном полушарии водой занято 71 % поверхности, или 3,8 млн. км2. В Северном полу¬ 25
с Рис. 2 6 Полярная асимметрия суши и океана (поширотное распределение су¬ ши и моря на поверхности Земли по Г. Н. Каттерфельду и Л. П Шубаеву): I — суша, 2 — море. Площадь суши и моря дана в миллионах квадратных километров шарии на широтах 60...50° (Ленинград—Харьков) площадь суши составляет 14,6...16,5 млн. км2, а в Южном — только 1 ...0,2. Рельеф планеты очень неровен (рис. 2.7). Высота высочай¬ шей вершины на Земле — Джомолунгмы — достигает 8848 м, а глубина глубочайшей впадины — Марианского желоба — со¬ ставляет более 11 км. Земля обладает сильным гравитационным полем (притяжение), что дает возможность ей удерживать вокруг себя мощный газовый слой — атмосферу. Наличие гидросферы и уда¬ ленность Земли от Солнца на расстояние около 145...252 млн. км обусловливают жизнь на ней. Температура атмосферы вблизи поверхности Земли колеблется всего от минус 88 до плюс 58 °С. Воздействие солнечного излучения на атмосферу приводит к формированию определенного климата и погоды. Источники теп¬ ловой энергии Земли многочисленны: помимо Солнца, это энер¬ гия, возникающая при вращении планеты, — так называемая ротационная теплота, энергия, выделяющая при радиоактивном распаде химических элементов (радиогенная теплота), и энер¬ 26
гия, выделяющая при текто¬ нических процессах. Види¬ мо, значительна и роль теп¬ лоты, получаемой Землей при контракции — сокраще¬ нии радиуса, при этом гра¬ витационная энергия в про¬ цессе эволюции и развития планеты преобразуется в тепловую. Геохимики выде¬ ляют также тепловую энер¬ гию, выделяющуюся при различных химических ре¬ акциях, кристаллизации ми¬ нералов. В земной коре по температурному режиму выделяют три пояса: гелиотермический — породы получают тепло от Солнца, геотермический — тепло недр — и пограничный — пояс постоян¬ ной температуры, ниже которого температура по определенным законам неуклонно растет. Солнечное тепло проникает в земную кору примерно до глубины 20...25 м. Роль солнечных лучей для плодородия почв, жизни живот¬ ных и человека огромна. Верхний слой земной коры в пределах двух десятков метров испытывает суточные и сезонные колеба¬ ния температуры. Слой горных пород, до которого наблюдаются годовые колебания температуры, называют поясом посто¬ янной температуры. Температура этого пояса опреде¬ ляется среднегодовой температурой воздуха данной местности: для Москвы, например, она равна плюс 3,6 °С и устанавливается на глубине 25 м. Обширные участки земной коры сложены многолетнемерз¬ лыми породами. В них длительное время сохраняется отрица¬ тельная среднегодовая температура и горные породы содержат прослои льда. Нарастание температуры в глубину называют геотерми¬ ческим градиентом, а то число метров, на которое надо погрузиться, чтобы получить прирост температуры на 1 °С,— геотермической ступенью. Геотермическая ступень колеблется в значительных пределах и, как показали наблюде¬ ния, зависит от ряда местных причин: теплопроводности горных пород, различного рода гидрохимических процессов, характера залегания горных пород, рельефа местности. В среднем для оса¬ дочных пород земного шара геотермическую ступень принимают равной 33 м. В Европе геотермическая ступень изменяется от 28 до 36 м, ъ США — от 35 до 45, в СССР — от 12 до 112,5 м (табл. 2.6). I I 1- *-■ { Суша \2000rt- cpt •Море здняя высота гор 200м-сред- няя высот \\средняя глубина океане _ \ том : континен¬ та I ' ч 2оо зоо т Площадь земной поверхности, млнкм2 Рис 2 7 Гипсометрическая кривая 27
2.6. Средние геотермические ступени и градиенты для различных, районов СССР (осадочные породы) Район В интервале 100...1000 м Район В интервале 100. . .1000 м средняя геотерми¬ ческая ступень, м средний геотерми¬ ческий градиент, °С средняя геотерми¬ ческая ступень, м средний геотерми¬ ческий градиент, °С Северный Кавказ 12,0 8,3 Донбасс 32,2 3,1 (Грозный) Западная Украина 42,9 2,3 Западный Кавказ 25,1 4,0 Самарская Лука 64,3 1,6 Апшеронский по¬ 27,4 3,6 Башкирия 82,6 1,2 луостров Белоруссия 86,5 1,2 Пониженные значения температур наблюдаются на Русской равнине в европейской части СССР, где на глубине 1000 м тем¬ пература в основном изменяется в пределах 18...20°С, а геотер¬ мические градиенты — от 1,2 до 30 2С на каждые 100 км. В Москве на глубине 1000 м температура колеблется в преде¬ лах 27,5...70°С, а средний геотермический градиент в интервале глубин 100... 1000 м изменяется от 2,9 до 5,12С на каждые 100 м. В Восточной Сибири геотермический градиент на этой же глу¬ бине составляет от 10,1 до 29,0 °С. Фактические температуры, замеренные в глубоких скважи¬ нах, следующие: в районе Краснодара на глубине 2868 м — 110,5°С, на Керченском полуострове на глубине 2900 м—100, в Прикаспии под Гурьевом на глубине 3000 м—108°С. В це¬ лом на Северном Кавказе на глубине 2500...3000 м температуры составляют 140...170 °С. В США наиболее высокие температуры обнаружены в скважине Юниверента на глубине 7724 м — 181 °С, в скважине Монгомера на глубине 7136 м — 244 °С. Интересны для распределения температур в земной коре континентального типа наблюдения в сверхглубокой Кольской скважине. Темпе¬ ратуры в древнем Кольском массиве оказались много выше предполагаемых: до глубины 3000 м геотермический градиент возрастал на 1°С на каждые 100 м, ниже этой глубины — уже на 2,5 °С на каждые 100 м, а на глубине 12000 м температура достигла 180 °С. Вулканологи установили, что в зонах плавления горных по¬ род— потоках лав на поверхности вблизи кратеров вулканов Камчатки температура составляет 1100...1200°С, Нирагонка (Африка) —1010, Калифорнийских (США)—750, Гавайских ((Килауа) — около 980 °С [24]. 28
Средние (осредненные) значения геотермической ступени? для древних кристаллических массивов — более 100 м, платфор¬ мы— 30...80, областей новейшего вулканизма — 5...20 м. Одним из характерных физических свойств Земли является магнетизм. Под магнетизмом понимают совокупность свойств и явлений, обусловленных особым взаимодействием магнитных тел, при котором свободновращающаяся магнитная стрелка од¬ ним концом поворачивается на север, а другим — на юг. Земля^в первом приближении представляет собой магнитный: стержень, так называемый диполь, концы которого имеют про¬ тивоположные магнитные полюса. Ось диполя на 11,5° откло¬ няется от оси вращения Земли. У Земли, как у всякого магнита, есть магнитная ось и два магнитных полюса: северный и южный. Геомагнитные полюса не совпадают с географическими. Положение их из года в год меняется, хотя они и расположены близко друг от друга. На магнитном экваторе магнитная стрелка устанавливается вертикально, ее наклонение равно нулю. Точки вблизи полюсов,, где магнитная стрелка показывает ноль, называют магнит¬ ным полюсом. Различают магнитное наклонение — угол, образуе¬ мый магнитной стрелкой и плоскостью меридиана, и магнит¬ ный меридиан — кривая линия, проведенная в направлении магнитной стрелки, почти всегда не совпадающая с географи¬ ческим (истинным) меридианом. Угол, образованный плоскостя¬ ми магнитного и географического меридианов и измеряемый в. градусах, называют магнитным склонением. Земной магнетизм вызван существованием в Земле электри¬ ческих токов. Магнитные аномалии обусловлены неоднородным геологическим строением верхней части твердой оболочки Зем¬ ли (часто эти отклонения связаны с залежами магнитного же¬ лезняка). Иногда в сейсмических областях они наблюдаются перед землетрясением. Случайные неправильные возмущения элементов земного магнетизма называют магнитными бу¬ рями. Полагают, что магнитные бури достигают наибольшего развития в годы максимума солнечных пятен. Магнитное поле характеризуется напряженностью (А/м).. Прослежено, что напряженность магнитного поля Земли уве¬ личивается с широтой. Изменения магнитного поля Земли подразделяют на гло¬ бальные (мировые), региональные и локальные, или аномалии. Некоторые из них используют в качестве поисковых критериев, главным образом магнетитовых железных руд. В одном из районов Курской магнитной аномалии напряженность магнит¬ ного поля в 4 раза превышает нормальную. 29*
2.4. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ СТРОЕНИЯ ЗЕМЛИ Строение Земли и ее вещественный состав изучают, исполь¬ зуя ряд методов: прямых — непосредственный, часто визуаль¬ ный осмотр, анализ проб образцов пород, газов и вод — и кос¬ венных, основанных на применении различных, иногда довольно сложных, приборов. Огромную роль в изучении строения Земли играет так назы¬ ваемая космическая информация — спутниковые наблюдения, наблюдения, осуществляемые специальными самолетами, верто¬ летами. Для изучения поверхности Земли, дна и поверхности Миро¬ вого океана, планет Солнечной системы в настоящее время широко применяют методы дистанционного зондирования — аэрокосмосъемки (описаны ниже). Прямые методы в геологии — это исследование горных по¬ род (с микроскопом и без микроскопа, а в общей геологии при геологических съемках) в естественных выходах на поверх¬ ность— обнажениях в долинах рек, искусственных горных вы¬ работках— скважинах, карьерах, шахтах, рудниках. Особенно широко в геологии практикуется закладка различных буровых скважин. Косвенные методы широко применяют для изучения внутрен¬ них, глубоких частей Земли. Большое распространение полу¬ чили геофизические методы, и в первую очередь наблюдения за скоростью распространения сейсмических волн, образую¬ щихся в результате искусственных взрывов, а иногда и земле¬ трясений. Для осуществления этих наблюдений организованы специальные учреждения — сейсмические станции, которые по особой программе мониторинга изучают геофизическую жизнь Земли. В твердых телах от очага (места) взрыва распространяются особые колебания — упругие волны, которые регистрируются приборами — сейсмографами (рис. 2.8). Луч света 4 из маят¬ ника падает на вращающийся барабан 5. При деформациях — сотрясениях почвы — барабан 5 колеблется вместе со стани¬ ной 6, в результате чего луч света вычерчивает на фотобумаге волнистую линию — сейсмограмму (рис. 2.9). Сейсмографы могут быть различной конструкции, но все они фиксируют главнейшие характеристики сейсмических волн — амплитуду, длину, период и скорость распространения. Среди сейсмических волн выделяют: продольные, или первичные, Р, которые представляют собой 'чередование сжатия и растяжения вещества в направлении рас¬ пространения волн; поперечные, или вторичные, S — представляют собой чере¬ .30
Рис. 2 8. Принципиальная схема сей¬ смографа: 1 — неподвижный маятник; 2 — пружина; 3 — металлический кронштейн, закреплен¬ ный в твердой горной породе; 4 — луч све¬ та из маятника; 5 — вращающийся бара¬ бан, обтянутый фотобумагой; 6 — станина, с помощью которой барабан закреплен в породе Рис. 2.9. Сейсмограмма: Р, S и L — сейсмические волны: соответ-^ ственно продольные (или первичные), по« перечные (или вторичные) и поверхности ные дующиеся сдвиги в направлении, перпендикулярном распрост¬ ранению волн; поверхностные L — хотя и проявляются в записи с большей силой, чем другие, но распространяются только в приповерх¬ ностных частях земной коры. Поперечные волны не распространяются в жидкостях. Таким, образом, если через вещество проходят все типы волн, то это» свидетельствует о том, что оно твердое. Скорость распространения сейсмических волн увеличивает¬ ся с возрастанием плотности ве¬ ществ. При резком изменении плотности пород, при их неодно¬ родности скорость распростране¬ ния сейсмических волн резко — скачкообразно — меняется, об¬ разуются особые разделы — по¬ верхностности. Геофизиками и геологами ус¬ тановлено несколько резких гра¬ ниц — разделов скачкообразно¬ го изменения скоростей распро¬ странения сейсмических волн. Упругие волны, вызываемые землетрясением, используют для выяснения внутреннего строения Земли (рис. 2.10). С помощью сейсмических волн подтверждено мнение о том, что Земля со- Земная кора Рис. 210 Использование упругих: волн, вызываемых землетрясения¬ ми, для выяснения внутреннего строения Земли: 1 — эпицентр землетрясения; 2 — фа» кус (очаг) землетрясения; А ... Г — сейсмостанции 3»
•стоит из нескольких концентрических оболочек — геосфер: зем¬ ная кора — до глубины приблизительно 80 км, мантия — до глу¬ бины 2900 км, далее земное ядро. Такое же оболочечное строе¬ ние было обнаружено с помощью приборов и на планетах зем¬ ной группы — Марсе и Венере. 2.5. ОБЩЕЕ ОПИСАНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД Химические элементы, слагающие земную кору, находятся в разнообразных соединениях между собой. Эти соединения, обра¬ зовавшиеся в результате сложных природных процессов, назы¬ вают минералами. Минералы в земной коре распределены не беспорядочно. Они группируются и входят в некоторые естественные ассоциации, особые тела, называемые горными породами. По условиям образования все горные породы подразделяют на три группы: магматические, осадочные и метаморфические. Магматическими (изверженными) называют породы, образо¬ вавшиеся при застывании сложного силикатного расплава (маг¬ мы) в недрах Земли или на ее поверхности. Их подразделяют на породы внедрившиеся, или интрузивные, и породы, излив¬ шиеся на поверхность Земли, или эффузивные (табл. 2.7). Они 2.7. Магматические горные породы Содержа¬ ние SiO„ % Породы Главные минералы глубин¬ ные излив¬ шиеся темные светлые Степень кислот¬ ности Кислые 65...75 Гранит •Средние 52...65 Сиенит Основные 40...52 Диорит Габбро Ультра- основные 40 Перидо¬ тит Пирокси¬ лит Дунит Липарит Порфи¬ рит Андезит Базальт Слюда, иногда ро- Кварц, калие- говая обманка во-натриевый полевой шпат Роговая обманка Полевой шпат Авгит, плагиоклаз, Кальциевый роговая обманка плагиоклаз Оливин — Пироксен Роговая обманка имеют плотное и зернистое строение, состоят из силикатов и алюмосиликатов, не обладают слоистостью и не содержат от¬ печатков. Осадочными считают породы, возникшие в условиях поверх¬ ностной температуры и давления из продуктов разрушения лю- 32
бых пород, выпавших в осадок на поверхности Земли или на дне моря, без участия или при посредстве живых организмов. Их делят обычно на три генетические группы: обломочные, биогенные и хемогенные (табл. 2.8 и 2.9). Это в подавляющей части породы разного происхождения, представляющие собой продукты механического разрушения других пород, перемеще- 2.8. Осадочные горные породы Название породы Состав породы Условия генезиса Кристаллический Хемогенные породы Кальцит СаСОз Выпадают из растворов известняк различной концентрации Доломит Доломит CaMg(COs)2 Гипс CaS04*2H20 в озерах, морских лагу¬ Гипс, мелкозерни¬ нах, источниках стый алебастр Каменная соль Галит NaCl Кремень Кремень Si02 Известняк-раку¬ Биогенные породы Кальцит СаСОз Образуются в морской шечник среде, исходный матери¬ Мел То же ал: Мергель Кальцит СаСОз и глини¬ известковые раковины, Опока, диатомит, стые частицы остатки кораллов, кри- Опал БЮг-пНгО ноидей, известковых трепел водорослей 2.9. Обломочные горные породы известковые скелеты мельчайших однокле¬ точных организмов известковые скелеты мелких организмов и глина остатки мелких крем¬ нистых организмов, диатомовых водорос¬ лей Рыхлые породы Сцементированные породы Размеры облом¬ ков, мм обломки не- окатанные остроуголь¬ ные обломки окатанные округлые обломки неока- танные обломки окатан¬ ные, округлые 100 Глыбы Валуны Брекчия глыбовая Конгломерат 10... 100 Щебень Галька Брекчия » 1...10 Дресва Гравий Гравелит » 0,1... 1 Песок Песчаник 0,1...0,01 Лёсс (алеврит) Алевролит 0,01 Глина Аргилит з Заказ № 985 33
2.10. Метаморфические горные породы Название породы Исходная порода Главные минералы Гнейс Глина, песок, разные магмати- Полевой шпаг,, кварц,, ческие породы — гранит и др. роговая обманка слюда Кварцит Мрамор Слюдистые сланцы Глина Песок, песчаник Известняк Слюда Кварц Кальцит ния и переотложения их обломков. Они обладают слоистостью» содержат остатки окаменелостей. Осадочные породы, а иногда и верхний слой магматических пород являются почвообразующими породами, служат основа¬ нием и средой для строительства. Комплекс почвообразующих пород часто именуют техносферой, а иногда геологической средой. Метаморфическими называют магматические и осадочные породы, видоизмененные (перекристаллизовавшиеся) под влия¬ нием высокой температуры, большого давления и различных физико-химических условий (табл. 2.10). Они образуются при соприкосновении в земной коре осадочных и магматических по¬ род с расплавленной магмой. Такие породы обычно обладают зернистостью, четко выраженной слоистостью и содержат алю¬ мосиликаты и кальцит. Примерно до глубины 16 км соотношение между горными по¬ родами ориентировочно такое: 60 % —магматические, 32 — мета¬ морфические, 8%—осадочные. Отложения на поверхности Зем¬ ли на 75 % состоят из рыхлых слоистых пород морского проис¬ хождения. При помощи прямых и косвенных методов исследований уточнено геологическое строение приповерхностных слоев зем¬ ной коры и установлены границы раздела между слоистым оса¬ дочным слоем с отпечатками организмов и нижним («немым»), более плотным, массивным слоем, состоящим из магматических, метаморфических и вулкано-осадочных пород. Средняя мощ¬ ность магматических пород — 70000 м, осадочных — от 12000 м в прогибах, 400...500 м в океаническом дне до 5...10 м ка щитах древних платформ. По составу среди осадочных пород выделяют глины и глинистые сланцы (50%), пески и песчаники (23,6%), карбонатные породы (23,5%). Глины и глинистые породы за¬ легают, как правило, слоями, пластами. Для горных пород характерна трещиноватость. Геоло¬ ги различают следующие ее виды {14, 20]: глобальную тектони¬ ческую, нетектоническую, диагенетическую—морозобойнукх, ледниковую, усыхания и т. д. 34
Глобальной трещиноватостью называют горизонтальные перемещения геолопических тел на большие расстояния. Гигант¬ ские разломы, разрывы, по мнению геологов-мобилистов, в про¬ странстве связаны не с местными условиями, а с планетарными. Нетектонические трещины характеризуются тем, что не со¬ провождаются горизонтальным перемещением пород, сетки их полигональны, не выдержаны в направлениях на весьма корот¬ ких расстояниях, часто выклиниваются, ослабленные участки заполнены вещественным составом окружающих пород. Генезис этих пород объясняют различными процессами и стадиями осадкообразования — диагенеза. К диагенетическим трещинам относят трещины сокращения (усадки) и уплотнения, образующиеся в осадочных породах в процессе становления диагенеза, когда «тело», возникшее из осадка породы, полностью обезвоживается под влиянием выше¬ лежащих пород, становится более плотным. Морозобойные тре¬ щины образуются в результате сжатия верхних слоев горных пород при их сильном охлаждении. Этот процесс широко рас¬ пространен как в северных поясах СССР, так и в кристалличе¬ ских щитах умеренного климатического пояса. Трещины усыха¬ ния появляются при высыхании и уплотнении пропитанного водой глинистого или известкового ила (трещины в поймах рек, такыры). Глубина их несколько сантиметров; они могут быть прямыми, искривленными. По происхождению выделяют трещиноватость эндогенную, вызванную разнообразными глубинными процессами, и нетекто¬ ническую— экзогенную. Оба вида трещиноватости широко раз¬ виты во всех породах — магматических, осадочных и метамор¬ фических. Генезис тектонических трещин доказывают горизонтальные перемещения пород и объединения трещин в более или менее правильные геометрические сетки, тесная связь с характером деформаций, происходящих внутри пород. Классификаций трещин, отдельностей, разрывов очень мно¬ го. Существуют подразделения по генетическим, морфологиче¬ ским, геометрическим, литологическим признакам. Различают трещины сжатия, расширения, растяжения, скалывания. В горных районах интрузии гранитов часто рассекаются тре¬ щинами, параллельными плоскостям их контактов с вмещаю¬ щими породами, что обусловливает скалывание громадных изо¬ гнутых масоивов. Полагают, что это скалывание является при¬ чиной расширения пород, когда первоначальные причины сжа¬ тия были устранены. Для плотных магматических пород характерны вертикаль¬ ные трещины остывания, возникающие на поверхности земли при остывании лав. 35
Осадки,нч Рис. 2.11. Схема образования коры выветривания в условиях различных ланд¬ шафтных зон: / — тундра; // —таежно-подзолиста я зона; /// — степи; IV—полупустыни и пустыни; V — саванны; VI — тропическая лесная зона; 1 — материнская порода; 2 — зона дресвы, химически малоизмененной; 3 — гидрослюдисто-монтмориллонитово-бейделлитовая зона; 4 — каолинитовая зона; 5 — охры А12Оз; 6 — панцирь РегОз+АЬОь; 7 — годовое испаре¬ ние; 8 — средняя годовая температура; 9 — средняя годовая сумма атмосферных осад¬ ков; 10 — годовой отпад органического (растительного) вещества В ископаемом состоянии трещины обычно заполнены обло¬ мочным материалом из растрескавшихся пород. Таким образом появляется определенный этаж разрушенных пород — кора выветривания (рис. 2.11). Положение эпох мощного корообразования в геологиче¬ ской истории и их соотношение с климатической зональностью в истории Земли показаны на рисунке 2.12. Все виды трещин играют большую роль в образовании и формировании облика рельефа, речныя террас, рисунка гидро¬ графической сети, а также и почвообразовательного процесса. В ослабленных зонах земной коры происходит движение под¬ земных вод, нефти и газов. Поэтому стадии древнего выветри¬ вания тщательно изучаются геологами и почвоведами. 2.6. МЕТОДЫ И ПРИЕМЫ ИСТОРИЧЕСКОЙ ГЕОЛОГИИ Человека всегда интересовал вопрос о древности Мира. Китайцы и японцы определили возраст Мира 30 ООО... 100 ООО лет. Народы, жившие у Средиземного моря, значительно сокращали
Рис 2 12. Положение эпох мощного корообразования в геологической истории и их соотношение с климатичес¬ кой зональностью в истории Земли. 1 — ледниковые эпохи; 2 — вре¬ мя перестройки климатической зональности, 3 — время сущест¬ вования определенного типа кли¬ матической зональности, 4 — эпохи мощного корообразования; 5 — эпохи, в которые вероятно, но еще не доказано мощное ко- рообразование; 6 — время об¬ разования маломощных кор вы¬ ветривания 350 т i50 500 S50 Геологи¬ ческий Возраст Тип климатической зо¬ нальности СпоНПСтрахщ Характер Нижнепа- леозой - сшй Рг Верхнепа неозой¬ ский. Pz Сов ре - менныи коры Неоген I \\/личная L г 'Палеоген ' Мел . Юра ■Триас ЦЪЯВлшЖ Мезозойская ' Пермь Ijp Картой ■Девон т Палеозой.- с кая Силур -ОрЗобин \Кембрии р I—• ,11 ШЭг I—■!* I—% I ii 1д срок существования Мира — до 5000 лет. Согласно христианской религии время, прошедшее до новой эры (до рождения Христа), определяется цифрой 5508 лет. Но колоссальное число собы¬ тий, происшедших на Земле, не умещается в тот короткий срок, который указывает «Библия». М. В. Ломоносов подчеркивал, что срок существования Земли значительно больше, чем об этом говорят библейские сказания. Много времени и труда потребовалось ученым, чтобы кроме относительных методов определения возраста горных пород дать в руки естествоиспытателей и надежные методы определе¬ ния абсолютного возраста Земли. Для изучения процессов прошлого Земли большое значение имеет метод актуализма. Его становление связано с тру¬ дами Ч. Лайеля, который утверждал, что ключ к объяснению далекого прошлого Земли заключается в изучении настоящего. Ныне ученые — геологи и биологи склоняются к мнению, что настоящее помогает познать прошлую геологическую историю. Одна из задач исторической геологии — восстановление (ре¬ конструкция) последовательного хода развития земной коры и 37
жизни на ней, от древнейшего состояния до современного, и по¬ следовательности образования различных горных пород. Материалом для решения этой сложной задачи служат: 1) ископаемые остатки различных животных и растительных организмов, сохранившиеся в породах в виде окаменелостей; 2) горные породы и условия их взаиморасположения по глу¬ бине и площади; 3) геологические процессы, протекающие ка поверхности и в глубоких недрах платформ и геосинклиналей. Особенность геологической истории нашей планеты — ее дли¬ тельность (несколько миллиардов лет) и неполнота летописи, а также невоспроизводимость многих (но не всех) геологиче¬ ских процессов и их необратимость. Стратиграфический и палеонтологический методы определе¬ ния возраста горных пород. Изучая условия залегания и взаи¬ моотношения отдельных слоев осадочных пород в земной коре и многочисленные сохранившиеся в них руководящие ископае¬ мые, геологи устанавливают относительный возраст осадочных горных пород. Определение возраста слоев горных пород по их залеганию относительно друг друга называют стратиграфи¬ ческим (от латинского «стратуМ» — буквально настнл, здесь — слой) методом определения. В серии ненарушенных осадочных горных пород, залегающих пластами, слоями с не¬ большим уклоном, всякий вышележащий пласт, слой будет моложе нижележащего. В случае нарушенного залегания гор¬ ных пород применение этого метода для определения их воз¬ раста затруднительно. В условиях совместного залегания магматических и осадоч¬ ных пород в одних и тех же обнажениях относительный возраст первых можно определить по характеру контакта и взаимоотно¬ шениям этих пород друг с другом. Так, если магматические породы внедряются в горизонтально залегающие осадочные, содержащие ископаемые остатки фауны и флоры, то очевидно, что интрузия произошла после отложения осадочных толщ с ор¬ ганическими остатками, то есть магматические породы более молодые. Если интрузия покрывается морскими осадочными толщами, то такие свиты отложений образовались позже и яв¬ ляются более молодыми. Этим же принципом руководствуются и при совместном положении в геологическом обнажении серий разновозрастных магматических пород: какая-либо жила, секущая гранитный батолит, образовалась позднее, чем пересе¬ каемый ею массив. Каждое внедрение моложе пересекаемых им пород. На основе изучения осадочных толщ геологи и биологи уста¬ новили, что остатки определенных форм животных и раститель¬ ных организмов приурочены только к определенным слоям и отсутствуют в других. В древних пластах содержатся остатки 38
Рис. 2.13. Руководящие формы ископаемых (юрские отложения Подмосковья и Поволжья): а — белемнит — Beletnnites lateralis; б — аммонит — Hopliies inierruptus; в — брахио- псды — Spirifer rugulaius; г — морской коралл из каменноугольных отложений более простых организмов. В пластах одного и того же воз¬ раста присутствуют остатки одних и тех же форм животных и растительных организмов, существовавших короткое время на обширных территориях Земли, — так называемые руководя¬ щие ископаемые (рис. 2.13). Находки таких организмов позволяют сопоставить пласты осадочных пород территорий, удаленных друг от друга, и определить их относительный воз¬ раст. Этот метод определения возраста горных пород получил название палеонтологического. 39
Палеонтологические находки очень разнообразны и хорошо изучены. Ученые реставрировали и исследовали огромные ске¬ леты ящеров (рис. 2.14), птиц (рис. 2.15), изучили отпечатки костей рыб (рис. 2.16), разнообразных морских животных — аммонитов, белемнитов, кораллов (см. рис. 2.13), растений <рис. 2.17). Однако палеонтологический метод имеет ограниченные воз¬ можности применения. Его пока нельзя использовать при изуче¬ нии весьма распространенных древнейших напластований и для определения возраста магматических горных пород. Методика определения абсолютного возраста горных пород на основе скорости отложения осадков. Кроме относительного возраста (какой пласт «старше», какой «моложе»), важно знать и абсолютный возраст тех или иных горных пород, минералов. Существует ряд методик определения абсолютного возраста по¬ род. По средней мощности осадочного чехла земной коры, на¬ копившегося за всю историю Земли, и средней скорости накоп¬ ления современных осадков в дельтах рек ученые ориентиро¬ вочно определили возраст толщ осадочных пород. Было прослежено, например, что в дельтах рек слой осадков толщи-
Рис. 2.15. Археоптериксы Рис. 2.16. Отпечатки рыб — кладби¬ ще рыб, ориентированное течениями ной 1 мм откладывается довольно быстро — за 3...10 лет. На дне океанов скорость накопления осадков меньше — от 0,1 до 0,01 мм в год. Исходя из этого, для накопления осадочного чех¬ ла Земли, не испытавшего размыва, мощностью 100 км тре¬ буется от 1 до 100 млн. лет. Вполне очевидно, что такой метод определения возраста весьма несовершенен, поскольку большин¬ ство осадочных пород континентов является не отложениями древних дельт рек, а осадками мелководных морей, где скорость их накопления значительно меньше. К тому же скорость отло¬ жения различных типов илов неодинакова. Геохронологический метод определения возраста ленточных глин (метод Де-Геера). Этот метод основан на подсчете ско¬ рости отложения годичных лент в ленточных глинах озерно-лед¬ никового происхождения или в озерных илах. Он более точен, чем предыдущий, однако применим только для территорий, ис¬ пытавших материковое оледенение. Каждая из годичных лент состоит из двух сезонных слоев: зимнего — глинистого и лет¬ него— песчаного. Годичные слои начинают отлагаться на дне приледникового озера сразу же после исчезновения ледника. Изучая годичные ленты слоев, геологи определили, что со вре¬ мени отложения ленточных глин в окрестностях Ленинграда прошло всего 16 500 лет. 41
Рис 2 17. Отпечатки растений Радиологические методы опреде¬ ления возраста Земли. В настоящее время эти методы считаются наибо¬ лее точными среди других методов определения абсолютного возраста Земли. В 1896 г. А. Беккерель открыл, что уран обладает способностью излу¬ чать невидимые лучи. Позднее было установлено, что многие элементы являются радиоактивными. Радио¬ активные превращения подтвердили изменяемость атомов. В итоге радиоактивного распа¬ да уран превращается в устой¬ чивый продукт распада — инертный элемент свинец с атомной массой 206 (вместо РЬ — 207). Период распада радиоактивных элементов постоянен. Ни температура, превышающая темпера¬ туру плавления пород, ни давление в тысячи атмосфер, ни хими¬ ческие реакции, ни магнитные и электрические поля не влияют на скорость распада. Для определения возраста, например, гранитов необходимо весьма точными и чувствительными методами химического' и спектрографического анализа установить в каком-либо мине¬ рале, например слюде, содержание калия или в уранините (ура¬ новой смолке) содержание изотопов свинца. Процесс распада урана, тория и других радиоактивных элементов известен: 1 г урана в течение года дает 1351 • 10~13 г уранового свинца; 1 г то- 42
ркя за это же время дает 513 -10~13 г ториевого свинца. Зная скорость распада U и Th, можно вычислить возраст минерала, входящего в состав горной породы: ^20фЬ + 20фЬ_74 iq U+0,38Th где i — время, млн лет; U, Th, 206РЬ, 208РЬ — количество образовавшихся за год новых радиоактивных элементов*, мм. С помощью радиологических методов был определен возраст различных горных пород земного шара. Так, породы, найден¬ ные в Южной Африке, имеют возраст 3,5 млрд. лет (данные A. JJ. Холмса). Значительно более молодыми оказались граниты Приморья, Дальнего Востока, где удалось выделить две группы пород: возраст одних интрузий оказался равен 60...90 млн лет, других— 170...250 млн лет. Возраст эклогита из кимберлитовой трубки Южной Афри¬ ки— около 4,4...4,2 млрд лет, древнейших пород Антарктиды — около 4,0, гнейсов Кольского полуострова — 3,5, Канады — 2,5 млрд лет. Возраст некоторых гранитов Кавказа составляет 10 млн лет. Возраст Земли определяется цифрой 4600±200 млн лет [18, 24]. Распад радиоактивных элементов — эталон геологического времени, своеобразные геологические часы, хронометр горных пород. Период полураспада урана-238 равен 4,5 млрд лет. Элементы, для распада которых нужны миллиарды лет, по¬ лучили название долгоживущих. Когда возраст горных пород невелик и измеряется тыся¬ чами лет (возраст пород четвертичного периода), его опреде¬ ляют по содержанию радиоактивного углерода С в различных углеродсодержащих соединениях, то есть радиоуглеродным ме¬ тодом. Радиоактивный углерод (или радиоуглерод) в противо¬ положность урану и радиоактивному калию живет сравнительно недолго: период его полураспада составляет 5568 лет, что зна¬ чит, что за это время количество изотопа углерода уменьшается вдвое. Радиоуглеродным методом можно установить возраст по¬ род до 50000 лет. Соотношение 13С и 14С в атмосфере постоянно. Растения и животные, поглощая из атмосферы углекислоту, усваивают и иС. Пока животные и растения живут, соотношение ,3С и ,4С не меняется. После их гибели ранее усвоенный 14С начинает распадаться, тем самым как бы «отсчитывая» время. Измеряя количество 14С в растительных остатках, можно вычислить вре¬ мя, прошедшее после смерти организма, то есть определить воз- раст отложен ий. * U, Th, s^Pb, 208Pb — химические символы радиоактивных элементов, цифровой индекс обозначает массу ядра. 43
Рис. 2.18. Мамонт (чучело), най¬ денный в замороженном состоянии В 1948 г. на полуострове Таймыр обнаружили в много¬ летнемерзлых породах хорошо сохранившийся труп мамонта (рис. 2.18). Палеонтологи не смогли установить, сколько тысяч лет пролежал он в про¬ мерзших горных породах. В процессе химических иссле¬ дований из кости мамонта был извлечен углерод, радиоак¬ тивность которого сравнили с радиоактивностью совре¬ менного углерода и выяснили, что труп мамонта находился в породах около 12 000 лет. Таким же образом был определен возраст мамонтенка Димы, замороженный труп которого был найден в 80-х годах в Магаданской области: 13 000 лет. Вполне очевидно, что углеродный метод открывает большие перспективы и в почвоведении для определения абсолютного возраста горизонтов ископаемых почв. Геологическая хронология. Геологи делят всю геологическую историю Земли на пять крупнейших разделов, называемых зо¬ нами, которые, в свою очередь, подразделяют на эры, периоды, эпохи, века. Другую шкалу применяют для обозначения геоло¬ гических образований — горных пород, отложившихся в тече¬ ние всех отрезков времени: Единицы накопления толщ горных пород Единицы подразделения геологического времени Г руша Система Отдел Ярус Эра Период Эпоха Век Названия эр отвечают главнейшим этапам развития живот¬ ного и растительного мира. В переводе с древнегреческого язы¬ ка они обозначают: «архе» — начало; «протерос» — первый, «паляйос» — древний; «мезос» — средний; «кайнос» — новый; «зоэ» — жизнь. Названия геологическим периодам даны по тем районам земного шара, где впервые были изучены отложения данной геологической системы, или по наиболее характерным породам, например: «юра» — по названию гор в Альпах, «пермь» — по названию губернии в России, «мел» — по отложе¬ ниям белого4 писчего мела. 44
Когда говорят о распространении карбона или юры (сокра¬ щенные названия каменноугольной и юрской систем), это зна¬ чит, что подразумевают распространение пород, образовавшихся в течение этого периода. Выражение «забил фонтан нефти из девона» нужно понимать так, что скважина, пробуренная на нефть, встретила ее в отложениях девонской системы. Выска¬ зывание, что «те или иные животные и растения были широко развиты в перми», обозначает, что эти ископаемые жили в тече¬ ние пермского периода. Обозначения для подразделения геологического времени (эра, период, эпоха, век)—международные, утверждаются на мировых конгрессах и являются обязательными для геологов всех стран. В 1930 г. совокупность палеозойской, мезозойской и кайно¬ зойской групп, отложения которых охарактеризованы достовер¬ ными органическими остатками, предложено именовать ф а н е- розой («фанерос» — явный, «зоэ» — жизнь). В соответствии с геохронологической шкалой (табл. 2 11, рис. 2.19) в истории Земли выделяют три этапа развития выс¬ шего ранга зоны: архей — продолжительность более 1500 млн лет; протерозой — более 2500; фанерозой — около 580±20 млн лет. 2.11. Геохронологическая шкала (данные аргонового метода 1981—1982 гг) Относительное летоисчисление Летоисчисление Зоныу млн лет Эры, млн лет Период Длитель¬ ность, млн лет Датировка рубежей, млн лет Главнейшие складчатые фазы Кайнозой¬ Четвертичный 1,8 1,8 ская 65 Неогеновый 22,3 23,0 Палеогеновый 42,0 65,0 Альпийская Мезозой¬ Меловой 65 130 ская 180 Юрский 74 204 Киммерийская Триасовый 41 245 Палеозой Пермский 45 290 Каменноуголь- ттой 60 350 Гердинская пЫП Девонский 60 410 Силурийский 25 435 Каледонская Ордовикский 45 480 Кембрийский 100 580±20 Протерозой Докембрий* — 2550±100 Байкальская Архей — 1600±200 • Международных подразделений еще не принято. 45
Рис 2 19. Геохронологическая шкала истории Земли (по Ф Ф. Давитая) 2.7. ЭВОЛЮЦИЯ ОРГАНИЧЕСКОГО МИРА Все предположения о возникновении жизни носят гипотети¬ ческий характер. Специалисты считают, что биологической эво¬ люции предшествовали этапы химической эволюции, связанной с появлением в водных бассейнах аминокислот, белков и других органических соединений [12, 18]. Восстановить жизнь по остат' нам животных и растений крайне сложно, так как остатки бесскелетных организмов, как правило, не сохранились. Наиболее древние следы жизнедеятельности организмов — бактерий и синезеленых водорослей — обнаружены в породах архея. Более разнообразны остатки живых организмов, встре¬ чающихся в породах раннего и позднего протерозоя: отпечатки' водорослей, строматолитов, бактерий, отпечатки и ядра бесске¬ летных животных — кишечнополостных. 46
Обшая эволюция биоты, газов и химических элементов изо* бражеиа на рисунке 2.20. Схемы эволюции животного и растительного мира показаны на рисунках 2.21 и 2.22. Эпохи явной достоверной жизни. Для первой половины палеозоя — кембрий, ордовик и силур (580...430 млн. лет тому назад)—характерны преимущественно морские организмы. Наравне с микроорганизмами развиты водоросли, кораллы, губки, нглокожие, брюхоногие моллюски, появились первые позвоночные — рыбы. Вторая половина палеозоя — девон, карбон, пермь — совпа¬ дает с герцинским тектогенезом и характеризуется появлением и широким распространением наземных растений и животных. В морях широкое развитие получили рыбы, брюхоногие, плече- ногие и моллюски. Девонский период — 410...350 млн лет тому назад. Море затопляет большую территорию европейской части СССР. Обра- 7000 3500 2700 fSOO млн.лет /200 ' 570. 220 Рис. 2.20. Общая эволюция биоты, газов и химичес¬ ких элементов 47
4 Разбитие главнейших организмов Животные беспозвоно чные I Is • *l£ §1 i позвоночные споровые Растения голосе - менные пзкрыт семени II § § * f 1 П S Рис. 2.21. Схема эволюции животного и растительного мирз Рис. 2.22. Схема эволюции позвоночных: от рыб к человеку (по М. Дж. Брэдшоу)
зуются первые леса, начинается формирование почвенного по¬ крова. Большое распространение получили рыбы. Каменноугольный период — 350...290 млн лет тому назад. Продолжается трансгрессия. Расцвет споровых растений. Широ¬ кое распространение папоротниковых, хвощей. Появление насе¬ комых. Образование углей, поэтому этот период и получил на¬ звание каменноугольного. В конце периода начинается герцин- ская фаза складчатости. Пермский период — 290...245 млн лет тому назад. Для зна¬ чительной части территории характерны магматизм, вулканизм. Образуются горы в Тянь-Шане, на Алтае, Урале. Появляются хвойные растения. Развиваются пресмыкающиеся — звереобраз¬ ные, рептилии. В конце палеозоя (карбон, пермь) сушу завоевывают раз¬ ные группы растений лесного типа и примитивные голосемен¬ ные — кордаиты. Для мезозоя характерно обновление морской фауны. Господ¬ ствующее положение заняли пресмыкающиеся: в море — ихтио¬ завры, плезиозавры, на суше — хищные динозавры, в воздухе — птерозавры. Триасовый период — 245...204 млн лет тому назад. Значи¬ тельная часть территории — суша. Урал вступает в платформен¬ ный этап развития. Появляются новые группы наземных пре¬ смыкающихся. Юрский период — 204...130 млн лет тому назад. На рубеже 200... 180 млн лет тому назад протекает киммерийская фаза складчатости, для которой характерны магматизм, вулканизм, метаморфизм. На северо-востоке современной Азии образуются горы. Появляются первые птицы. Распространены летающие ящеры, ихтиозавры, плезиозавры, головоногие моллюски — аммониты, белемниты, голосеменные растения. Меловой период—130...65 млн лед1 тому назад. Моря затоп¬ ляют многие территории европейской части СССР. В позднем мелу образуется Сибирская платформа — огромный материк* происходит накопление мощных континентальных толщ. Появ¬ ляются цветковые растения. Резкая смена родов и видов животных в этот период, мас¬ совое вымирание морских пресмыкающихся — динозавров и рептилий — позволяют говорить о какой-то глобальной эколо¬ гической катастрофе. Существуют две главные гипотезы по этому поводу: 1) катастрофическая эволюция, связанная с из¬ менением среды обитания (несколько вариантов); 2) падение в океан огромного метеорита. Для кайнозоя характерно возникновение новых групп кос- * Все события приводятся для территории СССР. 4 Заказ № 985 49
тистых рыб, моллюсков, заселивших все пресные и морские водоемы. Палеогеновый период — 65...23 млн лет тому назад. Море периодически затапливает территорию современной Украины, Поволжья, Западной Сибири, Средней Азии. В растительном мире широкое развитие получили цветковые растения, появ¬ ляются травы. Неогеновый период — 23...1 млн лет тому назад. Проявление ряда фаз альпийской складчатости, сопровождаемое грандиоз¬ ным неоген-четвертичным вулканизмом. Образуется огромный тихоокеанский огненный пояс — «кольцо» и другие более мел¬ кие огненные пояса. Состав животного и растительного мира близок к современному. Появление человекообразных обезьян, новых групп млекопитающих — копытных, хоботных и хищников. Четвертичный период—1,8 млн лет тому назад и продол¬ жается в настоящее время. Плейстоцен — особо интересующий географов и почвоведов, лодразделяют следующим образом: голоцен — QiV; позднечетвертичная эпоха — Qm — неоплейстоцен; среднечетвертичная эпоха — Qn — мезоплейстоцен; раннечетвертичная эпоха — Qi — эоплейстоцен. В плейстоцене происходит ряд фаз кайнозойской складча¬ тости: современный вулканизм, рост и формирование краевых вулканических поясов, гор Кавказа, Тянь-Шаня, Алтая, Саян, великое покровное оледенение Русской и Западно-Сибирской равнин, образуются современные ландшафтные зоны — тундра, степи, пустыни. Животный и растительный мир — современный. Появляется и развивается человек. Эпохи скрытой жизни. Начальный — догеологический этап — катаархей, датируемый 4...4,5 млрд лет тому назад, продол¬ жался примерно 1 млрд лет. Докембрийская шкала времени (см. рис. 2.20) охватывает огромный период — так называемый про- топланетный этап развития Земли — около 6 млрд лет назад. Ученые полагают, что на этом этапе развития Земли еще не было земной коры, не было и атмосферы и гидросферы. Базаль¬ товая кора появилась позднее — около 4 млрд лет тому назад — вследствие выплавления вещества верхней мантии (метеори- тов-хондритов, по А. П. Виноградову), что обосновывается ана¬ логией Земли с планетами земной группы — Марсом и Вене¬ рой, где доказано (по данным автоматических сейсмических станций) присутствие пород вулканитов, близких по составу базальтам. Главный этап эволюции — начальное погружение. На этом этапе выделяют зрелую и собственно геосинклинальную стадии. В процессе углубления морского бассейна формируются глу¬ 50
бинные разломы, достигающие мантии, по которым внедряется базальтовая лава. Происходит метаморфизм осадочных пород и превращение их в различные кристаллические слюдисто-хлори¬ товые сланцы, гнейсы, яшмы. По мере развития геосинклинали прогибы дифференцируются, разрастаются поднятия, цепочки островов выступают со дна океана, вокруг них накопляется огромное количество обломочного материала. Начинается но¬ вый этап развития — орогенный, для которого характерны сжи¬ мающие усилия в породах в горизонтальном направлении и восходящие вертикальные движения: образуются горные соору¬ жения, гранитно-метаморфический слой, закладываются крае.- вые прогибы, возникают межгорные впадины. На суше формируется климатическая зональность, намеча¬ ются ландшафтные зоны, процессы денудации и выветривания, возникают огромные скопления щебня, брекчии и глыб облом¬ ков, протекают фазы мощного образования коры выветривания и начинается формирование первых почв. В морях продолжается осадконакопление — накапливаются тонкие песчано-глинистые образования — молассы, а также угле¬ носные и соленосные отложения. На завершающей стадии этапа развития происходят общие сводные воздымания. Метаморфизм угасает. Возникает сложно построенное складчатое сооруже¬ ние— горная страна. Из геологической истории (фрагменты). Эволюционное раз¬ витие Земли протекало сложно и противоречиво. Важнейшими рубежами ее развития являются революционные этапы, сравни¬ тельно короткие по времени периоды, называемые тектогене- зо м. На этих этапах создаются мощные этажи: 1) основание — фундамент; 2) геосинклинальный; 3) орогенный; 4) платфор¬ менный — осадочный чехол. Складчатые фазы (их несколько) получили название по месту проявления и наименованию геологических эр. Главней¬ шие складчатые фазы и этажи показаны в таблице 2.12. 2.12. Главнейшие складчатые фазы и этажи Складчатые фазы Этажи основание — фундамент геосинклн- нальный орогенный осадочный чехол Байкальская AR-PR, R и PZ—MZ—KZ Каледонская PR2 e-o(S) 03—S MZ—KZ Герцинская PR1-PR2 G—Ci Do—С] С2—р MZ-<KZ Мезозойская/ PR—PR2 C3-I3 I3-K1 KZ /Киммерийская Кайнозойская/ PR2—Р2 Тз-Р N0 KZ /Альпийская 4* 5!
Рис. 2.23. Главнейшие структурные элементы материков (по Г. П. Леонову): 1 — щиты и массивы: 2 — плиты и впадины; 3... 7 — складчатые области: соответствен¬ но рифейские, байкало-салаирские, каледонские и герцинские, мезозойские, альпийские и современные геосинклинальные; 8 — срединные массивы; 9 ... 11 — элементы структу¬ ры океанического дна; соответственно глубоковидные желоба, океанические валы, сре¬ динные океанические хребты Платформа Складчатая область щйт Древняя плита \ Складчатое сооружение Молодая плита Рис. 2.24. Основные типы структурных элементов материков (по Г. П. Лео¬ нову) : / — образования архея и протерозоя; 2 — образование рифея в пределах складчатых об¬ ластей — складчатые (2, а), в пределах платформ — нескладчатые (2, б); 3 — образо¬ вания фанерозоя; 4— архейские и протерозойские интрузии; 5 — рифейско-фанерозойские интрузии По названиям геохронологической шкалы времени (см. табл. 2.11) устанавливают возраст (молодой, древний) отдель¬ ных структур платформ (рис. 2.23; 2.24). Платформы — устойчивые, стабильные области, огромные «глыбы» континентальной коры. В начальный период они пред¬ ставляли собой одноэтажные конструкции — щиты с ничтожным 52
Рис. 2.25. Особенности строения древней платформы: I — щит; 2 — плита; 3 — синеклиза; 4 — антеклиза; I этаж — складчатый фундамент; II этаж — осадочный чехол чехлом осадочных пород. Отдельные участки, расположенные между щитами, сохраняли некоторую подвижность: они то опус¬ кались, то воздымались. Опустившиеся пространства платфор¬ мы заливались морем (трансгрессия), в них накапливались оса¬ дочные толщи. На межщитовых территориях образовались толщи слоистых осадочных пород. Позднее платформы приоб¬ рели двухъярусное строение: первый ярус — фундамент, второй ярус — платформенный чехол осадочных пород (рис. 2.25). Особенностями современных платформ являются: 1) слабые вертикальные движения; 2) двухъярусное строение: осадочный чехол — складчатый фундамент; 3) отсутствие магматизма, метаморфизма. Для платформ характерно длительное погруже¬ ние и развитие мелких шельфовых морей. Колебательные дви¬ жения имеют малую скорость — всего 5...10 мм в год, но их знак различен: «плюс» — воздымание, «минус» — погружение, поэто¬ му на платформах не вырастали высокие горы, а образовыва¬ лись глубокие впадины. Размеры древних платформ, определяющиеся наличием двух структурных этажей — кристаллического складчатого фунда¬ мента и осадочного чехла, огромны (рис. 2.26): Восточно-Евро¬ пейской— 2200 X 2800 км, Сибирской — 2000X2500 км (Ю. А. Ко¬ сыгин, 1988). В плане эти сооружения выглядят как неправиль¬ ные многоугольники, стороны которых соответствуют крупным глубинным разломам, ограничивающим платформу. Во внутрен¬ них частях платформ располагаются осколки древних платформ. На платформах выделяют: впадины — синеклизы, подня¬ тия — антеклизы, авлокогены, линейные структуры, понижения, заполненные новообразованными породами. Формы впадин, поднятий обычно вытянутые, граница между осадочным чехлом и кристаллическим фундаментом — четкая. Дно океанов, занимающих огромную территорию нашей пла¬ неты, еще плохо изучено. На нем выделяют океаническое пла- 53
Рис. 2.26. Геосинклинальные пояса (обозначены черным) и платформы (обозначены белым) на площади со¬ временных материков в различные геологические эпохи. А — конец протерозоя; Б — ордовик и силур; В — девон и карбон; Г — окончание неогенового перирд^
то — колоссальные по площади «глыбы», гигантские узкие риф¬ ты— срединно-океанические хребты, желоба — и «островные системы», «островные дуги». 2.8. ПОЧВООБРАЗУЮЩИЕ ПОРОДЫ СССР Почвенный покров СССР очень разнообразен. В зависимости от геологической истории почвообразующие породы можно под¬ разделить на две группы: породы платформенных и породы складчатых областей. Условия залегания горных пород, их плотность, монолит¬ ность, степень разрушенности и трещиноватость имеют большое значение для процессов почвообразования. Интенсивная инженерно-хозяйственная деятельность — тех¬ ногенез— привела к тому, что в ряде районов большое развитие получили так называемые искусственные грунты. Эти грунты закрывают выходы материнских пород, нивелируя их значимость для процессов почвообразования. Антропоземы. Среди разнообразного так называемого тех¬ ногенного ряда можно выделить следующие группы образова¬ ний: 1) горнопромышленные; 2) ирригационные; 3) хозяйствен¬ но-бытовые; 4) культурные. .Почвоведы называют эти образова¬ ния антропоземами. Общая особенность антропоземов — отсутствие гумусового слоя и сильная загрязненность тяжелыми металлами, пестицидами и ядохимикатами. В соответствии с зо¬ нальностью на этих отложениях формируются различные поч¬ вы— дерново-подзолистые, сероземы, бурые. Поскольку территории, занятые населенными пунктами, го¬ родами, горными выработками, отвалами, охватывают более 4 % всего земельного фонда СССР, то искусственные грунты оказы¬ вают немалое влияние на почвообразовательный процесс, спо¬ собствуя прогрессирующему уменьшению плодородия почв. Мощность этих грунтов на территории европейской части СССР неодинакова: максимальна (более 10 м) в хорошо освоенных областях северо-запада, запада, юга страны, Подмосковья; минимальна (около 0,5 м) и отсутствует на севере. По происхождению искусственные грунты подразделяют на две группы: культурные и техногенные. Культурные грунты образуются на месте древних и совре¬ менных поселений человека (Новгород, Киев, Москва, Влади¬ мир) и часто отражают древнюю историю. Отложения состоят из минеральных и органических частей с включением предметов обихода и жизни человека. По механическому составу они обыч¬ но связные (древние) или слабосвязные (современные). Их азучает археология. Горные работы ведутся двумя способами: открытым и за¬ 55
крытым. При открытой разработке месторождений «пустые по- роды» выбрасывают в виде отходов, образуются высокие бугры; при закрытой разработке (шахты) вокруг выработки растут конусообразные горы — терриконы. Многочисленные отвалы золы, соле- и хвостохранилища захватывают плодородные зем¬ ли и сильно загрязняют почвы, воды. Различают техногенные насыпные грунты — грунты много¬ численных каменносбросных и земляных плотин, дамб, насы¬ пей— и наносные — илы на дне водохранилищ, прудов, кана¬ лов, ирригационные осадки на оросительных системах. Напри¬ мер, при продолжительном орошении рисовых плантаций в низовьях Сырдарьи образуются качественно новые «рисовые» почвы, в районах древнего орошения в Бухаре формируются культурно-поливные, или ирригационные, почвы. Почвообразующие факторы. На образование описанных групп пород существенное влияние оказали новейшие и совре¬ менные тектонические движения. Амплитуда неотектонических движений в складчатых областях была очень велика, например* в горах и предгорьях Тянь-Шаня за последний миллион лет размах движений достигал 12...15 км, на Кавказе—10...12» в Забайкалье — 4...6 км. На великих русских равнинах евро¬ пейской территории СССР и Сибири амплитуда таких движе¬ ний была значительно меньше, но и эти колебания были суще¬ ственны и оказали влияние на процессы формирования ланд¬ шафта: заболачивание, засоление и дренаж земель. Известно, что почвообразование относится к геологическим процессам, идущим быстро. Наблюдения за его скоростью в естественных условиях проводил еще В. В. Докучаев. В 1883 г. этот ученый на остатках Старо-Ладожской крепости постройки 1116 г. обнаружил буровато-дерновую почву мощностью 10... 12 см. Скорость образования данной почвы составила при¬ мерно 1,2... 1,5 см в 100 лет [8]. В европейской части СССР процесс почвообразования на¬ чался после ухода последнего валдайского ледника (для севе¬ ро-запада РСФСР это всего 10... 15 тыс. лет тому назад). Мощ¬ ность почв здесь сейчас достигает в среднем 1...2 м. Следова¬ тельно, скорость их образования была порядка 1 см за 100 лет. В наши дни хозяйственная деятельность человека во много раз ускоряет естественный ход почвообразовательного про¬ цесса. Так, на многих массивах орошения в низовьях Амударьи в 50...70-х годах имело место преобразование прежних почв в качественно новые. По возрасту материнские породы СССР подразделяют на породьк дочетвертичного (различные скальные породы) и чет¬ вертичного (рыхлые песчано-глинистые разности) возраста. Породы дочетвертичного возраста образуют так называемые 56
мурманские, окские, вулканогенные ландшафты, геохимические провинции. Складчатые области. Продукты выветривания коренных (до- четвертичных) пород широко распространены в складчатых об¬ ластях Средней Азии, Сибири и Дальнего Востока. На терри¬ тории европейской части СССР они встречаются в северной части Кольского полуострова (так называемые мурманские ландшафты, каменистая тундра, торфянистые болота). Особенности этих почвенно-геохимических ландшафтов сле¬ дующие. На Кольском полуострове вблизи поверхности земли развиты щелочные магматические породы — нефелиновые сиени¬ ты, в коре выветривания встречаются апатит, нефелин, магнетит. На Северном Урале находится крупная габбро — пери- дотитовая провинция, сложенная бескварцевыми темными основ¬ ными и ультраосновными породами, состоящими из плагиокла¬ зов, амфиболов, пироксенов. В Восточной Сибири в между¬ речье рек Енисея и Лены (бассейн р. Тунгуски) в подобласти ■средней тайги на поверхность земли выходят траппы (излияния •базальтовой лавы), что создает специфические таежно-мерзлот¬ ные условия почвообразования. В районе действующих вулканов Камчатки и Курильских островов наблюдаются своеобразные процессы (единственные в СССР) возникновения ‘ и формирования молодых почв на склонах в условиях современного вулканизма. Сходные условия почвообразования характерны и для горного плато Армении. Равнинные территории СССР. В четвертичный период на территории СССР образовалась мощная толща континенталь¬ ных рыхлых отложений (в Белоруссии и Западной Сибири мес¬ тами более 250 м), среди которых геологи, географы и почво¬ веды различают следующие четыре генетические группы: 1) продукты выветривания коренных дочетвертичных пород; 2) различные ледниковые и водно-озерно-ледниковые и аллю¬ виальные отложения; 3) лёссовидные отложения и «сыртовые» глины; 4) прочие отложения — озерные, ветровые, «проблем¬ ного» происхождения и т. д. Среди отложений континентального происхождения выде¬ ляют следующие главнейшие ряды: 1) автоморфные и гидро- морфные почвы; 2) породы, оставшиеся после разрушения на месте своего залегания, — так называемый элювий; 3) органо¬ генные болотные отложения — торфяники; 4) склоновые отло¬ жения— делювий (сюда относят и различные оползневые, об¬ вальные и осыпные отложения — коллювий); 5) постоянные русловые отложения рек — аллювий; 6) временные отложения с гор — конусы выноса — пролювий; 7) водно-ледниковые отло¬ жения— озерные — морены, флювиогляциальные, озерные; 8) ветровые отложения — эоловые пески, эоловые лёссы; 9) сме¬ 57
шанные отложения различного генетического типа, например элювиально-делювиальные, аллювиально-пролювиальные, озер но-ледниковые и т. д. На территории СССР значительно развиты отложения аллю¬ вия. Поймы многих рек весьма плодородны. Хорошо изучены поймы и высокие террасы Кубани, Днестра, Днепра, Волги, си¬ бирских рек. Долины рек сложены мощной толщей (100...200м) песков, галечников, супесей, суглинков. На территориях пойм и высоких террас идеальные условия для ведения сельского хозяйства. Для областей материкового оледенения характерны подзо¬ листые и дерново-подзолистые почвы лесов, серые лесные поч¬ вы и черноземы лесостепи, плоский рельеф с мощными горизон тами основных морен. Морены отличаются по составу (напри¬ мер, карбонатная, алюмосиликатная, «смешанная» состоят из магматических и осадочных пород) и месту отложения (конеч¬ ная, донная, карело-кольская, новоземельская, уральская). Несколько южнее границы оледенения выделяют перигляцп- альные подобласти флювиогляциальных и аллювиальных отло¬ жений с подстилающей мореной. Лёссы и лёссовидные отложения занимают огромную пло¬ щадь лесостепей, степей Украины, Молдавии, Северного Кав¬ каза, Западной Сибири, пустынь Средней Азии. Для Зауралья характерны неогеновые породы, на которых формируются чер¬ ноземы различных видов. За Волгой на значительной площади так называемого «сыр- тового» Поволжья развиты каштановые и бурые почвы сухой степи. К югу от Общего сырта на обширной территории Прикас¬ пийской низменности на отложениях неогена — палеогена мощ¬ ностью до 1000 м залегает большая толща (мощностью до 100 м) песчано-глинистых отложений древнего Каспия. Здесь широко распространена так называемая соляно-купольная тек¬ тоника с выдавливанием соляных тел с глубины на поверхность, есть большие самосадочные озера — Эльтон, Баскунчак. Почвен¬ ный покров на данной территории весьма разнообразен: бурые почвы, сероземы пустынной степи и пустыни, солонцы к солон¬ чаки. КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ. 1. Каковы форма, размеры, возраст Земли? 2. Расскажите о строении Земли. Каковы мощность, плотность, температура, давление, химический состав внешних и внутренних геосфер? 3. Что такое геотермический градиент и геотермическая ступень? Перечислите главные ис¬ точники тепловой энергии. 4. Расскажите о строении биосферы. 5. Назовите главные черты биосферы по В. И. Вернадскому. 6. Расскажите о химическом составе оболочек биосферы.
Раздел II. ЗЕМНАЯ КОРА Глава 3. МИНЕРАЛОГИЯ 3.1. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ Минералогия («minera» — от позднелатинского руда)—раз¬ дел геологии, изучающий состав, строение, свойства и проис¬ хождение минералов. Минералами называют природные химические соединения или самородные элементы, возникающие в результате разно¬ образных физико-химических процессов, происходящих в земной коре и на ее поверхности. Большинство минералов — вещества твердые (кварц, полевой шпат и др.), но есть жидкие (ртуть, вода, нефть) и газообразные (углекислота, сероводород и др.) минералы. В этой книге рассматриваются лишь немногие твер¬ дые минералы. Для понимания особенностей строения и геометрии минера¬ лов и для изучения их многообразных свойств необходимо изучить кристаллохимию. 3.2. ЭЛЕМЕНТЫ КРИСТАЛЛОХИМИИ Кристаллохимия — это направление — раздел кристаллогра¬ фии, изучающий взаимосвязи между формой — геометрией твер¬ дых тел — и их физическими свойствами. Различают неоргани¬ ческую и органическую (прикладную) кристаллохимию. Выде¬ ляют два состояния твердого тела: кристаллическое и аморфное Кристаллическим называют устойчивое фазовое состояние твердого тела, у которого структура обладает правильной пери¬ одической трехмерной повторяемостью, расположением частиц: атомов, ионов или молекул. Внешне кристаллы имеют формы различных многогранников — кубов, призм, пирамид (рис. 3.1) и характеризуются симметрией или кристаллографической син- гонией, то есть закономерной повторяемостью одинаковых ре¬ бер, углов, граней при вращении кристалла в пространстве |(рис. 3.2). Кристаллические вещества обладают анизотропностью: их физические и оптические свойства зависят от кристаллографи¬ ческого направления, например кристаллы слюды отлично раз¬ деляются на тончайшие чешуйки только в одной плоскости. Эта особенность минералов — неравносвойственность в различных 59
направлениях — очень важна для почвоведения. Аморфное состояние твер¬ дого тела характеризуется изотропией формы — незави¬ симостью формы от физиче¬ ских, оптических и механиче¬ ских свойств тела, а также отсутствием четко выражен¬ ных температурных точек плавления. Из кристаллического квар¬ ца при плавлении можно по¬ лучить аморфное кварцевое стекло. Аморфные вещества харак¬ теризуются беспорядочным рас¬ положением ионов и атомов в пространстве; они не имеют кри¬ сталлического строения, отличаются непостоянством состава и одинаковыми свойствами во ясех плоскостях. Аморфные мине¬ ралы (опал) со временем переходят в кристаллические (кварц). Стекло — некристаллическое (аморфное) тело, получаемое путем переохлаждения расплава независимо от его химического состава и температурной области затвердевания. В результате повышенной вязкости стекло обладает свойствами твердых тел. Стекла являются метастабильной системой и при благоприят¬ ных условиях переходят в кристаллические новообразования. Главное физико-химическое свойство расплава — его склон¬ ность к кристаллизации — называют кристаллизацион¬ ной способностью. Эффективность кристаллизации обусловливается суммарным эффектом двух физических процессов: 1) зарождением центров кристаллизации; 2) ростом кристаллов. Стеклообразные вещества характеризуются изотропией всех свойств, в том числе и твердости. В структурах минералов, живого вещества широко распрост¬ ранены двухфазные дисперсные системы с размерами частиц дисперсной фазы от 1 до 0,0001 мм — коллоиды. Эти системы являются промежуточными между молекулярно-дисперсными (истинными растворами) и грубодисперсными (суспензиями, эмульсиями). Дисперсные минеральные частицы обладают боль¬ шой поверхностной энергией и способны адсорбировать на своей поверхности молекулы воды, катионы или анионы. Кол¬ лоиды играют большую роль в геологических процессах. Степень устойчивости коллоидов определяется значением свободной поверхностной энергии на границе разных фаз. Умень¬ 60 Рис. 31. Формы распространен¬ ных кристаллов: а — силикаты (1 — кварц; 2 — авгит; 3 — нефелин); б — фосфаты; в — ок¬ сиды — гематит
шение этого значения свидетельствует о возрастании термоди¬ намической устойчивости системы. Важнейшей характеристикой коллоидной системы является их мицельная структура. Различают коллоидные системы типа золей — со свободно перемещающимися мицеллами — и типа гелей, в которых мицеллы связаны между собой. Образование клеевидных масс коллоидов возможно двояким путем: диспер¬ сионным (путем раздробления частиц) и конденсационным (путем агрегации мелкодисперсных частиц). К коллоидам относят многие твердые тела: минералы, метал¬ лические сплавы, стекла, полимеры (эти высокомолекулярные искусственные соединения могут быть как в кристаллическом, так и в аморфном состоянии). Химическая связь, строение кристаллов. Для развития мине¬ ралогии, геохимии и кристаллохимии большое значение имели исследования В. Гольдшмидта (1888—1947 гг.), Ф. Кларка Рис. 3.2. Кристаллографические сингонии: а — высшая (более одной оси высшего порядка); б — средние (только одна ось выс¬ шего наименования); в — низшие (ни одной оси высшего наименования); 1 — кубиче¬ ская; 2 — гексагональная; 3 — тригональная; 4 — тетрагональная; 5 — ромбическая; 6 — моноклинная; 7 — триклинная а 6 61
Рис. 3.3. Кристаллическая структура ХаС1: черные кружки — ионы натрия, белые — ионы хлора (или наоборот) (1847—1931 гг.), В. И. Вернадского (1863—1945 гг.), А. Е. Фер¬ смана (1883—1945 гг.) и А. П. Виноградова (1895—1975 гг.). В. Гольдшмидт установил, что структура кристаллов значи¬ тельно сложнее, чем это предполагалось. В. И. Вернадский, по словам одного из его учеников, развил новое генетическое на¬ правление в минералогии. Реформировав эту науку, он напол¬ нил содержанием геохимию и создал биохимию и радиогеоло¬ гию [16]. Ученые пришли к выводу, что структура кристаллического вещества складывается в результате взаимодействия атомов, из которых это вещество состоит. При этом атомы размещаются не беспорядочно, а на строго определенных расстояниях друг от друга (рис. 3.3). Чем же определяются эти расстояния? Атом представляет собой чрезвычайно сложную систему. Вокруг ядра, в котором сосредоточена основная масса атома, вращаются по сложным орбитам электроны. По выражению американского физика Г. Т. Сиборга, если атом был бы раз¬ мером со стадион, то ядро имело бы размер футбольного мяча, а электроны — размеры мух. Именно с электронами связаны химические свойства атомов. Вокруг каждого атома имеется определенная «сфера действия», внутрь которой другой атом не может проникнуть. Радиус этой сферы называют атомным или, если дается характеристика заряженного атома, ионным. Он очень мал и измеряется в нанометрах: 1 нм = 10~9 м. Длина ионных радиусов, нм (по Г. Б. Бокию и Н. В. Белову):
ci- 0,181 О2- 0,136 K+ 0,133 Ca2+ 0,104 Na+ 0,098 Fe2+ 0,080 Fe3+ 0,067 Mg2+ 0,074 a:3* 0,057 Si1- 0,039 Si6+ 0,030 Атомные и ионные радиусы химических элементов различны На длину ионного радиуса оказывают влияние наружные элек¬ троны. Отрицательно заряженные ионы, то есть имеющие из¬ быточные электроны на внешней орбите, имеют больший ра¬ диус, чем положительно заряженные. Форма ионной сферы может испытать деформации под влия¬ нием электрического поля. Такие деформации называют поля¬ ризацией ионов. В зависимости от характера расположе¬ ния электронов в пространстве в кристаллохимии выделяют следующие основные структурные связи: ионные, ковалентные, металлические, ван-дер-ваальсовые (остаточные), химические. Ионная связь (между противоположно заряженными ионами разных элементов) развита у большинства минералов земной коры — силикатов и оксидов. Ковалентной связи (между атомами) принадлежит решаю¬ щая роль в образовании молекул, и в этом отношении она наи¬ более универсальна. Такая связь наиболее характерна для жидких и газообразных веществ и менее характерна для кри¬ сталлических. Ван-дер-ваальсовые связи возникают при определенных сбли¬ жениях молекул, когда между ними появляются особые силы сцепления. Эти силы проявляются в телах всех агрегатных со¬ стояний — твердых газах, жидкостях. Связи между молекулами одного и того же вещества назы¬ вают когезией, разных веществ — адгезией. Такие силы сцепления также подразделяют по природе на дипольные, ин¬ дукционные и дисперсные. Хотя энергия всех этих видов связи незначительна, меньше других, тем не менее она достаточна для стягивания (аккумуляции) разрозненных молекул веществ в отдельные агрегаты. В некоторых силикатах, оксидах прояв¬ ляются так называемые водородные связи. Они возни¬ кают в результате взаимодействия атомов водорода одной мо¬ лекулы или ее радикала с атомом азота, кислорода, фтора, хло¬ ра соседних молекул. Эти связи несколько прочнее остаточных. Кристаллы (галит, кварц) с одним типом связи именуют гомодесмическими (табл. 3.1). В одном и том же кристалле могут существовать и различ¬ ные типы структурных связей. Такие кристаллические струк¬ туры называют гетеродесмическими (см. табл. 3.1). У минералов преобладают гетеродесмические и ионные структуры — силикаты и другие кислородные соединения, гало- 63
3.1. Кристаллохимические типы основных породообразующих минералов (по Д. П. Григорьеву) Тип структуры кристаллической решетки Структурные связи коор- дина- цион- ный островной коль¬ цевой цепо¬ чечный слоевой каркасный Г омодесмические: ионные Галит — — — — — ковалентные — — — — — Кварц металлические — — — — — —, Г етеродесм ические: «овалентные и — — — — Каолинит Микро¬ молекулярные клин ковалентные и — Кальцит Тур¬ Амфи- Мусковит, Ортоклаз, ионные доломит, малин болы, биотит нефелин оливин, пирок- гранаты сены ковалентные, ион¬ — Гипс — — Гидрослю¬ — ные и молекуляр¬ ды, монт¬ ные мориллонит гениды. Чисто атомные структуры в минералах встречаются очень редко. Для оксидов и гидроксидов характерна ионно-ковалентная связь с преобладанием ионной, а для сульфидов — та же связь, но уже с преобладанием ковалентности. Металлические связи металлические структуры типичны только для редких металлов, встречающихся в виде самородных элементов (золото, платина). Кристаллическая решетка. Кристаллическое состояние веще¬ ства определяется правильным распределением в пространстве частиц, слагающих кристалл, то есть пространственной, или кри¬ сталлической, решеткой. Центры размещения частиц в кристал¬ ле представляют собой узлы кристаллической решетки. Каждая частица в кристалле окружена определенным числом соседних частиц. Это число соседних частиц называют координа¬ ционным (КЧ). В зависимости от характера частиц, находящихся в узлах кристаллической решетки, и природы химической связи в кри¬ сталлографии выделяют четыре типа кристаллических решеток: яонные, атомные, металлические и молекулярные (рис. 3.4). Ионная, или гетерополярная, решетка (рис. 3.5, а) характе¬ ризуется тем, что в ее узлах располагаются противоположно заряженные ионы разных элементов. Эти разноименные ионы .притягиваются, и между ними возникает связь, называемая ионной. €4
а б г Рис. 3.4. Распределение электронов в пространстве при различных типах структурной связи: а —■ ионная связь; б — атомная или ковалентная связь; в — ван-дер-ваальсовая связь; г — металлическая связь Рис. 3.5. Схемы внутреннего строения кристаллических решеток в проекции на плоскость: а — ионная решетка; б — атомная решетка; в — металлическая решетка; г и д — моле- кулярные решетки — неполярная и полярная Кристаллы с ионной решеткой обладают прочной связью, твердостью, малой сжимаемостью, высокой температурой плав¬ ления и кипения, хорошей спайностью. Такую решетку имеют минералы группы силикатов — полевые шпаты, оксиды. Атомные решетки (рис. 3.5,6) характеризуются тем, что в их узлах расположены атомы элементов, между которыми суще¬ ствует ковалентная (гомеополярная) связь. Решетки такого рода весьма прочны, так как ковалентная связь имеет кйанто- вую природу. В результате между электронами возникают свое¬ образные «электронные мосты». Число ковалентных связей за¬ висит от числа пар электронов, осуществляющих химическую связь между данными атомами в молекуле или радикале. Кри¬ сталлы с атомной решеткой имеют большую твердость, высокую температуру плавления и кипения. Пример тому — алмаз. Металлическая решетка (рис. 3.5,в) существует между ато¬ мами металлов и типична для «истинных» металлов — меди, золота. Для такой решетки характерно одновременное наличие ковалентных связей между нейтральными ионами и кулонов- ского притяжения между ионами и свободными электронами. Металлическая связь действует благодаря равномерному рас¬ пределению электронов по всей решетке в виде так называемого 0©0© ©©©© ©©О© ©0©© а б 6 г д 5 Заказ № 985 65
«электронного облака». Прочный каркас металлической решет¬ ки формируется только положительно заряженными ионами металла. Такое строение истицных металлов объясняет прису¬ щие им физические свойства: высокую электро- и теплопровод¬ ность, металлический блеск, ковкость. Молекулярная решетка (рис. 3.5, г, д) имеет место тогда, когда остаточные, межмолекулярные (ван-дер-ваальсовые) свя¬ зи действуют между молекулами. Возникают такие связи из-за особенностей строения электронов оболочек молекул, несущих на себе электростатические заряды. В этих случаях отдельные молекулы разделяются промежутками с нулевой электронной плотностью. Остаточные связи непрочны. Они устанавливаются в слоевых силикатах — в пакетах каолинита Al^OHJJSiOJ, монтморил¬ лонита (Al, Mg)^S04](0H)2’reH20 и других минералах глин. Осуществляются такие связи между пакетами, а внутри паке¬ тов наблюдается ионная связь. Структурные связи в глинистых породах могут образоваться в результате: простого прилипания минеральных частиц друг к другу; возникновения общей защитной поверхностной плен¬ ки; склеивания (цементации) частиц с новыми минеральными или органическими веществами, сорбированными на поверхно¬ сти минеральных частиц или заполняющими поры между ними. 3.3. КРИСТАЛЛОГРАФИЧЕСКИЕ ФОРМЫ Твердые тела — кристаллы имеют форму различных много¬ гранников— кубов, призм, пирамид, тетраэдров, ромбоэдров, октаэдров. В кристаллах выделяют грани — плоокости многогранников, ребра—линии пересечения граней, вершины — точки пересече¬ ния трех in более ребер. Куб (гексаэдр) —форма, состоящая из шести квадратных граней. Призма — форма, имеющая три (или больше) попарно па¬ раллельные грани, пересекающиеся в одной точке. По форме поперечного сечения призмы называют ромбическими, гексаго¬ нальными. Пирамида—форма, состоящая из трех (шш больше) равных .граней, пересекающихся в одной точке. Тетраэдр—форма, имеющая четыре равносторонние треугольные грани. Октаэдр — форма, состоящая из восьми равносторонних треугольных граней. Различают следующие элементы симметрии: плоскость симметрии — это воображаемая плоскость»
3.2. Характеристика кристаллографических сингоний Категория Сингония Характерные элементы симметрии Низшая Триклинная Нет элементов симметрии или есть один центр симметрии (С) Моноклинная Одна ось симметрии второго порядка и од¬ на плоскость симметрии Ромбическая Число осей симметрии второго порядка и плоскостей симметрии достигает трех Средняя Тригональная Одна ось симметрии третьего порядка (L3) Тетрагональная Одна ось симметрии четвертого порядка (L4) Гексагональная Одна ось симметрии шестого порядка (L8) Высшая Кубическая Четыре оси симметрии третьего порядка (наряду с L3 или L4) которая делит .кристалл на две равные части, причем одна из них является как бы зеркальным отражением другой; ось симметрии (L)—.прямая линия, при вращении во¬ круг которой на 360° кристалл несколько раз повторяет свое начальное положение в пространстве. Число повторений на¬ чального положения кристалла при вращении вокруг оои сим¬ метрии называют ее порядком. В кристаллах могут быть только оси симметрии второго L2, третьего L3, четвертого L4 и шестого порядков. В одном и том же кристалле может быть несколько осей симметрии одного порядка или разных по¬ рядков; центр симметрии — точка внутри кристалла, вокруг которой правильно повторяются элементы ограничения. В кристаллах возможны 32 комбинации элементов симмет¬ рии. Эти комбинации называют кристаллографически¬ ми классами или видами симметрии. Кристаллографические классы объединяют в сингонии * (табл. 3.2). 3.4. ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИНЕРАЛОВ Каждый минерал обладает определенным химическим со¬ ставом и имеет характерное внутреннее строение, от которого зависят его внешняя форма и свойства. Методы изучения и определения минералов весьма обширны. В полевой обстанов¬ ке минералы определяют визуально или макроскопически (по цвету, блеску, твердости, форме и т. п.). Используют для этих целей и наиболее простые химические реакции, частично с при¬ менением паяльной трубки. При камеральной обработке собранных в поле образцов * Сингония — по-гречески «сходноугольность». 5* 67
3.3. Минералы-эталоны определенного цвета (А. Г. Бетехтин, 1954) Минерал Цвет Плотность Состав Аметист Лазурит Малахит Аурипигмент Киноварь Лимонит Гематит Самородная медь Халькопирит Золото Фиолетовый 2,65 SiC>2 Синий 3,7...3,9 Na2[AlSi04]e[S04] Зеленый 3,9...4,1 CuC04-Cu(0H)2 Лимонно-желтый 3,5 AI2S3 Красный 8,0...8,2 HgS Бурый 3,3...4,0 HFe02nH20 Черный 5,3 Fe2Os Медно-красный 8,5...8,9 Cu Л ату нно -желтый 4,1...4,3 CuFeS2 Золотисто-желтый 15,5...19,4 Au минералов и горных пород в лабораториях с помощью точных методов определяют оптические константы минералов, изучают их кристаллографические, пьезоэлектрические и магнитные свойства, радиоактивность, люминесценцию, при помощи хими¬ ческого и физического анализа детально исследуют химический состав минералов, а также используют рентгеновский и «различ¬ ные термические методы. Цвет. Окраска минералов привлекала внимание человека еще в глубокой древности. Вполне естественно, что многие на¬ звания минералов были даны по этому признаку, например: ге¬ матит (гаматикос— по-гречески кровавый), альбит (альбус — по-латыни белый), рубин (рубер — по-латыни красный), аури¬ пигмент (аурум — по-латыни золото). Цвет минералов зависит от их структурных особенностей, присутствия в них красящих элементов (хромофор) и механических/ примесей (табл. 3.3). По красящим элементам — хромофорам различают следую¬ щие окраоки минералов: 1) идиохроматическую, или собствен¬ ную (зеленая у малахита); 2) аллохроматическую, чуждую для минерала окраску, например, горный хрусталь обычно бесцве¬ тен, но бывает окрашен в красивые фиолетовые (аметист), чер¬ ные (морио,н), дымчатые (раухтопаз) тона. Собственную окра¬ ску минерала загрязняют механические примеси: бурые гид¬ роокислы железа, красная окись железа, органические ве¬ щества. Благодаря хромофорам и примесям цвет одного и того же минерала может быть различнььм. Цвет минерала следует оп¬ ределять на свежем изломе, так как на поверхности он может измениться в результате выветривания, которое особенно легко затрагивает сернистые и мышьяковистые минералы. В полевой обстановке яркие цвета и .налеты вторичных ми¬ нералов фиксируют внимание исследователя и служат призна¬ ке
ком, по которому могут быть открыты месторождения полезных ископаемых. Многие минералы в мелкораздробленном состоя¬ нии (порошке) имеют иной цвет, чем в куске. Для исследова¬ ния цвета минерала нег надобности его измельчать, достаточно определить цвет его черты. Для этого надо провести куском минерала по неглазурованной фарфоровой пластинке. На по¬ верхности пластинки останутся мелкие порошинки минерала, окрашенные в определенный цвет. Так, пирит в куске соло¬ менно-желтый, а в порошке почти черный, гематит черный, а в порошке вишнево-красный, магнетит черный <и в порошке черный. Медьсодержащие минералы на поверхности имеют пестро- окрашенную тонкую пленшу, обусловленную явлениями интерфе¬ ренции света. Эта пленка образуется на поверхности минерала в результате различных реакций, возникающих при процеосах химического выветривания. Такое явление получило название ■побежалости. Побежалость наблюдается только у минера¬ лов с металлическим блеском. Цвет пленки отличается от цве¬ та минерала. Побежалость бывает радужной, нескольких цве¬ тов (у халькопирита), когда поверхность минерала перелива¬ ется синим, красным я розовато-фиолетовым цветами, а также одноцветной, например золотистой (у бурого железняка). Прозрачность. Под этим понятием подразумевается способ¬ ность вещества пропускать свет. Одна часть падающего на тело светового потока им отражается, а другая проходит внутрь среды. Проникший в вещество луч света меняет свою скорость, преломляется. По мере проникновения луча в глубь вещества его энергия расходуется, превращается в другие виды энер¬ гии— происходит поглощение (абсорбция) света. Прозрач¬ ность зависит от физико-химических свойств вещества. В зависимости от степени прозрачности все минералы под¬ разделяют на прозрачные (горный хрусталь, исландский шпат), полупрозрачные (сфалерит, киноварь) и непрозрачные (пирит, галенит, графит). Многие непрозрачные минералы, например халцедон, био¬ тит, просвечиваются в краях — в тонких обломках. У некото¬ рых прозрачных минералов, например у исландского шпата (разновидность кальцита), из-за резкой анизотропности опти¬ ческих свойств интенсивность преломления изменяется в зави¬ симости от направления световых колебаний, поэтому входящие в кристалл световые лучи раздвигаются. Просматривающиеся через исландский шпат буквы или штриховые рисунки удваи¬ ваются, в связи с чем исландский шпат часто называют удваи¬ вающим шпатом. Свойство двупреломления прозрачного каль¬ цита используют в поляризационных приборах. Блеск. Блеск минералов зависит от количества отраженно¬
го света, которое, в свою очередь, зависит от показателя пре¬ ломления вещества. Различают металлические и неме¬ таллические б лес к и. Минералы, показатели преломления которых больше 3, имеют металлический блеск. Обычно они непрозрачны даже в очень тонких зернах или пластинках. Та¬ ковы самородные элементы, многие сульфиды, некоторые ок¬ сиды (золото, галенит, пирит, пиролюзит и др.). При показателе преломления от 1,9 до 2,6 минералы об¬ ладают сильным блеском, который называют алмазным (алмаз, самородная сера, цинковая обманка — сфалерит). Ми¬ нералы, имеющие показатели преломления от 1,3 до 1,9, отли¬ чаются стеклянным блеском (гипс, кальцит, ортоклаз и т. д.). Кроме того, выделяют промежуточный блеск между металлическим и алмазным — так называемый полуметал- л ичес.кий, или металловидный (у гематита, киновари, куп¬ рита). Этот блеск иногда можно сравнить с блеском потускнев¬ ших от времени металлов. На характер блеска влияет состояние отражающей поверх¬ ности. Так, если на ней образовались мельчайшие неровности и бугорочки, то отраженный свет частично рассеивается, бла¬ годаря чему поверхность минерала кажется как бы смазанной жиром, то есть имеет жирный блеск. Этот блеск особенно характерен для поверхностей излома нефелина и самородной серы. Особенно неровные поверхности являются причиной вос¬ кового блеска (характерен для халцедона). Явления интерференции света, проходящего через тонкие пластинки, можно наблюдать у кристаллов слюды, иногда кальцита. Интерференция света — причина характерного для этих минералов перламутрового блеска. При параллель¬ но-волокнистом строении агрегатов минералов возникает шел¬ ков .истый блеск (у волокнистого гипса — селенита, ас¬ беста) . Минералы, у которых блеск отсутствует, называют мато¬ выми (пиролюзит, каолинит, различные охры). Спайность. Спайностью называют способность некоторых минералов раскалываться по определенным кристаллографиче¬ ским направлениям с образованием зеркальных поверхностей — плоскостей спайности. Различают следующие виды спайности: 1) весьма совершенная, когда минерал по определенному направлению очень легко расщепляется «а пластинки, листоч¬ ки, чешуйки. Плоскости опайности — зеркально-блестящие, ров¬ ные (например, у слюды); 2) совершенная, когда минерал в определенном направле¬ нии раскалывается tc образованием ровных блестящих плоско¬ стей. Совершенную юпайность различают: в двух направлени¬ 70
ях (у ортоклаза), в трех (у кальцита, каменной соли), в че¬ тырех (у флюорита), в шести (у сфалерита). Все минералы, относящиеся к группе шпатов, имеют совершенную спайность; 3) средняя, когда минерал при ударе распадается на оскол¬ ки, ограниченные примерно в одинаковой степени как плоско¬ стями спайности, так и неправильными поверхностями излома (например, у авгита); 4) несовершенная, обнаруживаемая с трудом на обломках минерала; значительная часть обломков ограничена непра¬ вильными поверхностями излома (у апатита, берилла). Спайность отсутствует, .когда при уда'ре минерал (например, кварц, касситерит или пирит) раскалывается по случайным на¬ правлениям и дает неровные поверхности излома. Плоскости спайности необходимо отличать от граней кри¬ сталла, .которые у кварца, магнетита, пирита выражены очень четко. В различных минералах, обладающих спайностью, плоско¬ сти спайности ориентированы по определенным кристаллогра¬ фическим •направлениям, например, у галенита и галита — по кубу, у многих карбонатов — по ромбоэдру, у амфиболов и пи- роксенов — по призме, у слюд — по пинакоиду. Излом. При расколе у минералов возникают поверхности, определяющие излом. Чем совершеннее спайность, тем труднее установить характер излома. Минералы, обладающие спай¬ ностью, дают ровный излом, например кальцит, галит. У мине¬ ралов, не обладающих спайностью, выделяют следующие виды излома: 1) раковистый — похожий на внутреннюю поверхность раковины (у опала, халцедона, обсидиана — вулканического стекла); 2) неровный — характеризующийся неровной поверх¬ ностью без 'блестящих спайных участков (у апатита); 3) зано¬ зистый— присущий минералам волокнистого сложения, напо¬ минает излом древесины поперек волокнистости (у асбеста, волокнистого гипса, иногда роговой обманки); 4) крючкова¬ тый— поверхность излома покрыта мелкими крючочками (у са¬ мородной меди, самородного серебра). У землистых минералов излом землистый, у имеющих зер¬ нистое строение — зернистый. Твердость. Под твердостью понимают степень сопротивле¬ ния поверхности испытываемого минерала царапанью. Это очень важное физическое свойство, имеющее большое практическое значение для диагностики минералов в полевых условиях. Для оценки относительной твердости минерала используют специальный набор минералов, ,в котором каждый последую¬ щий минерал своим острым концом царапает все предыдущие. Этот набор минералов получил название шкалы Мооса. 71
В нем 10 минералов разной твердости, которая условно обоз¬ начается баллами от 1 до 10. В полевой обстановке часто приходится определять твер¬ дость 'при .помощи ногтя, ножа, стекла, гвоздя и других пред¬ метов. Абсолютное значение твердости получают на особых приборах. Сравнительная твердость 'минералов, определяемая разными ^методами, приведена в таблице 3.4. 3.4. Сравнительная твердость минералов — шкала Мооса Твердость истинная по отно¬ шению к корунду, относитель¬ ная по шкале Мооса полевая Число твер¬ дости (Н), определен¬ ное на при¬ боре ГТМТ-3 Абсолютная твердость по методу Гер¬ ца, кг/см* 0,003 1. Тальк До 2 (мягкие .породы, чер¬ тятся ногтем) 2,4 500 0,014 2. Гипс То же 36 — 0,026 3. Кальцит 3...5 (средние породы, чер¬ тятся стальным иожом) 109 — 0,075 4. Флюорит То же 189 11 000 0,123 5. Апатит 336 23 700 2,5 6. Ортоклаз Более 6 (твердые породы, не чертятся стальным но¬ жом) 795 25 300 15,0 7. Кварц Более 7 (чертит стекло) 1120 30 800 43,0 8. Топаз То же 1427 52 000 100,0 9. Корунд Более 8 (режет стекло) 2060 113 000 15000,0 10. Алмаз Более 10 (режет все веще¬ ства) 10 000 Алмаз — это самый твердый минерал, не имеющий себе подобного в природе. Он более чем в 4000 раз тверже талька. Таким образом, твердость минерала, выражающаяся в бал¬ лах, имеет не абсолютное, а относительное значение. В природ¬ ных условиях на микротвердомере ТМТ-2 определена твердость следующих минералов: тальк — 2,4 кг/мм2, кальцит—109, кварц—1120, алмаз—10 060 кг/мм2. Кроме образцов минералов шкалы Мооса, для определения твердости пород можно использовать разные легкодоступные предметы, твердость которых в цифрах шкалы Мооса известна, например: ноготь, твердость которого равна 2,5, .медную (моне¬ ту— твердость 3, кусочек оконного стекла — твердость 5...5,5, стальной перочинный нож — твердость 5,5...6. Практически при помощи ногтя и ножа можно определить твердость многих ми¬ нералов твердостью до 6. Так, нож будет давать черту на ми¬ 72
нералах, имеющих твердость 5 и меньше, причем глубина этой черты и прилагаемое усилие указывают на большую или мень¬ шую твердость. Минералы, имеющие твердость 6 и более, ос¬ тавляют царапины на иоже и стекле. Если минерал пишет на бумаге, не царапая ее, твердость его равна 1. Если минерал чертится ногтем, а сам не оставля¬ ет царапины «а ногте, то твердость его не более 2,5. Если но¬ готь не оставляет царапины ,на минерале, то твердость этого минерала более 2,5. В природе преобладают минералы твердо¬ стью до 7. Для определения твердости минерала на нем необходимо выбрать небольшую гладкую плоскость без включений других минералов, провести по ней, слегка надавливая, острым углом другого минерала и исследовать полученную царапину. Для этого надо сдуть с царапины порошок и убедиться в том, что действительно осталась царапина. Твердость одного и того же минерала зависит от направле¬ ния и кристаллографического значения грани, которая подвер¬ гается исшытанию, например, у дистена твердость в направле¬ нии длинной грани равна 4,5, а в перпендикулярном ей на¬ правлении на той же плоскости — 6...7. Аморфные и порошковатые разности многих минералов об¬ ладают ложными малыми твердостями, например, гематит в кристаллах имеет твердость 6, а в виде красной охры — только 1. Твердость опала и каолинита также изменяется в значитель¬ ных пределах. Плотность. Плотность минералов колеблется в широких пре¬ делах— от 0,9 (лед) до 23 (группа оомистого иридия). Наибо¬ лее многочисленны минералы плотностью от 2,5 до 4, поэтому она служит диагностическим признаком только минералов тя¬ желых элементов — свинца, вольфрама, бария. По плотности минералы подразделяют на три группы: лег¬ кие — плотностью до 2,5, средние — 2,4...4, тяжелые — более 4. Плотность минерала зависит от его химического состава и структуры. Например, пирит Fe2S кубической сингонви имеет плотность 4,9...5,2, а марказит того же состава ромбической сингонии — 4,6...4,9. При переходе кварца в тридимит с изме¬ нением кристаллической структуры изменяется и его .плотность: от 2,65 до 2,26. Непрозрачные минералы с металлическим бле¬ ском обычно тяжелые, прозрачные минералы со стеклянным блеском — сравнительно легкие. Для точного определения плотности минерала существует много лабораторных методов (пикнометрический, определение в тяжелых жидкостях). В полевой обстановке важно научиться определять плотность минерала приблизительно, взвешивая его кусок на левой ладони, отличать легкие минералы, например 73
гипс, кварц, галит, ортоклаз, от тяжелых — пирита, магнетита, барита и др. Магнитность. Это способность минералов действовать на магнитную ,стрелку или притягиваться магнитом. Она свойст¬ венна магнетиту, пирротину, природной платине, содержащей железо, и др. Для испытания на магнитность кусочек минера¬ ла измельчают молоточком, .потом к измельченному минералу прикасаются намагниченным перочинным ножом или магнитной подковой. Средние значения плотности главных минералов и некото¬ рых пород и почв: Минерал, порода, Средняя плотность, Минерал, порода, Средняя плотность, почва г/см3 почва г/см3 Минерал: базальт кварц 2,65.. .2,66 диабаз ортоклаз 2,56.. ,.2,58 ■мрамор альбит 2,6.. .2,62 известняк-ра¬ биотит 2,7.. ,.3,1 кушечник роговая обманка 3,0.. .3,3 песчаник гипс 2,3 глина доломит 2,8. ..2,9 валунный сугли¬ кальцит 2,71. ..2,72 нок (морена) каолинит 2,6 кварцевый песок .монтморилло¬ 2,0. ..2,2 Лёсс нит Чернозем лимонит 3,6. ..4,0 Торф магнетит 5,17. ..5,18 Лед при 0 °С Порода: 2,6. ..2,7 гранит 2,9...3,3 2,9 2,72 2,7 2.35...2.65 2,92 2,68 2,65 2.68...2.7 2,37 0,5...0,8 0,92 Растворимость в кислотах*. Важное свойство одних карбо¬ натов (кальцита, малахита)—растворимость на холоде в раз¬ бавленной соляной кислоте с выделением пузырьков С02. Для того чтобы растворить другие карбонаты в этой кислоте, их надо измельчить в порошок (доломит) шш подогреть (магне¬ зит), или даже довести до кипения раствор 'соляной кислоты. Это свойство геологи широко используют для диагностики кар¬ бонатных пород — известняков, мела, некоторых глин, лёссов. Похожие по .внешнему виду 1на карбонатные шороды с соляной кислотой не взаимодействуют. Вкус. Растворимые в воде минералы имеют вкус: галит — соленый; сильвин — горько-соленый; мирабилит — холодящий, соленый; квасцы — кислые. Легкорастворимые минералы раст¬ * Всюду в книге имеется в виду растворимость в 10 %-ном растворе со¬ ляной кислоты. 74
воряются иа языке (карналлит), нерастворимые (каолинит и галлуазит) —л и,пнут,к языку и влажным губам. Запах. При трении желваков фосфоритов друг о друга воз¬ никает запах жженой кости, горелой кожи (свидетельствует о присутствии фосфора). Некоторые'минералы (сера, янтарь) при нагревании легко загораются и испускают характерные запахи. Иногда запах начинает ощущаться при 'выбивании из минера¬ ла искр. Так, запах сернистого газа характерен для пиритч, марказита; чеснока—для арсенопирита и других мышьякови¬ стых минералов. Определить минерал или горную породу можно по специ¬ альным определителям. 3.5. ФОРМЫ НАХОЖДЕНИЯ МИНЕРАЛОВ В ПРИРОДЕ Естественные скопления минералов в виде зерен или крис¬ таллов называют минеральными агрегатами. Различа¬ ют следующие формы минеральных агрегатов. Монокристалл — одиночный, хорошо выраженный многогран¬ ник, характеризующийся определенной формой: тетраэдр, ром¬ боэдр, дипирамида. Такая форма минеральных агрегатов ти¬ пична для горного хрусталя, кальцита, пирита. По форме оди¬ ночного кристалла можно определить м-инерал. Так, кристаллы галита, пирита, галенита имеют форму юуба; кальцита — ром¬ боэдра; кварца, горного хрусталя — шестигранника. Сросшие¬ ся одиночные монокристаллы образуют так называемые двойни¬ ки, тройники. Так, для гипса характерен двойник «ласточкин хвост» (рис. 3.6), для ортоклаза — карлсбадские двойники. Строение минеральных агрегатов может быть следующим: зернистым — мелкие сросшиеся зерна кристаллов (оливин, апатит); землистым — по внешнему виду напоминают рыхлую почву, легко растираются между пальцами (каолин, охра); плотным — нельзя различить контуры отдельных зерен даже в лупу (халцедон); игольчатым, призматическим — кристаллики имеют удлиненную форму (волокнистый гипс, роговая обманка); листоватым, пластинчатым — кристаллы легким усилием рас¬ щепляются по плоскостям спайно¬ сти на листочки — чешуйки (слю¬ ды). Друзы (рис. 3.7, а) — сростки кристаллов (щетки), прикреплен- Рис. 3.6. Двойники «ласточкин хвост» гипса 75
ных одним концом к общему основанию (горный хрусталь, кварц, галенит). Дендриты (рис. 3.7, б) — ветвистые древовидные агрегаты, получающиеся при быстрой кристаллизации (самородная медь, серебро и др.). Некоторые дендриты возникают при коагуляции коллоидов (окислы марганца, окислы железа). Конкреции (рис. 3.7, в) — агрегаты шарообразной формы (желваки), иногда с радиально-лучистым строением внутри. Рост конкреций осуществляется от центра к периферии. Они характерны для фосфорита и марказита. Секреции, или жеоды (рис. 3.7, г), — полости, пустоты в горной породе, отчасти заполненные минеральным веществом. В противоположность конкрециям рост жеод происходит от пе¬ риферии (стенок) к центру. Оолиты (рис. 3.7, д)—небольших размеров шарики, имею¬ щие концентрически-скорлуповатое строение. Шарики могу г 76
быть сцементированными или находиться в рыхлом состоянии (пиролюзит оолитового строения, иногда боксит). Натечные формы — сталактиты и сталагмиты (рис. 3.7, е) — образуются в результате выделения минерала из раствора при испарении. Обнаружены в пещерах, пустотах. Характерны для кальцита, гидроксидов железа. Натечный характер имеют так¬ же почковидные агрегаты (рис. 3.7, ж)—малахит, арагонит и др. Налеты, примазки кристаллов встречаются в виде тонких пленок на поверхности минералов и пород, например, тонкие пленки бурых гидроксидов железа на горном хрустале, примаз¬ ки малахита на породах, вмещающих медные руды. Выцветы мельчайших кристаллов — периодически появляю¬ щиеся отложения солей, чаще всего легкорастворимых водных сульфатов или галоидов на поверхности сухих почв, горных по¬ род, руд. В дождливые периоды они исчезают, в сухую погоду появляются. 3.6. МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ МИНЕРАЛОВ БЕЗ МИКРОСКОПА И С МИКРОСКОПОМ Методы изучения минералов без микроскопа. Среди этих методов выделяют метод определения минералов по внеш¬ ним физическим свойствам и шлиховой анализ. Ключом к оп¬ ределению минералов ,по внешним физическим свойствам явля¬ ется блеск — металлический и неметаллический, а также твер¬ дость (можно ногтем или куском стекла оставить царапину на минерале). Далее выяаняют цвет минерала в куске и в порош¬ ке (черта), вкус, растворимость в воде и в холодной соляной кислоте, горит он или легко плавится и т. д. Потом по табли¬ цам находят минерал, который соответствует обнаруженным признакам. При определении горных пород идут следующим путем. Уста¬ навливают рыхлый ли или плотный образец. Выясняют, ре¬ жется ли порода ножом, царапается ли ногтем, .пачкает ли руки, вскипает ли от соляной кислоты и т. д. Обращают внима¬ ние на зернистость, слоистость, однородность, излом, отпечатки или остатки окаменелостей. По справочникам-определителям (обычно в них включены наиболее распространенные минералы и горные породы) нахо¬ дят породу, соответствующую обнаруженным признакам. Многие .кристаллы при нагревании, сжатии, растяжении, воздействии на них ^различных излучений приобретают новые свойства. Так, в связи с изменением температуры кристаллов на их концах возникают электрические токи — пироэлек¬ тричество, а при растяжении или сжатии кристаллов — 77
пьезоэлектричество. Хотя эти образующиеся на гранях кристаллов пиро- и пьезоэлектрические заряды очень невелики,, но все-таки их значения можно замерить. Методы шлиховых анализов 115] наиболее эффективны при поисках многих полезных ископаемых тяжелых металлов (зо¬ лото, алмазы и др.). Ныне их широко применяют для решения ряда вопросов генетического почвоведения, стратиграфии, гео¬ морфологии, палеогеографии, когда корреляцию отложений проводят преимущественно по составу тяжелых фракций. Шлих — это тяжелая фракция, остаток от промывки рых¬ лого материала или проба специально измельченных руд и по¬ род. Методы шлиховых анализов заключаются в качественном и количественном определении и изучении минералов в шлихе (средняя проба образца массой 5... 10 г). Выполняют анализы как в минералогических лабораториях, так и в полевых разве¬ дочных и эксплуатационных условиях. Методика работ проста. Рассыпной или измельченный в по¬ рошок материал промывают в деревянном лотке или железном ковше, смывая легкие минералы. В итоге промывки в лотке остается небольшое количество тяжелых минералов. Отмытую пробу (шлих) смывают в чашку, просушивают, кладут в па¬ кетик и отправляют в лабораторию. Цвет шлиха зависит от преобладания того или иного тяже¬ лого минерала, а минеральный состав — от состава исходных материнских горных лород. Каждой породе (магматической, осадочной, метаморфической) или россыпи 'соответствует своя ассоциация минералов — парагенезис. Если шлих состоит из светлоокрашенных определенных минералов — полевых шпатов, кварца, то он светлый. Магнетит, ильменит, хромит придают шлиху черную окраску, гранаты — красную, циркон — светло- коричневую. Аллювиальные отложения, почвы пойм больших рек, образовавшиеся в результате размыва пород различного состава, содержат разные ассоциации минералов. Разделение шлиха на фракции основано на различных физических свойст¬ вах минералов — внешнем виде, окраске, габитусе, плотности, оптических свойствах. Дальнейшее изучение шлиха проводят при помощи капельных и микрохимических реакций и более точных методов анализа — под микроскопом, с помощью паяль¬ ной трубки, люминесценции, радиоактивности и т. д. Методы изучения минералов с микроскопом. Среди этих ме¬ тодов выделяют кристаллооптический, кристаллографический, химические, люминесцентный, термический, рентгено-структур- ный [15, 16, 22]. Кристаллооптический метод (предложен в России в 1867 г. геологом А. И. Иностранцевым) весьма распространен. Он ос¬ нован на изучении оптических свойств кристаллов. Оптические 78
константы минералов и другие параметры определяют при помощи поляризационного микроскопа (рис. 3.8). Структуры мрамора, кри¬ сталлического (гранато-слю- дяного сланца) гранита под микроскопом показаны на ри¬ сунке 3.9. Кристаллографический ме¬ тод базируется на законе по- _ стоянства гранных углов кри¬ сталлов и справедлив лишь ^ для твердых тел, имеющих кристаллографические формы. Химические методы — срав¬ нительно дороги, трудоемки но очень важны. Среди них Рис- 3.8. Поляризационныи микроскоп: различают: ЭМИССИОННЫЙ спек- 'а-р^5К1ЛО’р2едйетТйСстолик; 5 -°шлРик тральный анализ на спектро- породы, прикрепленный к предметному /Т/ГГ'ГТ OQ ТЯГ*ГГ стеклу; 6 — анализатор; 7 — винт для rpiacpax (rlL.ll-ZO, rlL.lI-oUj — наводки на фокус; 8 — препаратодержа- ВЫПОЛНЯЮТ ДЛЯ установления тель (лапка); 9 - штатив качественного и отчасти коли¬ чественного состава минералов — и метод экспресс-анализа — отличается быстротой и дешевизной и требует очень неболь¬ шого количества вещества. Спектральный анализ заключается в сжигании некоторого количества какого-либо вещества в электрической дуге — элек¬ трической высоковольтной искре. При таком сжигании пробы испаряются, соединения диссоциируются на атомы, которые воз¬ буждаются и светятся. Это свечение при помощи оптических • О 1 2мм i i i Рис. 3.9. Структуры мрамора (а), кристаллического (гранато-слюдяного) сланца (б) и гранита (в) под микроскопом: Са — кальцит; Ga — гранат; Mi — слюда; Qu — кварц; Fs — полевой шпат 79
систем (тризмы) разлагается на спектр, который регистрирует¬ ся на фотопластинках особыми приборами — квантометрами. Плазменная фотометрия — один из видов эмиссионного ме¬ тода. Испытуемый образец переводят в жидкое состояние — раствор — и помещают в сосуд. Источником возбуждения слу¬ жит пламя горелки, работающей яа горючем газе, например ацетилене. Этот метод прост, довольно быстр. Его погрешность 2...4%. При помощи особого распылителя анализируемый расг- вор в виде мельчайших брызг (аэрозоля) вводят в пламя го¬ релки. Излучение разлагается в спектр и, попадая в фотоэле¬ мент, вызывает фототок, который измеряется или регистриру¬ ется самописцем. Результатом развития метода плазменной фотометрии яв¬ ляется атомно-абсорбционный анализ, который позволяет опре¬ делить щелочные и щелочноземельные элементы — Со, Ni, Zn, Hg, Мо и др. Существует также ряд методов изучения минералов с по¬ мощью рентгеновских лучей, основанных на том, что структура кристаллов служит природной дифракционной решеткой для рентгеновских лучей, обладающих очень, малой длиной волны — от 0,01 до 1 ям. Полученные при исследовании рентгенограммы (результат) расшифровывают, определяя форму кристалла, и высчитывают межплоскостные расстояния кристаллических ре¬ шеток. Специальные наборы рентгенограммы эталонных образ¬ цов являются своеобразным ключом — определителем для ми¬ нералов. В минералогии глин часто используют термический метод. Испытываемый образец помещают в специальную печь, темпе¬ ратуру которой повышают. Наблюдают изменения, которые про¬ исходят в минералах при колебаниях температуры. Кривые нагревания «ли охлаждения анализируют. 3.7. ОБРАЗОВАНИЕ МИНЕРАЛОВ, ГОРНЫХ ПОРОД И РУД Минералы, горные породы — это не застывшие, неизменяе¬ мые тела, напротив, они находятся под действием постоянно сменяющихся процессов стаиовления, долгого развития и ис¬ чезновения. В противоположность ботаническим событиям гео¬ логам приходится считаться с совершенно иными промежутками времени — длительными геологическими эпохами, измеряемыми миллионами лет (см. главу 2). Минералы, горные породы с физико-химической и геологи¬ ческой точек зрения могут образовываться следующим об¬ разом: 1) вследствие остывания и затвердевания сложного сили¬ катного расплава (матмы)—эндогенный процесс; 80
2) под воздействием условий, господствующих на поверх¬ ности Земли, — различные процессы выветривания, осадкона- копления ,и диагенеза — экзогенный процесс; 3) .под действием повышенных давлений и температур и в результате перекристаллизации — м е т а м о р ф о г е н н ы й процесс. Эти .процессы теоно связаны между собой многочисленными переходами, часто протекают параллельно во времени и про¬ странстве и оказывают взаимное влияние друг на друга. При дифференциации геологических процессов ученые выделяют следующие главнейшие группы: А — эндогенные. I. Собственно магматические. II. Пегмати¬ товые. III. Постмагматические; Б — экзогенные. I. Месторождения выветривания. II. Оса¬ дочные месторождения; В — метаморфогенные. Мета морфизованные, метаморфиче¬ ские. При эндогенных процессах различают два случая образова¬ ния пород: 1) маша остывает на глубине в толще земной коры, буду¬ чи со всех сторон окружена боковой породой, — образуются глубинные, или плутонические (по другой терминологии — ин¬ трузивные), породы; 2) магма достигает земной поверхности и застывает — об¬ разуются «злившиеся, или вулканические (по другой термино¬ логии — эффузивные), породы. 'При эндогенных и экзогенных процессах установлен ряд гео¬ химических закономерностей, помогающих в изучении и поис¬ ках полезных ископаемых. Изоморфизм. Под изоморфизмом понимают способность эле¬ ментов замещать друг друга в химических соединениях род¬ ственного состава. В этом случае кристаллическая решетка ве¬ щества допускает замену одних ионов, например Mg2+, ионами других элементов, например Fe2+. Два вещества могут заменять друг друга в том случае, ес¬ ли «меют аналогичную (химическую формулу и их соответствен¬ ные ионы несут одинаковые по знаку заряды, а размер ионов и степень их поляризации близки. Пример: Mg2+ (ионный ради¬ ус 0,075 нм), Fe2+ (ионный радиус 0,079 нм), Fe3+ (ионный радиус 0,079 нм), А13+ (ионный радиус 0,057 нм). Изоморфные смеюи широко развиты © природе. Например, изоморфная смесь форстерита (Mg2Si4), фаялита (Fe2Si04) представляет собой минерал оливин, широко распространенный в природе: mMg2Si04nFe2S Ю4 или (MgFe)2Si04. Все три .ми¬ нерала— форстерит, фаялит и оливин —кристаллизуются в ромбической сингонии. б Заказ № 985 81
Минералы магнезит (MgC03) и сидерит (FeC04) образуют между собой непрерывный ряд смесей: mMgC03nFeC03 или (MgFe)C03 — брейнерит. Более сложную изоморфную смесь представляют плагиоклазы, в которых молекула альбита Na(AlSi30g) в самых различных соотношениях может заменять¬ ся молекулой анортита Са (AlSisOg) с образованием кристаллов одного и того же триклинного класса. В этих соединениях про¬ исходит замена ионов Na2+, Si4+ на ионы Са2+, А13+. Полиморфизм. Полиморфизмом называют апособность оди¬ наковых по химическому составу веществ образовывать различ¬ ные структуры. Примерами полиморфных веществ служат: алмаз (С)—кубическая сингония — и графит (С)—гексаго¬ нальная сингония; пирит (FeS2)—кубическая сингония — и марказит (FeS2) — ромбическая сингония; кальцит (СаС03) — тригональная сингония — и арагонит (СаС03) — ромбическая сингония. Трудно в природе подыскать пример столь большо¬ го отличия, какое существует между алмазом и графитом — двумя полиморфными модификациями углерода. Алмаз — самый твердый минерал (твердость 10), прозрачный, бесцветный, с сильным блеском, совершенной спайностью, плохюй проводник электричества, а графит—мягкий минерал (твердость 1...2), землистый, непрозрачный, черный, с металловидным блеском, весьма совершенной спайностью, хороший проводник электри¬ чества. Полиморфизм самородного углерода и некоторых других веществ вызван условиями образования этих минералов. Псевдоморфизм. Псевдоморфозы возникают в результате за¬ мещения одного минерала другим >с сохранением внешней фор¬ мы замещаемых кристаллов или при последующем заполнении пустот, образовавшихся при выщелачивании минералов. Различают псевдоморфозы превращения, вытеснения и вы¬ полнения. При псевдоморфизме превращения минерал, слагающий псевдоморфозу, сохраняет часть элементов, входящих в состав замещенного минерала, например псевдоморфозы лимонита по пириту. Лимонит в поверхностных условиях нередко встреча¬ ется в виде хорошо образованных кристаллов — кубов и других многогранников. Эти формы ложные и представляют псевдо¬ морфозы лимонита по пириту. Пирит (FeSz) постепенно перехо¬ дит в лимонит (РегОзпНгО), причем состав его изменяется, а внешняя форма, характерная для пирита, сохраняется. Изве¬ стны также псевдоморфозы лимонита по сидериту. К псевдоморфозам вытеснения относят, например, псевдо* морфозы опала или халцедона по древесине. В этом случае древесина вытесняется кремнеземом, причем сохраняется кле¬ точное строение древесины. Псевдоморфозами вытеснения явля¬ 82
ются окаменелости — псевдо¬ морфозы кальцита, фосфорита, марказита по остаткам расти¬ тельных или животных орга¬ низмов— раковинам моллюс¬ ков, панцирям ракообразных и т. д. Прекрасно сохранились раковины аммонитов, превра¬ щенные в марказит (рис. 3.10). Псевдоморфозы выполне¬ ния возникают в результате заполнения новым веществом пустоты, образовавшейся при выщелачивании какого-либо минерала. Понятие о парагенезисе. Изучая распространение мине- 3 Псевдоморфоза марка- ралов в земной коре, геологи установили, что одни минера¬ лы образуют ассоциации, другие никогда не встречаются вме¬ сте. Было замечено, что юварц очень редко находится вместе с оливином и никогда —с нефелином. Уже в древности знали, что золото надо иокать в жилах вместе с кварцем, серебро — вместе со свинцом. Драгоценные камни — бериллы, изумруды, топазы — приурочены ,к пегматитовым жилам, богатым слюда¬ ми, кварцем, полевыми шпатами; платина и хром — к зелено¬ вато-черным бескварцевым породам — дунитам, перидотитам; алмазы — к бескварцевым породам — кимберлитам. Совместное нахождение минералов ib природе русский мине¬ ралог В. М. Севергин назвал в 1798 г. «смежностью минера¬ лов». Позднее закономерное совместное нахождение минералов в природе, обусловленное их генетической связью друг с другом, получило название парагенезиса. Учение о парагенезисе было развито многими исследовате¬ лями [5 ,16] и является основой для организации поисковых и разведочных работ на различные полезные ископаемые и руды металлов и неметаллов. В работах В. Гольдшмидта, В. И. Вернадского, А. Е. Ферс¬ мана и их учеников выделен ряд парагенетических ассоциаций химических элементов и минералов в различных рудах (табл. 3.5). Магматические месторождения подразделяют на несколько подгрупп: 1) месторождения в ультраосновных и основных породах — с рудами апатито-титановыми, магнетитовыми, медно-никеле¬ выми (сульфидными); 6* 83
ЗХ Парагенетическая ассоциация минералов Стадии минералообразования Минерал магматическая постмагмати - ческая бысокотермальная гидротермаль - - ная Кварц Биотит Роговая обманка Микроклин Альбит Мусковит касситерит Арсенопирит Лирит Ссралерит Халькопирит 2) пегматиты кислых и щелочных пород — оловочвольфра- мавые и др.; 3) постмагматичеокие (скаршвые) месторождения, связан¬ ные с гранитами, — железные, медные, молибденово-вольфра¬ мовые; 4) постмагматические (гидротермальные) месторождения, связанные главным образом с кислыми (интрузиями, — иварце- во-касситеритовые, медные и медно-молибденовые, свинцово¬ цинковые, золотосульфидные, колчеданные, сурьмяно-ртутные, золото-серебряные; 5) метаморфические месторождения — железистые кварциты, марганцевые руды; 6) месторождения коры выветривания — железистые сили¬ катно-никелевые, алюминиевые, фосфатные латериты; 7) осадочные месторождения — железистые, марганцевые, алюминиевые, фосфатные. Следует подчеркнуть, что нахождение минералов ib одном куске образца еще не является обязательным указанием на их пара генетическую связь между собой. Например, в образце розового гранита ib структуре есть зерна — вкрапленники поро¬ дообразующих минералов—(биотита, кварца, роговой обманки и микроклина, .но <в прожилках присутствуют и альбит, и муско¬ вит, и касситерит — эти минералы образовались в результате «4
особой стадии пастмагматического процесса и парагенетически не связаны с кристаллизацией собственно гранитной .магмы. Кварц образуется на .протяжении всех трех стадий минера- лообразования, микроклин же кристаллизуется полностью в магматическую стадию, а сфалерит и халькопирит — в гидро¬ термальную. 3.8. КЛАССИФИКАЦИЯ И ПРОИСХОЖДЕНИЕ ПРИРОДНЫХ ВЕЩЕСТВ Как уже говорилось, кристаллы минералов могут формиро¬ ваться «различными путями: вырастать из газовой фазы, возни¬ кать из жидкостей, выпадать при охлаждении горячего рас¬ плава и насыщенного раствора в глубоких недрах и при испа¬ рении того же раствора в самой различной обстановке, в том числе и на поверхности Земли. Существует много систематик минералов, горных пород, полезных ископаемых, рассматрива¬ ющих эти геологические тела с различных позиций — общехо¬ зяйственных, промышленных, строительных, общегеологических, кристаллохимичеоких и генетических. Наиболее общая из них подразделяет все .вещества Земли на две большие группы — неорганические и органические соединения. В геохимии распространена классификация природных си¬ стем В. Гольдшмидта, в которой по признаку геохимического сродства химических элементов — совместных концентраций в геологических телах, все элементы подразделены на пять групп (табл. 3.6) [8]. 3.6. Геохимическая классификация элементов (по Б. Мейсону) Атмофил ьные элементы < атмосфера) Гидрофиль¬ ные элемен¬ ты (гидро¬ сфера) Литофильные элементы (земная кора+верхняя мантия) Халькофильные элементы (или ниж¬ няя мантия) Сидерофиль- ные элемен¬ ты (ядро Земли) N, О, С (в Н и О (в Li, Na, К, Mg, Са, Си, Ag, Zn, Си, Fe, Со, Ni, форме С02) форме Н20) В,а, В, А1 Hg, Ti Pt, Аи, Sn Н, Н20 (в С (в форме Редкие земли (С), Pb, As, В — веде пара) СОг и в рас- Si, Ti творе) Благород- (О), (N), Р, О, Сг, Н, F, Cl, S, Se, (Fe), (Мо), С, Р, (Pb), ные газы щелочи, Са, Вг, I, Мп (Сг) (As) Mg, галоге¬ ны, бор Атмофильные элементы инертны, летучи, находятся в газо¬ образном состоянии; гидрофильные — находятся в жидком со¬ стоянии (Н и О в форме Н20, С в форме С02) и в растворе; литофильные — накапливаются в период концентрации распла¬ 85
ва, по модели — это атомы, ионы; халькофильные и сидерофиль- ные — обладают большой плотностью и либо представляют со¬ бой расплавленные сульфиды, либо входят в состав минералов. Хозяйственная систематика минерального сырья. Все полез¬ ные ископаемые Н. И. Ермаков подразделил на четыре типа: I — металлы; II — неметаллы; III — горючие иокопаемые; IV — гидрогазоминеральное сырье. Среди металлов им выделен под¬ тип— месторождения элементов или их соединений, среди не¬ металлов— месторождения минералов и горных пород, кристал¬ лов, аморфных и скрытокристаллических веществ. Этот ученый обозначил буквой А техническое сырье, драгоценные камни и пьезооптическое сырье, Б — поделочное сырье и цветные камни, В—строительные материалы и стекольно-керамическое сырье, Г — твердое топливо (химическое сырье, каустобиолиты; гуми- ты, полусапропели и сапрапели), Д — отходы (разные шлаки, цемент, бетон), Е — агрономическое сырье (агроруды — удобре¬ ния и мелиоранты почв, корма для животноводства и птице¬ водства). Систематика минералов. До последнего времени наибольшее распространение имела .классификация минералов, ® основу ко¬ торой положен химический состав анионной части соединения. При составлении этой классификации ученые исходили из пред¬ посылки, что металловидная часть соединений минералов, обу¬ словливающая ряд внешних признаков (кристаллическую фор¬ му, оптические свойства и др.), позволяет объединить минералы в определенные классы. Изучение особенностей кристалличес¬ кой структуры минералов позволило установить четкую связь между их строением — структурой, химическим составом и фи¬ зическими свойствами (цвет, твердость, спайность)—и показа¬ ло, что морфология (внешний облик) минералов помогает определить их генезис. Перестройка минералогической систе¬ матики .и классификации минералов по А. Г. Бетехтину на кристаллохимической (структурной) основе открывает большие перспективы для распознавания и понимания некоторых про¬ цессов минералообразования. Кристаллохимическая классификация. Силикатные соеди¬ нения земной коры весьма разнообразны. Среди них есть глав¬ нейшие породообразующие минералы и относительно редкие ми¬ неральные виды. Состав и кристаллохимическая структура силикатов в большинстве случаев более сложные, чем других минералов. Основным элементом кристаллохимической струк¬ туры силикатов является кремнекислородный радикал — тетра¬ эдр (табл. 3.7, рис. 3.11). Во всех силикатах каждый ион кремния находится в соеди¬ нении с четырьмя ионами кислорода, расположенными в вер¬ шинах тетраэдра. Тетраэдры могут соединяться между собой
3.7. Кремнекислородные радикалы в структурах различных классов силикатов (упрощенно по Н. А. Торопову и Л. Н. Бурак) Отноше¬ ние [Si, А1]:0 Радикал Структура Формула Мине рал 12:48 Si04 Отдельные тетраэдры (острова) Mg[Si04] OqpcTe- р,ит 12:36 Si03 Цепочка Mg7(0H)2rSi80iil Авгит 12:33 SiOii Ленты Mg7(0H)2[Si80ii] Антофил¬ лит 12:30 Si40io Слои, листы Mg3(OH)2[Si4Oio] Тальк 12:24 Si02 Каркас Si40e= [Si02]i Кварц 12:24 (AlSi3)08 K(AlSi308) Ортоклаз 12:24 (AlSi2)06 K(AlSi2Oe) Лейцит 12:24 (AlSi)Oi » Na[(AlSi)04] Нефелин только через кислородные вершины. Способы сочленения крем¬ некислородных тетраэдров лежат в основе современной кри- •сталлохим’ической классификации силикатов. В зависимости от ixapaKTepa сочленения и расположения таких кремнекислород- ных тетраэдров в кристаллической решетке силиката получа¬ ются различные типы структуры (рис. 3.12). Наряду с подобным конечным радикалом силикатов выде¬ ляют радикалы бесконечные — линейные, плоскостные или про¬ странственные сочленен-ия кремнекислородных тетраэдров. Со¬ членения 1Юремнекислородных тетраэдров друг с другом в не¬ прерывные звенья дают цепные силикаты с радикалом tSi206]4”". В каждом звене ос¬ таются свободными четыре валентности; у двух кислоро- дов из каждого тетраэдра остается по две свободные валентности. Сдвоенные цепочки отве¬ чают радикалу [Si4On]6- и да¬ ют ленты или пояса. Наблюда ются они в структурах у ам¬ фиболов. Ленты, расположен¬ ные в одной плоскости, имеют по три общих кислорода и об¬ разуют бесконечный лист или слой, с радикалом [Si4Oi0]4", типичным для минералов со Рис- 31 Группировки из четырех ~ /ЛТт,лпи ионов кислорода с ионами кремния в слоевым строением (слюды, центре ^ и условное изображение каолинит, тальк). кремнекислородного тетраэдра (б) 87
А^АуЛуЛ Рис. 3.12. Типы кристаллохимической структуры силикатов: а — изолированные кремнекислородные тетраэдры, соединяющиеся катионами магния и железа (оливин); б — кольцевые группировки кремнекислородных тетраэдров (берилл); виг — одинарная и двойная цепочки кремнекислородных тетраэдров; д — плоская сет¬ ка кремнекислородных тетраэдров; е — трехмерный каркас кремнекислородных тетра¬ эдров При непрерывном трехмерном сцеплении к рем не ал ю мокн с- лорюдных тетраэдров в кристаллической структуре, при кото¬ ром каждый ион кислорода принадлежит одновременно двум тетраэдрам, сцепление тетраэдров происходит через все четы¬ ре вершины и дает каркасовую постройку — полевые шпаты (рис. 3.13), кварц и др. Каждый минерал имеет определенный химический состав, находящий овое выражение в химической формуле. Химическая формула содержит в виде сокращенных символов названия входящих в состав минерала элементов, таких как кислород (О), кремний (Si), алюминий (А1), железо (Fe) и др. (см. табл. 3.6). Общепринятой является структурная формула стро¬ ения минерала. Например, минерал галит (NaCl) состоит из одного атома натрия и одного атома хлора, при этом 23 мас¬ совые части натрия овязаны с 25 массовыми частями хлора. Иногда формулу минералов сложного состава записывают в
виде оксидов, входящих в минерал. Например, структурная формула калиевого полевого шпата — KAlSisOg, а формула, за¬ писанная в виде оксидов, имеет вид КгОАЬОзбЭЮг. Этот мине¬ рал состоит на 64,8% из двуокиси кремния (ЭЮг), на 18,3% из оксида алюминия (А1203), на 16,9% из оксида калия (К20). Кристаллохимические классификации многочисленны и в принципиальном отношении .мало отличаются друг от друга. В учебнике используется классификация Н. А. Торопова, учи¬ тывающая тип химического соединения, структуриые связи ве¬ ществ-ионов, атомов и т. д. (табл. 3.8). Развивая современные представления об изучении состояния твердого тела — кристаллическое и аморфное, автор полагает возможным .выделить три главных типа минералов: I. Кислородные соединения — минералы имеют преимущественно ионные структуры и иногда и о нно-кова¬ лентные; II. Некислородные соединения — структурные свя¬ зи атомные, ковалентные, металлические, особо — галоиды с ионными структурами; III. О р га н и ч е ск ие и искусственные соедине¬ ния — структурные связи отсутствуют. Типы минералов делятся яа классы. Кислородные соединения включают семь классов: 1—сили¬ каты; 2 — карбонаты; 3 — фосфаты; 4—вольфрамиты; 5 — нит¬ раты; 6—сульфаты; 7 — оксиды и гидроксиды. Некислородные соединения подразделены на 3 класса: 1 — самородные элементы; 2 — .сульфиды; 3 — галоиды. Минералы отдельных классов и подклассов распространены в земной коре следующим образом (%): каркасовые силикаты (полевые шпаты)—58; островные, цепочечные и ленточные си¬ ликаты (амфиболы, пироксены, оливин) — 16,5; кварц—12,5; слоевые силикаты (слюды) — 3,5; оксиды, гидроксиды (гема¬ тит, магнетит)—3,5; кальцит—1,5; глинистые минералы — 1,0 [15, 22]. Рис. 3.13. Кристаллы плагиоклаза — альбит 89
3.8. Кристаллохимическая классификация минералов (по Н. А. Тор олову, с дополнениями) В5х-ч ° а а о» (V 3 и а> I з SS IS О) 3 « * I 3 Он & £ о> 3 к к о S § § S3 0> 3 8 >» 31 Р С (U -I* сх, . н 38н •©•ss в* I S л з хо « 2 S 0 О fe Cl, св « H к ч •6* л ч я о » н н к я ч §§ (—I к § к Сё & § < Я ,5 О ё 3 к со О о. н о О к ч % с СП о 3 ч с I д S 2 Си & ю <V 3 5 3 4 6 5 Я § S О* CL> 8 ^ 2 а) « ч U я> 3 *=с к «е* Л 4 <м* U а> S * СО S к v§ 5 <У S s е* Я о 5 я ч К >> ' U * (D 8 О Ч « со К U Я 0 я 1 а> 8 а> 3 я I о Я к * S 90 . Цепочечные Авгит, тальк, гиперстен, диоп- сид
§ о о % >* 8.S. |1 !Ё ^ § к О s s 3. ф . в Ён* §1 та *=5 « Ч ёё *1 ga *=( *• к * §8 И сх s |§§ ч Ё s •3 2 s » S о со >» р. ч К СЗ S „ н К Н QJ Й S О, U й- Я vo та f-, S3 Я Я 3 g sS § § W » f“* у к g 4 я к s f-н vo Ж S p* i:*S lg§ |l| Й 5 | та s* ca s x ь b ^ gii 2 2 s £§i u & a d> я та W CU <L> Я I Я н та I I н к s t PQ 3 та f- о, та -0« р, л Я н з н о та Й S з » 3 SC д Й § о о PQ в Я н та s <8 * о н я н та Ъ Ч >» и я К <=С к II а 91
Среди породообразующих (основных) минералов выделяют первичные (образуются при магматических процессах) и вто¬ ричные (возникают яри .разложении и разрушении первичных минералов). Такие минералы широко распространены в почвах. По преобладающему химическому составу породообразую¬ щие минералы подразделяют ,на три большие группы: I. Нежелезомагнезиальные — обычно светлой окраски, плот¬ ностью 2,61...3,1 (мусковит); II. Железомагнезиальные — темноцветные или зеленые, плот¬ ностью 2,9...3,5 (авгит, гиперстен); III. Прочие: 1) глинистые, карбонаты — кальцит; 2) окси¬ ды— магнетит, гематит. Магнетит, гематит — черного цвета, плотностью 4,9...5,3. Автор считает целесообразным начинать изучение минера¬ лов не с самородных элементов, юак это обычно принято, а с наиболее распространенных минералов — с групп силикатов — подкласса свободного кремнезема. 3.9. ОПИСАНИЕ МИНЕРАЛОВ — КИСЛОРОДНЫХ СОЕДИНЕНИИ Минералы, относимые к классу силикатов, очень широко распространены: 87% массы земной коры до глубины 16 км приходится на них (та(бл. 3.9). Состав этих минералов сложный и непостоянный. В силикаты входят следующие элементы: Si, Al, Fe2+, Fe3+, Са, Mg, Na, К, Zi, Mn, Be, B, F, О, H (в виде ОН и Н*0). Описание минералов этого класса осуществляется по кри- 3.9. Химический состав земной коры Содержание (%) по данным Число извест¬ Химический Символ элемент А. П. Вино¬ градова (1962) Б. МеДсона * (1950) Р. Юбельта ** (1976) ных минера¬ лов Кислород О 47,00 Кремний Si 29,50 Алюминий А1 8,05 Железо Fe 4,65 Натрий Na 2,50 Магний Mg 1,87 Кальций С а 2,96 Калий К 2,50 Водород Н 0,15 Углерод С 0,10 46,60 49,13 1221 27,72 26,00 377 8,13 7,45 268 5,00 4,20 170 2,83 2,40 100 2,09 2,35 105 3,63 3,35 194 2,59 2,35 43 0,14 1,00 798 0,03 0,35 194 * Земная кора (литосфера+гидросфера+атмосфера). ** В основе подсчеты Кларка и Вашингтона, сделанные на базе более 5000 химиче¬ ских анализов горных пород (только твердая кора). 92
сталлохимичеокому принципу. Подкласс тетраэдрических груп¬ пировок анионов кислорода (О2-), между которым располага¬ ется катион кремния — его радикал, имеет вид [Si04]4-. В кристаллохимическом отношении структура кремнекисло¬ родного тетраэдра позволяет его рассматривать в классе си¬ ликатов, а не оксидов, как это •иногда делается в учебниках минералогии. Подкласс свободного кремнезема по своим физическим свойствам, распространенности удобен для начала изучения минералов студентами-негеологами. Подкласс свободного кремнезема (группа кварца). На долю- кремнезема в литосфере приходится 12,5%. Кварц SiC>2 (химический состав: Si — 46,7%, О — 53,3%) — один из самых распространенных в земной коре и наиболее изученных 'минералов. Этот минерал содержится в значитель¬ ных количествах во многих магматических, осадочных и мета¬ морфических породах, жильных образованиях, глинах и песках. Физические свойства кварца: сингония тригональная; твер¬ дость 7; плотность 2,5...2,8; спайность отсутствует (в кристал¬ лах четко выражены грани шестигранной призмы, что нельзя' принимать за плоскости спайности); излом раковистый; блеск стеклянный; цвет может быть самый различный (бесцветные разности обладают прозрачностью) — молочно-белый, серый,, черный; в кислотах, за исключением плавиковой и фосфорной, нерастворим. В зависимости от цвета, прозрачности многочисленные раз¬ новидности кварца имеют особое название: 1) горный хру¬ сталь—бесцветные прозрачные кристаллы; 2) аметист — фио¬ летовые разности; 3) раухтолаз — дымчатые прозрачные кри¬ сталлы, окрашенные в буро-серые тона; 4) морион — кри¬ сталлы черного цвета. Диагностика кварца: большая твердость (оставляет царапины на стекле, стальном лезвии); стеклянный блеск; от¬ сутствие апайности; кристаллы имеют облик шестигранных призм, на гранях поперечная штриховка. Происхождение: кварц образуется на последней стадии кристаллизации магмы, которая при избытке Si02 отличается рядом характерных свойств. Горячие растворы, циркулируя по трещинам пород и кристаллизуясь, создают различные агрега¬ ты минералов. Так возникает жильный кварц, содержащий ру¬ ды различных металлов — золота, серебра, цинка, меди. Круп¬ ные, хорошо ограненные шестигранные призмы с вершиной в виде ромбоэдра (морион, аметист, хрусталь) встречаются в пегматитовых жилах вместе с полевыми шпатами, слюдой. При метаморфических процессах кварц возникает вследст¬ вие обезвоживания опалсодержащих осадочных пород с обра¬ 93
зованием так называемых яшм, роговиков. При экзогенных процессах появлению осадочного кварца способствуют дегид¬ ратация и раокристаллизация гелей кремнезема, часто с обра¬ зованием опала и халцедона. Минералы, имеющие состав Si02, образуют несколько по¬ лиморфных модификаций, изменяющихся в зависимости от температуры- 0...573°С — а-кварц; 573...870°С — р-«варц; 870...1470°С — p-тридимит; 1470...1710°С— кристобалит; более 1710°С — жильный иварц (стекло). Наиболее распространены низкотемпературный а-кварц, ус¬ тойчивый при температуре ниже 573 °С, и высокотемпературный p-кварц, устойчивый при температуре выше 573 °С. При кри¬ сталлизации из расплава первоначально образуется а-форма, которая с понижением температуры превращается в р-форму. Для p-формы характерна горизонтальная штриховка на приз¬ матических гранях. Эта модификация кварца наиболее часто встречается в горных породах, и все последующее описание от¬ носится именно к ней. Кварц весьма стойкий к выветриванию минерал, поэтому его зерна в виде обломков накапливаются в большом количе¬ стве в пеаках различного генезиса, песчаниках, лёссах, глинах. Применение кварца весьма разнообразно. Прозрачные раз¬ ности горного хрусталя, аметиста используют в качестве поде¬ лочных камней. Бесцветные разности кварца употребляют для изготовления призм для спектрографов, линз для микроскопов. Из кварца делают кварцевые лампы, химическую посуду. В последние годы кварц приобрел огромное значение вслед¬ ствие присущих ему пьезоэлектрических свойств: на гранях его кристаллов при их сжимании или растяжении в определенном направлении возникают электрические заряды. Под действием переменного электрического тока эти кристаллы совершают ин¬ тенсивные колебания и служат для получения ультразвуковых волн. Но пьезоэлектрическими свойствами обладают только совершенно прозрачные и нетрещиноватые кристаллы кварца. Вырезанные из таких разностей пластинки применяют в радио¬ технике. Месторождения кварца обнаружены на Урале (Мурэинка, Шайтанское), в Забайкалье, Житомирской области (Украин¬ ская ССР), на Памире. Халцедон (SiCb)—скрытокристаллическая, плотная разно¬ видность кремнезема. Физические свойства: твердость 6; плот¬ ность 2,59...2,63; опайность отсутствует; излом плоскоракови¬ стый; блеск восковой; цвет серый, голубовато-желтый и буро¬ желтый, полупрозрачный, просвечивающийся по краям; агрега¬ ты сложены радиальными волокнами, часто разделенными на слои, перпендикулярные к волокнам. Возможно, что слоистость «4
халцедона возникла при неравномерном высыхании геля (Si02). Халцедон желтовато-серого и черного цвета с раковистым изломом и в расколе с занозистым острым изломом называют кремнем. Кремень обычно содержит примеси песка и глинистых и железистых соединений (лимонит). Разновидности халцедона, окрашенные соединениями хрома, железа, марганца, имеют названия: синевато-серые — сапфи- рин; желтые, красные, оранжевые — сердолик; зеленые — плаз¬ ма; полосатые, слоистые с яркой окраской и концентрическими параллельными полосами — агат и оникс (слои халцедона чер¬ ные, белые — арабский оникс, бурые и красные — сардоникс), очень плотные, непрозрачно окрашенные, содержащие большое количество красящего материала и обладающие самыми раз¬ нообразными и часто удивительно красивыми пестрыми рисун¬ ками — яшма. Диагностика: халцедон (кремень) отличается от квар¬ ца скрытокристаллической структурой и волокнистым строе¬ нием; просвечивает в краях. Халцедон широко распространен в коре выветривания оса¬ дочных пород (известняки, песчаники, белый мел) в виде кремневых желваков неправильной формы, содержащих остат¬ ки организмов, встречается в пустотах пород вместе с колло- морфными выделениями опала. Происхождение: халцедон возникает пр.и дегидрата¬ ции и раскристаллизации гелей кремнезема, изредка образует псевдоморфозы по животным и растительным остаткам, изве¬ стен в натечных формах, в виде корок. Халцедон и его разновидность агат служат материалом для выделки лодпятников и подшипников в точных приборах, опор¬ ных призмах, часовых камнях. Опал (Si02«H20) — аморфная (некристаллическая, стекло¬ видная) разновидность кремнезема с меняющимся содержани¬ ем воды (от 1 до 34%), часто содержащая примеси CaO, MgO, АЬ03, РегОз. Физические свойства опала: твердость 5,5...6,5; плотность 1,9...2,3; спайность отсутствует; излом раковистый; блеск воско¬ вой, стеклянный; цвет молочно-белый, желтый, бурый, красный,, или минерал бесцветный; черты не дает; образует студнеоб¬ разные натеки, ноздреватые накипи, желваки, сталактиты. Различают следующие разновидности опала: благородный опал — с радужной игрой цветов; огненный опал — красного цвета, прозрачный; деревянистый опал (окаменелое дерево) — псевдоморфоза опала по дереву. Диагностика опала: аморфное стекловатое строение; раковистый излом; полупрозрачный; образует студнеобразные массы. 95
Происхождение: поверхностное — опал образуется при выветривании различных силикатов и алюмосиликатов (в по¬ верхностных отложениях опаловое вешеспво возникает благо¬ даря действию гуминовых кислот на минеральный состав почв); биогенное — большое количество опалового вещества накапливается в организмах на дне морей; на суше опал от¬ кладывается во многих растениях, особенно мхах и лишайни¬ ках, и с течением времени, теряя воду, переходит в халцедон и далее в кварц; гидротермальное — выладает из вод горячих источников (гейзеров), образуя породу гейзерит. Островные силикаты (ортосиликаты). В структуре этого ти¬ па кремнекислородные тетраэдры представляют островки оди¬ ночных, сдвоенных тетраэдров или групп из 3, 4, 6 тетраэдров, соединенных в кольца. Кремнекислородные тетраэдры связаны между собой катионами Mg2+, Fe2+, Са2+, Мп2+, А13+, Fe3+. Такую решетку имеют оливин, гранаты, циркон, топаз. Оливин [(Mg, Fe,) Si04] /назван так благодаря оливково-зе¬ леному цвету и представляет собой изоморфную смесь двух минералов —форстерита (Mg2Si04) и фаялита (Fe2Si04). Его химичеокий состав изменяется следующим образом: MgO — 40...45%, FeO — 8..,12, Si02 — 30,8...40%. Физические свойства оливина: сингония ромбическая; твер¬ дость 6,5...7; плотность 3,3...3,5; спайность несовершенная; блеск стеклянный; цвет оливково-зеленый, желтовато-зеленый, темно- зеленый и черный; черты не дает; образует мелкозернистые маасы или кристаллы и зерна, включенные в породу. Диагностика оливина: оливково-зеленый, желтовато-зе¬ леный, темно-зеленый я черный цвет; стеклянный блеск; зер¬ нистые агрегаты. Происхождение: магматическое. Оливин —важный по¬ родообразующий минерал основных и ультраосновных пород, тугоплавкий, кристаллизуется из мапмы одним из первых при температуре 1600 °С, при гидротермальном изменении перехо¬ дит в серпентин. При процессах выветривания этот минерал разлагается с образованием карбонатов и опалового вещества. При окислении закисного железа зерна оливина буреют. Применяют оливин как магнезиальное удобрение. Разновид¬ ность его—кризолит — драгоценный камень. Оливин широко распространен среди габбро, базальтов, диа¬ базов, дунитов, перидотитов. Породы, содержащие этот мине¬ рал, генетически связаны с месторождениями многих ценных полезных ископаемых — платины, асбеста, алмазов (коренные месторождения). Большое распространение среди островных силикатов полу¬ чили гранаты. Эта группа минералов характеризуется прекрас¬ но ограненными многогранниками, разнообразными яркими $6
цветами, жирным, стеклянным блеском, большой твердостью (6,5...7,5). Многие гранаты используют как драгоценные кам¬ ни— уваровит, пироп, альмандин. Циркон — ZrSi04, топаз — А12[ОН, Fj^SiOJ — характеризу¬ ются большой твердостью (7...8), хорошо ограненными кри¬ сталлами, яркой окраской. Циркон применяют в металлургии, стекольной и фарфоровой промышленности. Оба минерала при соответствующем огранении используют как драгоценные камни. Кольцевые силикаты. В эту группу минералов входят такие редкие минералы, как берилл — Be3Al2[Si60i8]—« турмалин. Оба минерала весьма твердые (7...8). Их широко применяют в современной технике. Цепочечные силикаты. В структуре цепочечных силикатов кремнекислородные тетраэдры соединяются друг с другом в не¬ прерывные цеяочки с радикалом (SiaOel4-. В химическом отно¬ шении этот подкласс представляет собой метасиликаты — желе¬ зомагнезиальные минералы, которые широко распространены в земной коре, являются породообразующими и входят в состав многих почв. К цепочечным силикатам относят минералы груп¬ пы пироксена, которые подразделяют на моноклинные (авгит, диопсид) и ромбические (гиперстен и др.). Авгит — Са (Mg, Fe, А1 [SiAl206] — характеризуется слож¬ ным химическим составом, имеет избыток MgO, Fe203 и обо¬ гащен А120з (4...9%). Название его происходит от греческого слова «авге» — блеск (грани кристаллов блестят). Физические свойства авгита: сингония моноклинная; твердость 5...6,5; плотность 3,2...3,6; спайность по призме оред- няя; блеск стеклянный; цвет черный, зеленовато- .и буровато¬ черный; черта серая или серовато-зеленая; образует бочонкооб- раэные призматические кристаллы, вросшие в магматическиз породы; в кислотах не растворяется. Различают обыкновенный авгит (темно-зеленый, зеленовато¬ черный) и базальтичаский (содержит Ti и Мп). Диагностика авгита: черный, зеленовато- и буровато- черный цвет; короткопризматические, бочонкообразные кристал¬ лы в основных породах магматического происхождения. Происхождение: магматическое. Авгит важный породо¬ образующий минерал средних, основных и ультраосновных по¬ род. В зоне выветривания он неустойчив. В результате его химического разложения образуются тальк, каолинит, лимонят. Ленточные силикаты (амфиболы). Это весьма распростра¬ ненные породообразующие минералы. Их кристаллохимическая структура характеризуется наличием двойных цепочек или лент, состоящих «з кремнекислородных тетраэдров (см. рис. 7 Заказ № 985 97
3.12). Комплексный кремнекислородный анион имеет вид {Si40„]«- Двойные цепочки вытянуты вдоль третьей кристаллографи¬ ческой оси и соединяются между собой катионами, связанными с гидроксильными ионами. Общая схематическая формула амфиболов R7(OH)2[Si4Ou]6-, где R — одно-, двух, трехвалентные катионы. При этом катионы с большим радиусом относятся к катионам с малым радиусом как 2:5. Роговая обманка — Ca2Nia(MgFe<>2+)4(AlFe3+)[(StA.l)40ii- (ОН) г — характеризуется непостоянным химическим составом. Ее физические свойства: сингония моноклинная; твердость 5,5...6; плотность 3,1...3,3; опайность совершенная в дзух на¬ правлениях по призме под углом около 124°; излом занозистый; блеск стеклянный, на плоскостях спайности шелковистый; цвет темно-зеленый или черный разных оттенков; черта белая с зе¬ леноватым оттенком; непрозрачна; кристаллы удлиненные, призматические, игольчатые, иногда имеют шестиугольные игольчатые сечения; в кислотах не растворяется. Выделяют следующие разновидности роговой обманен: ба- зальтическая роговая обманка — цвет бурый, содержит много полуторных оксидов (Рег03 и ТЮг), встречается среди излив¬ шихся изверженных пород; уралит—волокнистая рогозая об¬ манка, образовавшаяся в результате изменения авгита. Диагностика роговой обманки: игольчатое призматичес¬ кое строение; темно-зеленый или черный цвет. Происхождение роговой обманки: магматическое и метаморфическое. Это важный породообразующий минерал глубинных и излившихся магматических пород. Кристаллизу¬ ется он при высокой и средней температуре, в зоне выверива¬ ния неустойчив: разлагается, превращаясь в карбонаты, лимо¬ нит, опал. Роговая обманки часто встречается в горных породах маг¬ матического и метаморфического происхождения. Из других амфиболов интересны минералы сложного хими¬ ческого состава: тремолит — Ca2Mg3[Si4OuKOH]2— и актионо¬ лит— Са2 (MgFe)3[Si40n]|pH]2. Эти минералы имеют игольчато- лучистое строение, твердость около 6. Актионолит вместе с тремолитом образует в сланцах волокнистые массы — амфибо- ловит, асбест, весьма ценные для промышленности. Обработан¬ ный актионолит (нефрит) является ценным поделочным камнем. Слоевые (листовые и слоистые) силикаты. Это водные алю¬ мосиликаты. Для кристаллической структуры слоевых силика¬ тов характерны усложненные ленты, которые, сцепляясь, обра¬ зуют один непрерывный слой — лист. Минералы этой группы 98
весьма широко распространены и .имеют большое значение для почвообразовательного процесса. Среди них выделяют слюды — магниево-железистые и глиноземные, глинистые («ли «глин¬ ные») минералы, гидрослюды, подгруппы каолинита, монтмо¬ риллонита и серпентина. Слюды. Это распространенные породообразующие минералы. Суммарное содержание 'блюд в земной коре — около 3...4%. Среди слюд выделяют две основные подгруппы: глиноземные и железомагнезиальные. В структуре глиноземных слюд в ок¬ таэдрическом слое расположены трехвалентные ионы алюми¬ ния, а железомагнезиальных — двухвалентные катионы железа и магния, иногда и калия. Кремнекислородные тетраэдры слюд, как и других силика¬ тов, соединяясь тремя вершинами, образуют слоистые слои (рис. 3.14). Два таких слоя, обращенные друг к другу свобод¬ ными ионами кислорода в тетраэдрах, связаны ионами алюми¬ ния или магния, уравновешенными анионами гидроксила. Таким образам, между двумя слоями кремнекислородных тетраэдров возникает слой алюмо (мапниево) гидроксильных октаэдров. Четверть позиций кремния в тетраэдрических группировках за* мещена алюминием. В результате появляется дополнительный заряд. Благодаря этому трехслойные листы (пакеты) соединя¬ ются между собой при помощи катионов с большим радиусом (обычно ионов калия). Следовательно, ионы алюминия в струк¬ туре 'слюд могут находиться как в четверной координации, вхо¬ дя в состав тетраэдрических группировок, так и в шестерной координации, располагаясь между двумя слоями тетраэдров. Общая формула минералов группы слюд имеет вид R+(R32+, R23+) (OH)2[AlSi3O10], где R+ — одновалентные катионы (калий, натрий); R2+ — двухвалентные ка¬ тионы (магний, железо, частично марганец, никель, кобальт); R3+ — трехва¬ лентные катионы (алюминий, железо, частично марганец, хром, ванадий). Ионы кремния могут замещаться титаном, а ионы гидрок¬ сила — фтором, отчасти хлором. На месте магния могут рашо- 7* Рис 3 14 Монокристалл слюды 99
Кристаллы их имеют таб¬ литчатый псевдогексагональ- ный облик с преобладающим развитием граней базопина- коида. Твердость минералов Мусковит — глиноземная слюда. Название этого мине¬ рала происходит от старинно- лагаться катионы одновалент¬ ного лития благодаря близо¬ сти их ионных радиусов. Все минералы группы слюд обладают рядом общих свойств. Они кристаллизуют¬ ся в моноклинной сингонии. 2...3. о/ ®г О* Рис. 3.15. Схема кристаллической го итальянского названия 3.15). Химический состав мусковита: КгО— 11,8%, А1203— 38,5, Si02— 45,2, Н20 — 4,5%. Его физические свойства: сингония моноклинная; твердость 2.5...3; плотность 2.76...3; спайность весьма совершенная, в одном направлении; блеск перламутровый; минерал бесцветный со светло-зеленоватым, желтоватым, юероватым или розоватым оттенками, прозрачный; облик кристаллов таблитчатый или пластинчатый, боковые гра¬ ни сильно исштрихованы в горизонтальных направлениях; ки¬ слотами не разлагается; конституционная вода начинает выде¬ ляться только при температуре выше 850 °С. Диагностика мусковита: светлая окраска; перламутро¬ вый или серебристый блеск; весьма совершенная спайность; легко расщепляется на тонкие, прозрачные, упругие листочки. Происхождение мусковита: магматическое и метамор¬ фическое. Он широко распространен во многих породах магма¬ тического происхождения, встречается в гранитных пегматито¬ вых жилах в виде крупных кристаллов, представляющих про¬ мышленный интерес, и в метаморфических породах. При процессах механического выветривания мусковит от¬ носительно стоек и переходит в россыпи. Мельчайшие серебри¬ стые блестки мусковита скапливаются в глинах, песках, содер¬ жатся во многих почвах. Тальк — Mg3(SinOio) (ОН)2 или 3Mg04Si2H20 — имеет сле¬ дующий химический состав: MgO — 31,7%, Si02 — 63,5, Н20 — лис.ь на запад под названием «московского стекла» (рис. 100
4,8%. Его физические свойства: сингония моноклинная; твер¬ дость 1; плотность 2,7...2,8; спайность весьма совершенная, в одном направлении; минерал расщепляется на тонкие, неупру¬ гие листочки; блеск стеклянный, с перламутровым отливом; цвет бледно-зеленый; черта белая; жирный на ощупь; залегает слоистыми, чешуйчатыми агрегатами; огнеупорен, плохой про¬ водник тепла и электричества, плавится при температуре 150О°С. Диагностика талька: очень низкая твердость; светлая окраска; листовые чешуйчатые разности с жирным блеском. Происхождение: тальк образуется в результате гидро¬ термального изменения богатых магнезией ультраосновных по¬ род, а также на 'контакте доломитов с интрузивными породами (богатыми .кварцем). Этот минерал широко используют в различных отраслях промышленности и сельского хозяйства. В сельском хозяйстве он находит применение в производстве ядовитых порошков, препаратов (инсектофунгицидов), используемых для борьбы с вредителями растений. Биотит — магнезиально-железистая чесная слюда. Это очень широко распространенный минерал, имеющий непостоянный со¬ став, изображаемый следующим образом: К (Mg, Fe)3(OH, F)2. Физические свойства биотита: сингония моноклинная; твер¬ дость 2...3; плотность 2,7...3,1; спайность весьма совершенная, в одном направлении; блеск стеклянный, перламутровый; цвет черный или темно-зелено-черный, в толстых пластинах непро¬ зрачен; «встречается в сплошных таблитчато-пластинчатых мас¬ сах, залегает в виде стопок тонких пластинок; растворяется в концентрированной серной кислоте, при этом остается белый скелет кремнезема. Диагностика биотита: черный цвет; перламутровый блеск; весьма совершенная спайность в одном направлении; тонкие листочки обладают упругостью. Происхождение биотита: магматическое и метаморфи¬ ческое. Этот минерал встречается вместе с мусковитом. При механическом выветривании биотит как относительно стойкий минерал переходит в россыпи, где его золотистые блестки об¬ наруживаются при промывке в виде так называемого кошачье¬ го золота. В процессе химического выветривания он разлага¬ ется: щелочи удаляются, двухвалентное железо переходит в трехвалентное. Биотит изменяет цвет на коричневый. Применяют биотит в ограниченных количествах. Он заме¬ няет мусковит в некоторых бытовых электроизоляционных из¬ делиях. При размоле ib порошок дает бронзовую окраску. Из- за содержания железа использовать его как диэлектрик нельзя. Месторождения биотита обнаружены в Ильменских горах (Урал). 101
Рис. 3.16. Схема строения вермикулита (по Митчеллу): а — набухший минерал с гидратированными обменными ионами Mg2+(/) в интерламел¬ лярных позициях; б — коллапсированная решетка с фиксированными катионами К* и NH« + (2) Гидрослюды. К гидрослюдам относят вермикулит и глауко¬ нит. Эти минералы представляют собой измененные слюды и занимают промежуточное положение между слюдами и мине¬ ралами глин. Вермикулит — (Mg, Fe2+, Fe*+)l(Al, Si)4OI0]4H2O (рис. 3.16). Это любопытный минерал с расширяющейся решеткой. Назва¬ ние он получил от греческого слова «вермикумос» — червячок, так как при нагревании минерал червеобразно изгибается, вспучивается, увеличиваясь в объеме в 15...25 раз. Физические свойства вермикулита: сингония моноклинная; твердость 1... 1,5; плотность 2...3; цвет золотисто- или бронзозо- желтый; листочки очень тонкие, но не упругие. Встречается этот минерал в россыпях. Глауконит («глауконос» — по-гречески синевато-зеленый) — водный алюмосиликат К, Fe и А1. Этот минерал содержит КгО от 4 до 9,5%; НоО от 5 до 13,5%. Его химический состав за¬ ражается примерно так: KMg(Fe, AlbSieOie-HzO. Физические свойства глауконита: сингония моноклинная; твердость 2...3, хрупок; плотность 2,2...2,8; цвет темно-зеленый, зеленовато-черный; блеск матовый, у плотных разностей стек¬ лянный, жирный; структура рыхлая; растворяется в соляной кислоте, оставляя скелет кремнезема; при нагревании до темпе¬ ратуры около 100°С теряет гидратационную воду, до 500°С — гидроксильные группы. Залегает этот минерал в виде вкрапленных округленных зернышек :в песчаных, глинистых и глинисто-карбонатных по¬ родах. Глауконит цементирует песчинки в песчаниках, часто встречается в песках — глауконитовые пески.
Диагностика глауконита; темно-зеленый цвет; низкая твердость; залегание в рыхлых породах. Происхождение: глауконит образуется главным обра¬ зом на дне морей, в прибрежных частях на глубине 50...200 м и в современных морских осадках — зеленых плах, песках. В процессе выветривания ом неустойчив и разлагается с обра¬ зованием гидроксидов железа и кремнезема, так иногда воз¬ никают бурые железняки в болотах. Известен этот минерал в коллоидном виде. Глауконит представляет собой цемент пес¬ чаников в условиях разложения органических остатков в сла¬ боокислительной среде. Он широко распространен среди глин, песчаников, фосфоритов, меловых отложений Подмосковья. Применяют глауконит как агрономическую руду — калийное удобрение — после соответствующей термической обработки, как пер'мутит — поглотитель растворенных в воде солей и как смягчитель жестких вод. При фильтрации жесткой воды через пермутитовый концентрат, обработанный раствором NaCl, ще¬ лочноземельные катионы поглощаются, а в раствор переходят катионы натрия, чем и устраняется жесткость воды. Глауконит идет на приготовление зеленой защитной краски. Хлориты — особые силикаты слоистого состава. К ним отно¬ сят обширную группу слюдоподобных минералов сложного со¬ става. Название этим минералам дано по их зеленому цвегу («хлорос» — по-гречесии зеленый). Физические свойства хлоритов: твердость 2...3; плотность 2,6...2,9; спайность совершенная; листочки гибкие, но не уп¬ ругие. Хлориты широко распространены в природе, часто являются породообразующими (тальково-хлоритовые сланцы и др.). Большое разнообразие химического состава хлоритов обус¬ ловлено их структурными особенностями: трехслойные пакеты типа талька — Mg3[Si4On](OH)2— чередуются с однослойными пакетами типа брусита — Mg (ОН) 2, а также широкими изо¬ морфными замещениями главных элементов: Mg2+->Feo+-*- r*Mn2+-->Ni2+ и Al3+->-Fe3+-^Cr3+. Хлориты трудны для диагностики: определить их можно только по результатам химического анализа. Характерный радикал общей формулы хлоритов — [Si402o]4~i усложнен¬ ный обычно радикалом ОН. Кроме Si и О, в состав листовых силикатов вхо¬ дят К, Na и Са — элементы, связывающие слои друг с другом, а также Ai и всегда гидроксил ОН или Fe. Молекулы воды в виде связующих элементов располагаются между слоистыми пакетами, составленными кремнекислород¬ ными слоями — ионами, непосредственно с ними соединенными. Неоднородная слоистость этих пакетов и различное содержание конституционной воды в ре¬ шетке обусловливают ряд физических свойств хлоритов, их поведение при процессах выветривания, низкую твердость (2...3), легкую расщепляемость кристаллов на тончайшие листочки, упругость этих листочков и, наконец, рых¬ лость, землистость строения. 103
Минералы глин. В настоящее время часто при рассмотрении глинистых минералов пользуются классификацией М. Ф. Вику¬ ловой, в которой все минералы подразделены на аморфные (подгруппа аллофана) и кристаллические (в зависимости от количества и чередования слоев тетраэдров). Среди многочисленных минералов с кристаллическим строе¬ нием выделяют: двухслойные минералы — кристаллы изометрические (под¬ класс каолинита) и удлиненные (подкласс галлуазита); трехслойные минералы: 1) с расширяющейся решеткой — кристаллы изометрические (подкласс монтмориллонита) и уд¬ линенные (нонтронит, иллит); 2) с нерасширяющсйся решет¬ кой— подкласс иллита (гидрослюды), в том числе глауконит (описан выше); минералы со строением в виде двойных цепочек тетраэдров Si, связанных октаэдрическими группами О и ОН с атомами О и ОН. Аллофан (тАЬОз/гБЮг.НгО) является минералом началь¬ ной аморфной стадии изменения различных глинистых минера¬ лов, каолинита и др. Его физические свойства: твердость 3, очень хрупкий; плотность 1,9; излом раковистый; блеск стек¬ лянный до жирного; цвет от голубоватого до бутылочно-зеле¬ ного. В коре выветривания аллофан образует почковидные, гроз¬ деобразные, сталактитообразные агрегаты, похожие на опал. Встречается он в почвах при выветривании вулканического стекла, пепла, а также при взаимодействии сульфатных вод с глинистыми минералами и силикатами алюминия. Глинистые минералы уверенно различают лишь при терми¬ ческих и рентгеноструктурных анализах и под электронным микроскопом. Каолинит (рис. 3.17,а) —Al4(OH)2[Si,|O40] или А120з25Ю2- 2Н20— двухслойный глинистый изометрический минерал (под¬ класса каолинита), имеющий следующий химический состав: А1203 — 39,5%, Si02 — 46,5, Н20—14%. Из примесей в этом минерале присутствуют Fe203, MgO, CaO, NzO, К20 и др. На¬ звание «Кау-линг» носит высокая гора в Китае, сложенная бе¬ лой глиной. Физические свойства каолинита: сингония моноклинная; твердость 1 ...2,5; плотность 2,6...2,63; спайность весьма совер¬ шенная, в одном направлении; блеск отдельных чешуек и пла¬ стинок перламутровый, сплошных масс матовый; черта жирная; образует глиноподобные землистые массы; отдельные чешуйки и пластинки бесцветны, сплошные массы белого цвета с жел¬ товатым и сероватым отливом; землистый, жирный на ощупь, пачкает руки; отдельные чешуйки гибки, но не упруги; сильно 104
O^CrAo 01 @2 *J ©* 05 ®б Or Рис. 3.17. Схемы строения глинистых минералов: а — каолинит; б — галлуазит; в — монтмориллонит; 1 — кислород; 2 — ОН; 3 — кремний; 4 — Si—А1; 5 — алюминий; 6 — А1—Mg; 7 - К гигроскопичен; огнеупорен; кислотоупорен; при увлажнении обусловливает сжатие лёосов, что приводит к просадкам гор¬ ных пород. Диагностика каолинита: жирный на ощупь, пачкает руки; небольшая твердость; пластичность; встречается в поро¬ дах в виде гелеподобных полуматовых масс с плоскораковис¬ тым изломом; хрупкий, легко полируется ногтем. Каолинит — самая лучшая по качеству огнеупорная глина, основное сырье для производства фарфоровой и фаянсовой по¬ 105
суды. Его используют также в писчебумажной, текстильной (для изготовления бумаги, линолеума, сукон, клеенок), пар¬ фюмерной промышленности. Га.глуазит — Al4[Si4Oi0](OH)3.4H2O — глиноподобный земли¬ стый минерал (рис. 3.17,6), имеющий следующие физические свойства: твердость 1...2; плотность 2...2,2; излом раковистый; блеск матовый, на свежем сколе восковой; цвет белый с голу¬ боватыми и сероватыми оттенками, желтый; образует микро¬ скопические удлиненные кристаллы; прилипает к языку. Диагностика галлуазита: землистый минерал; неболь¬ шая твердость; светлая окраска. Происхождение: галлуазит образуется в коре вывет¬ ривания при разрушении аллофана, каолинита. Монтмориллонит имеет кристаллы с трехслойной расширя¬ ющейся кристаллической решеткой, разделяемой слабоадсорби- рова,нными молекулами воды Н20 (рис. 3.17, в). Его состав примерно выражается формулой Al2034Si02(0H).raH20. Содер¬ жание Н20 изменяется в пределах 12...24%. Часто монтморил¬ лонит содержит примеси Fe203, MgO, СаО, КгО, Na20. Назва¬ ние этому минералу дано по месту его нахождения в Монт- мориллоне (Франция). Физические свойства монтмориллонита: твердость 1...2; плот¬ ность непостоянна; очень мягкий, жирный; излом раковистый; цвет белый с сероватым, иногда синеватым оттенком; образует тончайшие листочки в виде удлиненных призмочек и волоконец; залегает сплошными землистыми массами; между отдельными слоями могут быть адсорбированы молекулы воды. Вследствие различного содержания воды (12...24%) физические свойства этого минерала изменяются очень сильно. При его уплотнении и сильном набухании часть воды удаляется при темлературе до 200 °С, остаточная вода при температуре 400...450 °С. Монтмориллонит широко распространен в почвах и глини¬ стых осадочных породах. Диагностика: глинистые породы и почвы, содержащие монтмориллонит, сильно набухают от влаги и становятся жир¬ ными на ощупь. Происхождение монтмориллонита: экзогенное. Он об¬ разуется в процессе химического выветривания основных из¬ верженных пород (габбро, базальтов) в условиях щелочной среды и является относительно устойчивым минералом. Глины, в состав которых входит монтмориллонит, возникают в резуль¬ тате изменений вулканических пеплов и туфов и часто содер¬ жат обломки породообразующих минералов материнской поро¬ ды: полевые шпаты, роговую обманку, авгит, биотит. Глины, включающие монтмориллонит и обладающие высо¬ кой поглотительной способностью, применяют в качестве ад¬ 106
сорбентов в нефтяной, текстильной промышленности, для очи¬ стки нефтепродуктов, в качестве коллоидного связующего ве¬ щества. Зерна монтмориллонита входят в состав лёссовых отложе¬ ний и многих песков пустынь. Месторождения отбеливающих глин (гумбрнн) обнаружены близ Кутаиси. Серпентин («серпентин» — по латински змеевидный) — (MgelSi^O-o] (ОН)s или 3Mg02Si02.2H20, имеет следующий хи¬ мический состав: MgO — 43,0%, SiOo — 44,19, Н20—12,9%; в коллоидных разностях содержание Н20 возрастает до 17%; в виде примесей присутствуют FeO, Fe203 и NiO. Физические свойства серпентина: твердость 2,5...3,5; плот¬ ность 2,5...2,7; в плотных агрегатах излом раковистый, в волок¬ нистых разновидностях излом занозистый и пластинчатое стро¬ ение; блеск жирный, восковой и шелковистый; цвет в тонких осколках темно-зеленый, зеленый различных оттенков, буро¬ черный с желтыми пятнами (напоминает кожу змеи); черта белая или зеленоватая. Диагностика серпентина: темно-зеленый цвет с желты¬ ми пятнами; невысокая твердость; жирный блеск; зеркала скольжения. Происхождение: серпентин — характерный вторичный минерал, образующийся в процессе гидротермального измене¬ ния ультраосновных пород. Асбест, по-видимому, выпадает из геля серпентина в процессе его усыхания, причем сокращение массы влечет за собой образование трещин разрыва. Выделяют несколько разновидностей серпентина: хризотил- асбест— тонковолокнистый серпентин, или горный лен; сетча¬ тый и мелхолрож'ильный асбест. Хризотил-асбест («асбест» — по-гречески несгораемый) расщепляется на тончайшие волокна, часто имеет золотистый отлив, обладает огнестойкостью, плавится при температуре 1500°С, плохой проводник тепла, электричества и звука. При охлаждении гидротермальных растворов выделяется хризотил-ас¬ бест, кристаллы которого начинают расти от стенок трещин, образуя жилы асбеста различной формы — сетчатый асбест, мелкопрожильный асбест. В зоне выветривания хризотил-асбест неустойчив, легко карбонизируется и разлагается, особенно сильно в условиях субтропического и тропического климата. При этих процессах накапливаются землистые гидроксиды железа, кремнезем переходит в коллоидный раствор и выделяется в виде опала. Серпентин — агрономическая руда — магнезиальное удобре¬ ние. Его плотные разности применяют в качестве облицовочно¬ го поделочного камня. Из асбеста делают огнестойкие ткани и пряжу, идущую на огнестойкие костюмы пожарников и литей¬ щиков, театральные занавесы, фильтры, тепловую изоляцию в различных сооружениях. Ценность асбеста определяется дли¬ ной ело волокон и электроизоляционными свойствами. Месторождения плотного серпентина обнаружены на Урале, 107
Северном Кавказе, а асбеста — на Урале (Баженовское место¬ рождение) . К трехслойным минералам подкласса монтмориллонита от¬ носят также нонтронит, иллит и бейделлит. Нонтронит — (FeAl2)[Si04]. (ОН) ViH20 — имеет твердость около 2 и непостоянный состав. Это минерал серо-желто-зеле¬ ного цвета. Встречается он в больших количествах в виде зем¬ листых агрегатов в коре выветривания ультраосновных пород Урала. Иллит — (КН20)(А1, Mg, Fe)2(SiAl)4.Oi0[(OH)2.H2O] — это белый или зеленоватый минерал твердостью 2...3, плотностью 2,6...2,9. Он распространен в почвах, глинистых сланцах. Его пакеты чередуются и срастаются с пакетами монтмориллонита, хлорита. Возникает этот минерал при выветривании алюмоси¬ ликатов. Бейделлит— (NaCa)Al2(SiAl)4Oi0(OH)2.nH2O— имеет твер¬ дость 1,5, плотность 2,6, цвет белый, блеск восковой. В воде он сильно набухает. Встречается такой минерал в лесных почвах, в землистых песках, в коре выветривания в основных и ультра¬ основных породах, в зоне окисления. Полевые шпаты — каркасовые силикаты. Основным элемен¬ том структуры силикатов является кремнемислородный тетра¬ эдр [Si04]4-. При сочленении тетраэдров друг с другом воз¬ никают различные группировки. Особенность полевых шпа¬ тов— внутри кислородных тетраэдров имеются не только ионы кремния, но и ионы алюминия. Таким образом, создается слож¬ ная трехмерная группировка, называемая каркасом. В структурах каркасовых алюмосиликатов алюминий (а иногда и титан) может заменять кремний в основной решетке. При замещении четырехвалентного кремния трехвалентным алюминием в структуре создается комплексная алюмокремни- евая группа, возникает добавочная свободная валентность ки¬ слорода, для уравновешивания которой и устойчивости решетки необходимо включение дополнительных положительно заряжен¬ ных ионов. Минералы класса полевых шпатов—один из самых рас¬ пространенных среди минералов горных пород и почв. В земной коре их содержится около 55% (по А. Г. Бетехтину). В породах они распределяются следующим образом: в магматических — около 60%, в метаморфических — 30, в осадочных—10%. В химическом отношении полевые шпаты подразделяют на четыре подкласса: 1) каливатриевые полевые шпаты (ортоклаз, микроклин, амазонит, санидин), в состав которых входят К[А1 Si3Og] и Na[AlSis08]; 2) натриево-кальциевые полевые шпаты (альбит, олиго- 108
клаз, андезин, лабрадор, битовнит, анортит), или плалиоклазы, представляющие непрерывный изоморфный ряд NafAlSijOs] — Ga[Al2Si20e]; 3) фельдшпатиды, или фельдшпатоиды. В данном подклас¬ се несколько особо стоят минералы, называемые заместителя¬ ми полевых шпатов и по химическому составу сходные с поле¬ выми шпатами, но более бедные кремнекислотой,— нефелин, лейцит; 4) цеолиты — алюмосиликаты кальция и натрия, реже калия и бария (без железа и магния), для которых характерно при¬ сутствие так называемой цеолитной воды, выделяемой без разрушения кристаллической решетки. Происхождение полевых шпатов: магматическое, пег¬ матитовое, метаморфическое и гидротермальное. Отличитель¬ ными особенностями этих минералов являются высокая твер¬ дость (6...6,5), спайность в двух направлениях под углом, близ¬ ким к прямому, стеклянный блеск. Плотная упаковка ионов в кристаллической решетке кар- касового типа препятствует механическому раздроблению мине¬ ралов, вследствие чего благодаря устойчивости кристаллов по¬ левые шпаты в виде зерен часто встречаются в россыпях и почвах. Важно подчеркнуть, что все глинистые породы и многие вторичные минералы, осадочные руды своим происхождением обязаны процессам выветривания минералов класса полевых шпатов. В зоне выветривания под влиянием действия кислорода воз¬ духа, воды, углекислоты и гумусовых кислот полевые шпаты подвергаются процессам каолинизации, превращаются в хло¬ риты и цеолиты. В условиях влажного тропического климата процессы химического выветривания полевых шпатов приводят к возникновению бокситов и других продуктов латеритного процесса. В холодной зоне образуются мощные толщи глыб, щебня и россыпи — аркозавые пески и месторождения тяжелых элементов. Ортоклаз (по-гречески — прямораскалывающийся) — K[AlSi30e] или K2OAI2O3.6S1O2. Химический состав чистой ка¬ лиевой разности: КгО—16,9%, AI2O3—18,4, Si — 64,7%. Часто в ортоклазе присутствуют Na20, примеси BaO, FeO или Fe203. Соединение K[AlSi308] имеет две моноклинные модификации — санидин, устойчивый при температуре выше 900 °С, и санидин, устойчивый при температуре ниже 900 °С, — а также триклин- ную модификацию—миироклин, отличающийся от ортоклаза углом спайности. Физические свойства ортоклаза: твердость 6...6,5; плотность 5,56; спайность совершенная, по двум направлениям под пря¬ 109
мым углом; блеск стеклянный, иногда прозрачный и полупроз¬ рачный; цвет — обычны светлые оттенки — голубовато-серые,, розовые, красные; черта белая; форма кристаллов призматиче¬ ская, таблитчатая; при раскалывании характерны прямоуголь¬ ные сколы; температура плавления 1450°С. Часто сросшиеся и наросшие кристаллы ортоклаза образуют так называемые карлсбадские двойники. Разновидностью ортоклаза является адуляр-водяно-прозрачная разность. Диагностика ортоклаза: большая твердость; призмати¬ ческая форма кристаллов; прямой угол между плоскостями спайности; стеклянный блеск. В породах ортоклаз легко опре¬ делять по хорошо выраженным плоскостям спайности со стек¬ лянным блеском. Отсутствие жирного блеска в изломе отлича¬ ет его от кварца, нерастворимость в соляной кислоте и боль¬ шая твердость (не царапается ножом) —от кальцита. Микроклин (по-гречески — отклоненный) имеет тот же со¬ став, что и ортоклаз, и по физическим свойствам неотличим (без микроскопа) от ортоклаза. Угол между плоскостями спай¬ ности у кристаллов микроклина меньше прямого на 20'. Этот минерал широко распространен в глубинных кислых и щелоч¬ ных породах — гранитах, сиенитах, пегматитах. Закономерные срастания микроклина с кварцем образуют породу «письмен¬ ный гранит», или «еврейский камень». Голубовато-зеленую раз¬ новидность микроклина называют амазонитом — это красивый декоративный камень. Полевые шпаты — это строительный, декоративный и поде¬ лочный материал (вазы, шкатулки). Некоторые разносги мик¬ роклина используют в стекольной и керамической промышлен¬ ности для изготовления фарфора, опалеецирующих стекол, по¬ суды. Плагиоклазы представляют собой изоморфные смеси натрие¬ вой— альбит Na[AlSi30s]—и кальциевой — анортит CaJAb- Si208] — молекул, образующие соединения в любой пропорции этих компонентов. Плагиоклазы принято обозначать номерами (по Е. С. Фе¬ дорову), характеризующими весовое содержание в них кальци¬ евого компонента —анортита (Ан). Чистый анортит по этой номенклатуре называют плагиоклазом № 100; чистый альбит (Аб) — плагиоклазом № 0. Промежуточные плагиоклазы имеют следующие минерало¬ гические названия: альбит (Аб) № 0...10 от АбцоАнв до Аб9оАню: олигоклаз № 10...30 » АбэоАню > А670АН30; андезин № 30...50 » А670АН30 -> АбооАнзо: лабрадор № 50...70 » Аб5оАн5о » Аб30Ан:,ь битовнит № 70...90 » А630АН70 » АбюАнзо; анортит (Ан) № 90...100 » АбюАнюо » АбоАнн., 110
Уверенно определить плагиоклаз можно химическим путем « цри микроскопических исследованиях. По внешним призна¬ кам удается только установить альбит (цвет белый) и лабра¬ дор (цвет темно-серый с синими отливами на плоскостях спай¬ ности). Отличительные особенности плагиоклазов — косой угол ме¬ жду плоскостями спайности (он на 3,5...4° менее прямого), большая твердость (5,5...6), светлая окраска, стеклянный блеск. Плагиоклазы, богатые кремнеземом (S1O2 — 68%) имеют но¬ мера 0...30 (альбит, олигоклаз). Их называют кислыми. Пла¬ гиоклазы под номерами 30...60 называют средними (ЭЮг — 53...43(/о), 60...100 — ооновными (Si02 — 43%). Плотность мине¬ ралов возрастает от 2,62 у альбита до 2,75 у анортита. Темпе¬ ратура плавления альбита 1100°С, анортита 1550°С. Альбит, олигоклаз и андезин не растворяются в кислотах, за исключе¬ нием плавиковой кислоты, лабрадор малорастворим, а анортит легко растворяется. Все плагиоклазы кристаллизуются в три- клинйой сингонии, и кристаллы их имеют таблитчато-призма¬ тическую форму. Плагиоклазы — наиболее распространенные минералы маг¬ матических, оообенно кислых, горных пород и широко встре¬ чаются в почвах. Они хорошо изучены. На разнообразии их химического состава основана классификация магматических горных пород. В общем составе земной коры плагиоклазы за¬ нимают около 40%. Кислые плагиоклазы являются основой гранитного слоя континентальной коры, а основные плагиокла¬ зы входят в состав пород, залегающих ниже поверхности Мо- хо — базальтово-габброидный слой астеносферы. Альбит (от латинского слова «альбус», что означает — бе¬ лый)— Na[AlSi308] — имеет следующие физические свойства: твердость 6; плотность 2,62; спайность совершенная, угол ме¬ жду плоскостями спайности косой, равный 86°24'; блеск стек¬ лянный; цвет белый, серовато-белый; образует таблитчато-при- зматические сахаровидные кристаллы, часты двойники, а в пег¬ матитовых жилах среди пустот — друзы. Различают следующие разновидности альбита: лунный камень — кислый плагиоклаз с нежно-синеватым отливом; авантюрин, или солнечный камень,— кристалл с искристо-золотистым отливом. Диагностика альбита: большая твердость; стеклянный блеск; совершенная опайность под косым углом. Происхождение альбита: магматическое, метаморфиче¬ ское. Это важнейший породообразующий минерал многих из¬ верженных и метаморфических пород. Он встречается в грани¬ тах, кварцевых порфирах, пегматитах. Применяют его как облицовочный и поделочный камень. 111
Месторождения альбита обнаружены на Среднем Урале, в Житомирской области (УССР). Лабрадор — изоморфная смесь, известково-натриевый пла¬ гиоклаз— А650АН50. Его примерный химический состав: Na20 —5,89%, СаО—10,05, А1203 — 28,01, Si02 — 56,05%. На¬ звание ему дано по полуострову в Северной Америке, где он был обнаружен. Физические свойства лабрадора: твердость 6; плотность 2,65; 'блеск стеклянный, перламутровый, часто на плоскостях спайности наблюдается красивый переливчатый отсвет в синих и зеленых тонах, что, по-видимому, связано с ориентированны¬ ми пластинчатыми включениями ильменита; цвет темный; в породах образует мелкие и крупные таблитчатые кристаллы с заметной штриховкой на плоскостях спайности. Это породооб¬ разующий минерал основных изверженных пород. Разновид¬ ностью его является габбро, состоящая почти исключительно из лабрадора и называемая лабрадоритом. Диагностика лабрадора: характерная игра цветов на плоскостях спайности; темный цвет. Лабрадор — красивый облицовочный камень. В Москве им облицованы ншюняя часть мавзолея В. И. Ленина, многие зда¬ ния и станции метро. Анортит («анортос» — по-гречески косой — имеется в виду кристаллизация в триклинной сингонии) — Ca[Al2Si208] или. Na20Al2032Si02 — кальциевый плагиоклаз, имеет следующий химический состав: СаО — 20,10%, А1203 — 36,62, Si02 — 43,28%- Его физические свойства: твердость 6; плотность 2,75; блеск, стеклянный; цвет серый, 'белый или желтоватый; черта бес* цветная; в породах встречается в виде мелких таблитчатых кристаллов; легко растворяется в кислотах. Это породообра¬ зующий минерал основных пород (габбро). Фельдшпатиды. Нефелин (от греческого слова «нефсли» — облако) — Na(AlSi04) или Na20Al203.2Si02— имеет сложный хи¬ мический состав: Si02 содержится в некотором избытке (до 10%), присутствуют К20 (до 20%), примеси СаО, иногда Fe203. и Н20. Его физические свойства: сингония гексагональная; твердость 5...6, хрупок; плотность 2,6; спайность несовершенная; излом ллоскораковистый; 'блеск на изломе жирный, на гранях стеклянный; цвет серовато-белый, серый с желтоватым, буро¬ ватым, красноватым оттенками; залегает крупнозернистыми короткопризматическими кристаллами, вкрапленными в породы; в кислотах 'разлагается с образованием кремнезема. Разложенный нефелин с сильным масляным блеском назы¬ вают элеолитом или масляным камнем. 112
Диагностика нефелина: большая твердость; отсутствие спайности; жирный, иногда маслянистый блеок. Происхождение нефелина: магматическое. Он образу¬ ется в бедных жрамнеземом щелочных глубинных и излившихся породах (нефелиновых сиенитах), где содержание кремнекис- лоты недостаточно для 'возникновения полевых шпатов. Нефе¬ лин никогда не встречается вместе с кварцем. В зоне вывет¬ ривания он неустойчив. В -процессе разложения из нефелина образуются слюды, каолинит и (различные аморфные вещества. В некоторых почвах этот минерал разлагается с (возникновени¬ ем студнеобразных гелей А1 и Si (коллоидов), что улучшает структуру почв, оживляет микробиологическую деятельность. Нефелин — это агрономическая руда — калийное удобрение. Нефелинирование поч(в улучшает их структуру. Удобрение вно¬ сят в шочву большими дозами .под картофель, лен, табак. Кро¬ ме того, нефелин—важная руда на алюминий — так называе¬ мые нефелиновые отходы — «хвосты». Нефелиновые сиениты залегают вместе с а/патитом на Коль¬ ском полуострове. На Южном Урале, в Ильменских горах не¬ фелин встречается вместе с цирконом, ильменитом. Лейцит (от греческого слова «лейкос» — светлый) — K(AlSi206) или K20Al2034Si02 — имеет следующий химический состав: К20 — 21,5 %г AI2O3 — 23,5, Si02 — 55,0 %. В виде примесей в нем присутствуют в незначи¬ тельных количествах Na20, СаО, Н20. Этот минерал обладает диморфизмом, то есть изменяет форму кристаллов при нагревании (при температуре выше 605 °С — кубическая модификация, ниже этой температуры — шаровидная форма). Физические свойства лейцита: твердость 5... 6, хрупок; плотность 2,45 ... 2,5; блеск в изломе стеклянный, иногда слабожирный; спайность отсутствует; излом раковистый; бесцветный или белый с сероватым и желтоватым оттен¬ ками; разлагается в соляной кислоте. Диагностика лейцита: характерны белые округлой формы кристал¬ лы на темном фоне основной магматической породы. Происхождение этого минерала: магматическое. Он образуется при затвердевании лав, бога¬ тых щелочами (главным образом К20) и бедных Si02. Лейцит весьма неустойчив и часто замещается еще в магматической ста¬ дии с образованием псев до лейцита; образует псевдоморфозы ортоклаза и се¬ рицита по лейциту. В зоне выветривания этот минерал претерпевает химиче¬ ские изменения, переходя в реакциях с грунтовыми водами, содержащими натрий, в анальцит. Такие реакции протекают в почвах, причем калий перехо¬ дит в раствор, в связи с чем почвы, содержащие лейцит, приобретают плодо¬ родие. Цеолиты объединяют около 30 минеральных видов (натро- лит, .шабазит и др.). Их кристаллическая решетка, состоящая из тетраэдров (Si, А1)04, имеет весьма большие полости (и ка¬ налы). (Молекулы Н2О с ней связаны слабо, поэтому цеолиты легко отдают свою кристаллизационную воду и обладают спо¬ собностью к обратимому катионному обмену без разрушения кристаллической решетки. Это свойство используют в искусст¬ венных цеолитах — пермутитах — для улучшения качества воды. & Заказ № 985 ИЗ
Рис. 3.18. Некоторые свойства кристаллов карбонатов: а — двупреломлсние в кристалле исландского шпата; б — спайность, совершенная в трех «аправлениях Класс карбонатов. Минералы этого класса (число видов 80) являются 'солями угольной кислоты и широко распространены в природе. В земной коре их содержится 1,5%. Карбонатный анион (С02-3) образует сравнительно устойчи¬ вое соединение с двухвалентными катионами с характерным значением ионных радиусов. Катион с высокой валентностью прочно связывается с ионами кислорода: ионные радиусы ки¬ слорода С2~з и углерода С4* соответственно равны 0,136 и 0,018 'нм, а расстояние между ионами углерода и кислорода в радикале угольной кислоты (С2-3) составляет 0,126 нм. Для анионов типа С02-3 характерна форма плоских треу¬ гольников или очень тупых пирамид, в центре которых распо¬ ложен катион Са2+. Карбонаты подразделяют на два подкласса: безводные и водные. К безводным карбонатам относят кальцит, арагонит, магнезит, доломит, сидерит; к водным—карбонаты меди — ма¬ лахит и азурит, в которых ион ОН- нейтрализует избыточный заряд меди. Общая диагностика карбонатов: твердость средняя (3...5); блеск неметаллический; окраска большей частью свет¬ лая. Эти минералы хорошо растворяются в воде, богатой сво¬ бодной углекислотой, .по схеме СаС03+С03+Н20-»-Са(НС0з)2, некоторые вскипают с выделением пузырьков СОг в соляной кислоте. Из оптических свойств для карбонатов характерно весьма высокое двупреломление (рис. 3.18). Кальцит — СаС03 (известковый шпат) — имеет следующие ■114
физические свойства: сингония тригональная; твердость 3; плот¬ ность 2,6...2,8; спайность совершенная в трех направлениях по ромбоэдру; блеск неметаллический, стеклянный; минерал бес¬ цветный или молочно-белый с оттенками серого, желтого, крас¬ ного, розового цвета; часто образует призматические таблит¬ чатые кристаллы; некоторые кристаллические разности (ис¬ ландский шпат) обладают двойным лучепреломлением, то есть удваивают изображение. Диагностика кальцита: бурно выделяет ССЬ от капля НС1; легко царапается стеклом; кристаллы таблитчатой и при¬ зматической формы с хорошей спайностью. Происхождение: кальцит возникает в процессе морско¬ го осадкообразования и при выветривании, з частности гидро¬ термальном. Гидротермальные образования кальцита широко распространены. Встречается этот минерал во многих сульфид¬ ных месторождениях, где кристаллизуется одним из последних вместе с кварцем. Залежи кальция осадочного морского происхождения фор¬ мируются таким образом. Остатки отмерших морских растений и беспозвоночных животных опускаются на дно морей и на¬ капливаются, образуя большие скопления известковых илос. Вследствие диагенеза известковые илы превращаются в кар¬ бонатные соединения. Прозрачные разности кальцита (исландский шпат) исполь¬ зуют: в различных оптических поляризационных приборах; в сельском хозяйстве — для известкования болотных и подзоли¬ стых почв; в строительстве — для получения извести, мела; в химической промышленности — для получения соды, едкого натра; в металлургической промышленности — в качестве флю¬ са (для понижения температуры) при выплавке руд. Арагонит (название дано по автономной области Арагон в Испании, где минерал был впервые встречен) — СаСОз. Это полиморфная разновидность кальцита, имеющая следующий химический состав: СаО — 56%; С02 — 44%, обычно присутст¬ вует вримесь СгСОз. Его физические свойства: сингония ромби¬ ческая; твердость 3,4...5; плотность 2.9...3; спайность отсутству¬ ет; блеск стеклянный, в изломе жирный; цвет белый, желтова¬ то-белый, серый. Диагностика арагонита: вскипает в НС1 на холоде; от¬ сутствие спайности; призматическая, шестоватая, игольчатая форма кристаллов; часто встречается в виде натечных шаро¬ видных форм; образует оригинальные ветвящиеся стебли ка¬ менных цветов. Про исхожден'ие: арагонит образуется гидротермальным путем. Это низкотемпературный минерал, неустойчивая моди¬ фикация САСОз. При температуре 400...450°С арагонит пере¬ 8*
ходит в кальцит. Радиально-лучистые натечные разности мине¬ рала возникают экзогенным путем, в коре выветривания маг¬ незиальных изверженных горных пород в ассоциации с доломи¬ том, гипсом. Известковый туф — гороховый камень источников. Встреча¬ ется он в Карловых Варах (Чехо-Словакия). Месторождения арагонита обнаружены на Южном Урале (Бакальское), в Испании. Магнезит (название дано по области Магнезия в Греции, где минерал впервые встречен)—MgC03—имеет следующий химический состав: MgO — 47,6%, СОг — 52,4%. Его физические свойства: сингония тригональная; твердость 4...4,5, хрупок; плотность 2,9...3,1; спайность совершенная по ромбоэдру; блеск стеклянный; цвет белый с желтоватым или сероватым оттен¬ ком; структура мелкокристаллическая, плотная до землистой. Диагностика магнезита: реагирует толвио с/подогретой НС1; хорошая спайность. Происхождение минерала: гидротермальное. MgC03 выщелачивается и отлагается горячими щелочными растворами из доломитизированных толщ. Скрытокристаллический «аморф¬ ный» магнезит образуется экзогенным путем при выветрива¬ нии силикатов магния и в результате метасаматического заме¬ щения известняков в .соляных месторождениях. Встречается магнезит реже, чем кальцит я доломит. Он вхо¬ дит в состав некоторых метаморфических пород. Температура плавления чистой окиси магния 2800°С, в 'свя¬ зи с чем магнезит как хороший огнеупор идет на производство «магнезиального кирпича и магнезиального цемента для про¬ мышленности абразивов и строительства. Из него также извле¬ кают металлический магний. Доломит — CaC03.MgCC>3 — имеет следующий химический состав: СаО — 30,4%, MgO — 21,6, COj — 47,9%. Са и Mg часто замещаются Fe и Мп. Его физические свойства: сингония .три¬ гональная; твердость 3,5...4; плотность 1,8...2,9; блеск неметал¬ лический, стеклянный; цвет серовато-белый, иногда с желтова¬ тым и буроватым оттенками в зависимости от механических примесей; кристаллы имеют ромбоэдрический облик с чешуеоб¬ разной поверхностью; грани искривлены седлообразными изги¬ бами. В 1 л воды, насыщенной СОг, при давлении 1-105 Па (1 атм) растворяется 1100 м2 доломита. Диагностика доломита: совершенная спайность в трех направлениях; от действия НС1 на холоде не вскипает, в порош¬ ке растворяется хорошо. Происхождение: доломит обычно образуется экзоген¬ ным путем в водных бассейнах как продукт изменения кальци¬ та под действием магнезиальных растворов (доломитизация 116
известняка). Это широко распространенный породообразующий ■минерал. Доломит — хороший строительный материал, огнеупор и флюс (ib металлургии). Температура его плавления 2300РС. В сельском хозяйстве доломит используют (как удобрение. Месторождения доломита обнаружены на Урале, Кавказе, в Подмосковье, на берегах Волги в пределах Чувашии и Татарии. Сидерит (железный шпат)—РеСОз — имеет следующий хи¬ мический состав: FeO — 62,1% (Fe — 48,3%); СОг — 37,9%. Его физические свойства: сингония тригон а л вна я; твердость 3,5...4; плотность 3,9; блеск неметалличеакий, матовый; цвет .в свежем состоянии желтовато-белый, сероватый; агрегаты кристалличе- ани-зернистые, встречаются в шаровидных .конкрециях со скры¬ токристаллическим или радиально-лучистьш строением; при вы¬ ветривании неустойчив, буреет и легко переходит в другие мине¬ ралы. Диагностика сидерита: совершенная спайность; реаги¬ рует только с подогретой НС1, от капли которой буреет (вследст¬ вие образования FeCU); значительная плотность по сравнению с другими карбонатами. Происхождение: сидерит, являясь карбонатом закиси железа, образуется только в восстановительных условиях как при эндогенных (спутник сульфидов), та.км при экзогенных про¬ цессах. Он осаждается в .морских бассейнах при разложении ор¬ ганических остатков с образованием углекислоты и сероводоро¬ да. Встречается этот 'минерал среди рудных жил, © осадочных породах в виде желваков и шарообразных стяжений в глинах, в болотах вместе с вивианитом как нераокристаллизовавшийся гель. В зоне выветривания сидерита образуются «железные шля¬ пы», где железо окисляется, возникают минералы лимонит, гетит (залегают в виде землистых, рыхлых масс). Сидерит— хорошая руда на железо. Малахит — С11СО3. Си(ОН)2— имеет следующий химический состав: СиО — 71,9%, С02—19,92, Н20 — 8,2%. Его физические свойства: сингония моноклинная; твердость 3,5...4; плотность 3.9...4; цвет ярко-зеленый; черта бледно-зеленая; блеск стеклян¬ ный; хорошо растворяется в НС1; встречается в виде плотных масс натечной формы; агрегаты волокнистые, радиально-лучи¬ стые, землистые; часто образует .кристаллы по стенкам пустот; налеты и примазки иногда с шелковистым блеском. Землистые массы малахита называют медной зеленью. Диагностика малахита: зеленый цвет; натечные и поч¬ ковидные формы агрегатов; бурно вскипает в НС1. Происхождение: малахит образуется при взаимодейст¬ вии растворимых солей меди с известковыми растворами. Это 117
вторичный минерал в зоне окисления первичных (сульфидных) руд — халькопирита « других сульфидов. Залегает он в верхней зоне медных руд в виде «медной шляпы», часто как землистая разность. Малахит —прекрасный декоративный, поделочный .камень. Из него изготовляют вазы, шкатулки, колонны, 'приготовляют зе¬ леную краску. Азурит (медная лазурь, медная синь) —2СиС03-Си(0Н)г — имеет следующий химический состав: СиО — 69,2%, СОг — 25,6, Н20 — 5,2%. Физические свойства этого минерала аналогичны физическим свойствам малахита. Азурит .неустойчив, переходит в малахит. Диагностика азурита: лазорево-синий или темно-синий цвет; вскипает в НС1. Происхождение: азурит — вторичный минерал зоны окисления сульфидных руд. Месторождения его встречаются вместе с малахитом. Применяют азурит в качестве руды на медь, для приготовле¬ ния синей краски. Заканчивая характеристику обширного класса минералов — карбонатов, подчеркнем большое распространение в природе соединений углекислого кальция. Из вод рек п пресных водое¬ мов СаСОз усваивается животными, некоторыми растениями, Минералы этого класса образуют огромные толщи многих оса¬ дочных и метаморфических горных пород. „ Происхождение карбонатов кальция разнообразное. Карбонаты являются агрономическими рудами. Их использу¬ ют в сельском хозяйстве для известкования .кислых почв. Они входят в состав железной (сидерит), марганцевой (родохрозит) и медной (малахит, азурит) руд. Класс нитратов. Сода (натрон, натрит)—>]а2С0з-ЮН20— лмеет следующий химический состав: Na20— 21,6%, С02— 15,4, Н20 — 63,0%. Ее физические свойства: сингония моноклинная: твердость 1... 1,5; плотность 1,4.„1,47; цвет белый, серый, желто¬ ватый; блеск стеклянный; встречается в зернистых агрегатах; но воздухе теряет воду и белеет. Диагностика соды: легко растворяется в воде и в HCI. Происхождение: сода образуется в некоторых соляиы.х ■озерах, выпадая из насыщенных растворов при обычном давле¬ нии и температуре от 2 до 32 °С. Возможно, имеет место обмен¬ ная реакция Na2S04, растворенного в воде озер, с приносимым с суши Са(НС03)г или происходит биохимический процесс восста¬ новления Na2S04 микроорганизмами в ЫагЭ л реакция Na2S с. СОг с выделением НгЭ: Na2S04-»-Na2S -(• 04; Na2S + НгО-Ь СО2= Na2C03-|-H2S. 118
В странах с сухим климатом (некоторые области Средней Азии, Казахстана) сода, растворенная в почвенных и грунтовых водах, образует ,на поверхности земли многочисленные снежно¬ белые выцветы, налеты, корми, крайне вредные для растений. Применяют соду в химической, металлургической и стеколь¬ ной промышленности. Это важное химическое сырье. Содовые озера есть в азиатской части СССР — Петухов- окое и Михайловское в Кулундинской степи, Доронинсмое в Чи¬ тинской области. Нитраты — производные солей азотной кислоты, в природе встречаются редко, так .как очень легко растворяются в воде. Эти минералы носят название селитр. Наибольшее распространение :и значение имеют натриевая (чилийская) ИаЫОз и калиевая (индийская) KNO3 селитры. Источником селитр служит азот воздуха. Реакции окисления азота воздуха носят биогенный характер и овязаны с бактери¬ альными процессами в почвах. Натриевая селитра имеет следующий химический состав: КагО — 36,5%, Ыаг05 — 63,5%. Сингония у натриевой селитры тритональная, а у калиевой — ромбическая. Физические свойства натриевой и калиевой селитр: твердость 1,5...2, хрупки; плотность 2,24...2,29; блеск стеклянный; цвет бе¬ лый, желтый, красновато-бурый; черта белая или отсутствует; легко .растворяются в воде; залегают в сплошных зернистых мас¬ сах в виде корок или выцветов; кристаллики имеют вид ромбо¬ эдров. Диагностика селитр: легко растворяются в воде; вкус солоноватый, холодящий; подобно кальциту, .обладают двойным лучепреломлением. Происхождение селитр: поверхностное. Они образуются в условиях .сухого жаркого климата в результате окисления азот¬ содержащих органических веществ гуано и отбросов птиц и жи¬ вотных. Натриевая и калиевая селитры — хорошее минеральное удобрение. В связи с тем что в последние годы изобретен промышленный способ .получения азотных соединений (аммиака и азотной кис¬ лоты) синтетическим путем из азота воздуха в присутствии ката¬ лизаторов, добыча селитры резко снизилась. Пухлые селитряные солончаки встречаются в сухих, бессточ¬ ных областях Казахстана. Класс фосфатов. Минералы, представляющие собой соли ор- тофосфорной кислоты (Н3РО4), довольно широко распростране¬ ны в .природе, хотя не являются (Породообразующими. Они при¬ сутствуют ©о .многих магматических породах. Всё фосфаты подразделяют на два подкласса: безводные (апатит) и водные (фосфорит, вивианит). 119
Петрологн полагают, что существовала определенная геохи¬ мическая связь между химическими элементами Р и Fe — ассо¬ циации минерала апатита и магнетита. Так, на большой глубине в магматическом юча.ге п,ри дифференциации магмы возникают две несмесимые системы, одна из которых — щелочная магма, богатая фосфатами,—образует особые апатито-нефелиновые группировки. Химический элемент фосфор, являющийся по гене¬ зису сидерофильным и входивший .в формации ультраосновных щелочных пород, усваивался многочисленными организмами первичного океана и превратился ib биогенный — важный эле¬ мент жизни на Земле. Фосфаты—одно из главных минеральных удобрений. Происхождение фосфатов — магматическое (минерал апатит, фосфаты), осадочное морюкое и иногда континентальное (лере- отложенные многочисленные фосфориты). Главнейшими фосфатными минералами являются: хлорапа- тит — Са5(Р04)зС1, фтор апатит — Са5 (Р04) 3F, гидроксил,апа¬ тит— Са5(Р04)30Н, франколит — Cai0(PO4)eF2(OH)i(GO3)O, курскит — Са8 (Р04) 4003 • F2. В переотложенных фосфоритах присутствуют минералы: по- долит — Саю(Р04)вС03 — и коллофан — пСа0тР205'рН20, ор- га1ническое вещество, примеси лекжа и глин. Апатит («апато» — по-гречеаш обманщик)—единственный минерал в природе, содержащий фосфор в промышленных коли¬ чествах (более 40%). Наиболее распространены три разновидно¬ сти апатита: фторапатит (химический состав: СаО — 55,5%, Р205 — 42,3, F — 3,2%), хлорапатит и гидрокаилапатит. Физические свойства апатита: сингония гексагональная; твер¬ дость 5; плотность 3,2; спайность несовершенная; излом неров¬ ный; блеск стеклянный, на поверхности излома жирный; адвет бе¬ лый, зеленый, голубой, желтый, бурый; хорошо растворяется в кислотах НС1, HN03, H2S04. В СССР известны две разновидности этого минерала: хибин¬ ский апатит — мелкозернистого строения, сахаровидный, имею¬ щий большое промышленное значение, и забайкальский апатит, образующий прекрасные таблитчатые призматические кристал¬ лы со стеклянным блеском. Диагностика апатита: шестигранный, шестоватый приз¬ матический облик; несовершенная спайность. Происхождение минерала: 'магматическое. Кристаллы выкристаллизовываются из щелочной магмы в позднейшую ста¬ дию процесса. Апатит залегает в нефелиновых сиенитах вместе с нефелином, выделяется в области контактов изверженных пород с известняками. Он стоек при процессах механического выветри¬ вания, встречается в россыпях и некоторых почвах, не растворя¬ ется. Поэтому для перевода фосфора из нерастворимых соедине¬ 120
ний в растворимые апатит обрабатывают серной кислотой и под¬ вергают термической обработке. Для получения агроиомической руды—суперфосфата апатит измельчают и смешивают в котле с серной кислотой. Фосфорную кислоту добывают из апатитовых концентратов, она .необходима для изготовления некоторых удоб¬ рений и различных фосфорных соединений. Фосфорит имеет непостоянный состав, содержит Са5(РО,|)зС1 и Ca5(P04)3F, фосфатные коллоидальные гидраксилапатиты — курский и коллофан, различные примеси (Si02, СаСОз, Fe, А1), органические вещества, включения песка, глины, представляя, таким образом, не однородный минерал, а сочетание минералов, то есть горную породу. Физические свойства фосфорита в связи с его неоднородностью и непостоянством химического состава подвержены большим колебаниям: твердость изменяется от 2 до 5; плотность колеблется в пределах 2,2...3,2. В большинстве случаев это аморфный минерал, имеющий черный, бурый, жел¬ товато-бурый, темно-серый, серый, изредка белый цвет, неметал¬ лический блеск, матовый, непрозрачный. Встречается ш .в форме конкреций, желваков. Желваки (могут быть рыхлыми и сцементи¬ рованными фосфатом кальция в плотные агрегаты. Иногда фос¬ фориты залегают в виде пластов, плит, всевозможных псевдо¬ морфоз по различным органическим остаткам: стволам деревьев, раковинам аммонитов, костям позвоночных. Диагностика фосфорита: аморфное строение; при трении свежих образцов друг о друга появляется битуминозный запах, напоминающий запах жженого конского волоса или жженой ко¬ сти (фосфорорганические соединения), причем этот запах силь¬ нее, чем больше в куске породы содержится фосфорного ангид¬ рида (Р205). Происхождение фосфоритов: пластовое, конкрецион¬ ное— желвакообрааное ,и радиально-лучистое. Вивианит (Рез(Р04)з-8Н20) — фосфат закиси железа, имеет следующий химический состав: FeO — 43,0 %, Р2О5 — 28,3, Н2О — 27,8%, вследствие окисления иногда присутствует Ре2Оз. Его фи¬ зические свойства: сингония моноклинная; твердость 1,5...2; плот¬ ность 2,58...2,68; спайность совершенная; блеск стеклянный; в свежем состоянии бесцветен, но на воздухе чрезвычайно быстро окисляется, меняя свою окраску на синюю, зеленую, становя¬ щуюся при дальнейшем окислении темнее, а затем и бурой; в кислотах легко растворяется; иногда образует радиально-лучи¬ стые и призматические агрегаты. Огромные запасы фосфатного сырья — апатиты магматиче¬ ского происхождения — открыты на Кольском (полуострове — Хи¬ бины (в 1926 г.), в Сибири на Анабароком массиве, в Южной Якутии, а фосфаты осадочно-'морского происхождения, фосфори¬ ты— в Казахстане (Каратау), Поволжье, Подмосковье. 121
В Хибинах добывают более 76% всех фосфатных руд СССР. Содержание Р205 в сырых апатитах высокое — около 20%, а в флотационном апатитовом концентрате (после переработки) превышает 39%. Фосфориты с Р2О5 меньше (кроме Каратау) включают вред¬ ные примеси — соединения железа и алюминия, входящие в пес¬ ки, глины. Поэтому необходима их .переработка — размол в муку с содержанием Р2О5 не менее 10%. Достоинство фосфоритовой муки желвашвых фосфоритов — фосфор хорошо усваивается растениями. Класс сульфатов. В структурном отношении комплексный анион (SO4)2- характеризуется крупными размерами, обладает катионами с большими ионными радиусами и имеет следующее строение: вокруг иона серы S6+ в тетраэдрическом расположении находятся четыре иона кислорода О2-, то есть комплекс получает две отрицательные 'валентности. Радиус иона S6+ равен 0,029 нм, иона О2- — 0,136 нм. Структуры сульфатов, катионы которых имеют небольшие радиусы, могут образовываться только при наличии (молекул воды, которые располагаются в свободном про¬ странстве. Сульфаты подразделяют на безводные и водные. К безвод¬ ным сульфатам относят ангидрит (CaS04), тенардит (Na2SC4), барит (BaSC>4), к водным — гипс (CaS04*2H20), мирабилит (Na2S04-ЮН20), алунит (KA13(S04)30H6) и ярозит .(KF>+(S04)20H). Характерные особенности сульфатов: неметаллический (стек¬ лянный или перламутровый) блеск; небольшая твердость (2...3,5); в отличие от карбонатов не реагируют с разбавленной НО. Происхождение сульфатов: экзогенное. Они обычно яв¬ ляются химическими осадками усыхающих лагун, озер и залега¬ ют совместно с галоидами. Гипс образуется в результате окисле¬ ния сульфидов и серы. Некоторые из сульфатов — пипс, ангидрит — представляют собой .агрономические руды. Их используют для гипсования со¬ лонцовых почв. Поскольку гипс и ангидрит тесно связаны друг с другом по условиям залегания и образования, то их целесооб¬ разно рассмотреть совместно. Ангидрит (безводный липе) имеет следующий химический со¬ став: СаО — 41,2%, S03 — 58,8%. Бго физические свойства: син- гония ромбическая; твердость 3...3.5 (не царапается ногтем); плотность 2.8...3; спайность совершенная в одном направлении; блеск стеклянный, иногда с перламутровым отливом; цвет белый или сероватый, голубой, красноватый; образует призматические и толстостолбчатые кристаллы; в присутствии воды при атмо¬ сферном давлении постепенно переходит в гипс, сильно увеличи¬ 122
ваясь в .объеме (до 30%), вследствие чего <в породах нередко воз¬ никают складки и другие нарушения .напластований; в НС1 рас¬ творим слабо. Диагностика: ,в отличие от гипса не царапается ногтем; ог карбонатов отличается тем, что не вскипает в НС1. Гипс (легкий шпат) имеет следующий химический состав: СаО — 32,5%, S03 — 46,6, Н20— 20,9%, часты примеси глини¬ стого вещества, леска, кальцита, доломита. Его физические свой¬ ства: сингония моноклинная; твердость 2,0 (царапается ногтем), весьма хрупок: плотность 2,3; блеск стеклянный с перламутро¬ вым отливом; цвет белый, серый, красноватый, прозрачный. Различают следующие разновидности гипса: алебастр — бе¬ лый са.харовндный гипс мелкозернистого плотного строения; се¬ ленит— волокнистый пипс с шелковистым блеском и занозистым изломом; листовой, прозрачный гипс, называемый «Марьино стекло». Спайность у селенита и листового гипса совершенная, в одном направлении, кристаллы легко расщепляются на тонкие пластинки. Залегая среди осадочных пород, минерал гипс часто образует красивые таблитчатые кристаллы, крупные двойники в виде «ласточкина хвоста», а в пустотах друзы — каменные цветы («розы», '«розетки»). Встречается гипс и в виде плотных мелко¬ зернистых агрегатов, всевозможных выцветов на почвах — корки, порошкообразные налеты. Гипс хорошо растворяется в ®оде (в подкисленной H2SO4 го¬ раздо лучше, чем в чистой), причем его растворимость с увели¬ чением температуры воды повышается, достигая максимума при 37...38°С, а затем падает. Наибольшее снижение растворимости гипса устанавливается ори температуре свыше 107°С вследствие образования «полугидрата» — CaS04-*/2(Н2О). При температу¬ ре 120...140°С гипс полностью .переходит в полугидрат— так на¬ зываемый штукатурный гипс, или алебастр. Алебастр, замешан¬ ный в воде, превращается в полужидкое тесто, твердеет, расши¬ ряясь, .выделяет тепло. В НС1 .гипс растворяется мало. Диагностика гипса: низкая твердость (царапается ног¬ тем, легко крошится); для кристалличеакой разности характер¬ на совершенная спайность в одном направлении; тонкие листоч¬ ки немного гибки, но не упруги. Плотные мраморовидные агрега¬ ты гипса узнают по низкой твердости и отсутствию выделения пузырьков СО: при смачивании породы НС1. Происхождение гипса: экзогенное. Это типичный мине¬ рал для осадочных пород, образующийся вблизи поверхности земли в зоне .выветривания различными путями: осадочным — при высыхании замкнутых озерных и морских бассейнов, при гидратации ангидрита под влиянием подземных вод, при процес¬ сах выветривания в зоне окисления сульфидных руд. При высы¬ хании замкнутых .бассейнов гипс с галитом выделяется из насы¬ 123
щенных растворов одним из первых, /когда (концентрация других растворенных солей еще невысока. Вследствие этого ги-пс распо¬ лагается в нижних частях залежей, переслаиваясь с каменной солью, глинами, мергелями и ангидритом. В пустынях и полупустынях гипс часто встречается в виде прожилок, желваков, различных корок. Выделяющаяся лри окис¬ лении сульфидов (пирита) серная кислота в значительной степе¬ ни увеличивает растворимость гипса, вследствие чего он обычен в верхних частях «железной шляпы». Значительные массы гипса возникают и при гидратации ан¬ гидрита на глубинах от 100 до 150 м в результате реакции CaS04-f-2H20=CaSC>4-2H2C). При увеличении объема гипса про¬ исходят нарушения в .породах. Гипс применяют в сельском хозяйстве для химической мелио¬ рации солонцовых почв — в целях замещения Na+ в поглощен¬ ном комплексе почв Са2+; а также как источник литания кормо¬ вых растений—клевера, люцерны. Его используют в строитель¬ стве для изготовления цемента (обожженный гипс — штукатур¬ ка), для декоративных .скульптурных и лепных работ, в медицине для хирургических повязок, в оптических приборах (прозрачные разновидности). Из алебастра и селенита делают мелкие худо¬ жественные изделия. Гипс широко распространен в мощных галогенных толщах пермского возраста в Приуралье, Татарской АССР, Башкирской АССР и Чувашской АССР, ,в Средней Азии — серное месторож¬ дение Шорсу, встречается в озерах Эльтон, Баскунчак. Тенардит и мирабилит (глауберова соль) п,о составу, особен¬ ностям и происхождению весьма сходны друг с другом. Химический состав тенардита: Na20 — 43,7%, SO3 — 56,3%, часты примеси КгО и CaS04. Его физичеание свойства: сингония ромбическая; твердость 2...3 (хрупок); .плотность 2,68...2,69; цвет белый, или минерал бесцветный ©о слабым красноватым оттен¬ ком; блеск стеклянный; легко растворяется в воде; вкус солоно¬ ватый; с течением времени превращается® порошок. Химический состав мирабилита: Na20—19,3%, SO3 — 24,8, Н20 — 55,9%. Его физические свойства: сингония моноклинная; твердость 1.5...2 (хрупок); плотность 1,48; минерал бесцветный с желтоватым, зеленоватым оттенками; блеок стеклянный; на вкус горько-соленый, слабоохлаждающий; встречается в сплош¬ ных зернистых агрегатах, а также в виде корок и налетов, вы¬ цветов солей (в .почвах). Влажность воздуха .влияет на свойства мирабилита: в сухом воздухе он теряет всю воду, превращаясь в порошковатое вещество — тенардит. Диагностика мирабилита: вкус солоноватый, горькова¬ тый; в НС1 в отличие от соды не выделяет С02. Происхождение этого минерала: экзогенное, мирабилит 124
представляет собой химический осадок некоторых замкнутых морских водоемов и -самосадочных озер. Тенардит выпадает из водных растворов, насыщенных NaCU летом при температуре выше 32,5 °С, зимой при температуре 5...6°С, из рапы — насыщенный соляной раствор (в таких же ус- лови я х наиболее энергично осаждается мирабилит). Мирабилит летом переходит в раствор. Сульфат натрия, вы¬ брошенный на берег, обезвоживается, превращаясь в тенардит. Зимой реакция перехода мирабил1ита в тенардит идет по схе¬ ме 2NaCl+MgSo4+10H20->Na2S04-10H20 + MgCl2, летом — по схеме 2NaCl + MgS04-^Na2S04+MgCl2. Регулируя водный режим озер, можно управлять процессом осаждения этих «минералов. Тенардит и -мирабилит — важное химическое сырье, исполь¬ зуемое для изготовления соды, стекла, в медицине — как слаби¬ тельное средство. Добывают его в соляных озерах Кулундинской степи, Северного Прикаспия, Северного -Кавказа. Барит («барос» — по^речеаки тяжесть), или тяжелый шпат* имеет «следующий химический состав: ВаО — 65,7%, S03 — 34,3%, часты примеси Sr, Са, Fe2'C>3, а иногда глинистых и орга¬ нических веществ. Его физические свойства: сингония ромбиче¬ ская; твердость 3...3,5 (хрупок); плотность 4,3...4,7; спайность со¬ вершенная; блеск стеклянный; цвет белый, желтоватый, синева¬ тый, «бурый, или минерал .бесцветный; черта белая; агрегаты таб¬ литчатые, столбчатые, реже скрытокристал лические, землистые* известны шаровидные и эллипсоидальные конкреции с радиаль- но-лучистьим строением; растворим только в крепкой серной кис¬ лоте. Диагностика -барита: большая плотность для минералов со стеклянным блеском; нерастворимость даже в подогретой HCL Происхождение: .барит образуется в условиях повышен¬ ного давления и при относительно низких температурах, часто встречается в .гидротермальных отложениях вместе с сульфидны¬ ми, железными и другими рудами. При выветривании этот мине¬ рал устойчив. Встречается он среди роосьшей. Барит применяют в качестве утяжелителя глинистого раство¬ ра при бурении .скважин, используют для борьбы с газовыми вы¬ бросами, для укрепления стенок скважин, а также в химической и лакокрасочной промышленности для производства красок. Алунит («алумен» — по-латински квасцы) имеет следующие физические свойства: сингония тригональная; твердость 3,5...4; плотность 2,7...2,8; излом раковистый, занозистый; блеск стек¬ 12S
лянный, перламутровый; цвет белый, часто с серым, желтоватым и розоватым оттенками; образует землистые волокнистые массы. Происхождение минерала: гидротермальное в связи с вулканической деятельностью. Алунит образуется при перера¬ ботке сернокислыми растворами .излившихся пород, богатых ще¬ лочами. При процессах каолинизации, окремнения происходит и алунизация. Алунитовые породы используют для .производства квасцов и как руды на алюминий. Ярозит имеет следующие физические свойства: твердость 3...4; плотность 3,15...3,26; излом неровный, раковистый; блеск стеклянный, почти алмазный; .цвет охристо-желтый, желтовато¬ бурый; черта желтая, искрящаяся; похож на бурый железняк; образует плотные или волокнистые сплошные массы, корочки, налеты. Происхождение: ярозит образуется в зоне окисления при разрушении сернистых соединений серного .колчедана в условиях субтропического .климата. Класс оксидов и гидроксидов. Общее количество свободных оксидов в земной коре составляет около 17%, из них на долю кремнезема приходится 12,6%, на долю оксидов я гидроксидов железа — 3,5%, а в оставшейся доле наибольшее значение имеют оксиды н .гидроксиды алюминия и марганца. Минералы, входящие в группу свободных оксидов, ло хими¬ ческому составу подразделяют на безводные оксиды (простые к сложные) гидроксиды, или оксиды, содержащие гидроксид. Особо следует выделить воду, без которой невозможна орга¬ ническая жизнь на Земле. Вода играет колоссальную роль во всех геологических процессах, происходящих в земной коре. Лед — важный породообразующий минерал. Отличительные особенности минералов .класса оксидов и гид¬ роксидов: обычно высокая твердость — 6...9 (низкая только у ми¬ нералов с решеткой слоистого типа); .плотность 2,3...8,2; разно¬ образная окраска; цвет черты вишнево-красный, бурый, охри¬ стый, черный; иногда непрозрачные, с полуметалличеоким или •металлическим блеаком. Происхождение минералов этого класса очень разнообразное. Гидроксиды железа, .марганца, алюминия (лимонит, боксит и др.) образуются в .коре выветривания горных пород и имеют вид скрытокристаллических и коллоидных масс. Корунд, гема¬ тит, магнетит, .касситерит, уранинит, кварц — эндогенного проис¬ хождения. Гематит («гематикос»—ш-гречесш кровавый, отсюда л .рус¬ ское название «кровавик»), или красный железняк (оксид желе¬ за). Его химический состав: Fe — 70,0%; О — 30,0%. Физичеаиие свойства этого минерала: сингония тригональная; 126
твердость 5,5...6, хрупок; плотность 5...5,3; спайность отсутствует.; блеск полуметаллический; черта вишнево-красная; наблюдается синеватая побежалость; встречается в виде сплошных плотных скорлуповатых зернистых и чешуйчатых масс, окрашенных в красный цвет, а иногда образует «кристаллы в форме ромбоэдра. Различают несколько разновидностей гематита: 1) собствен¬ но гематит — в виде отчетливых, часто пластинчатых кристал¬ лов, скрытокристаллический; 2) железный блеск — тон-коплас- тинчатые‘кристаллы с металлическим блеском и явно кристалли¬ ческой структурой; в зависимости от числа пластинок выделяют «железную розу»— сростки пластинчатых кристаллов, железную слюдку — листовой тонкочешуйчатый железный блеск, «желез¬ ную сметану» — рыхлое скопление весьма мелких чешуек же¬ лезной слюдки красного цвета и жирной на ошупь; 3) стеклян¬ ная красная головюа — в виде натечной формы внутри радиаль¬ но-лучистого строения; 4) красный железняк — плотные или рыхлые землистые массы красного цвета. Диагностика гематита: вишнево^красная черта; высокая твердость; .пластинчатые и чешуйчатые агрегаты; отсутствие маг- нитаости. Происхождение: гематит образуется в окислительной среде .в самых различных генетических типах месторождений, в условиях -повышенной температуры и давления при дегидрата¬ ции бурых железняков. Крупнейшие месторождения железа — метаморфические. Так возникают сланцы с железной слюдкой и железистые кварциты, содержащие иногда огромные по разме¬ рам тела гематито-магнетитовых сплошных руд (руды Кривого Рога, Белгородской области). В зоне окисления гематит ведет себя как химически стойкий минерал; наблюдаются лишь явле¬ ния физического выветривания гематитовых масс с образованием «железной сметаны». Этот минерал является важнейшей железной рудой, так как содержит 50...65% железа, служит исходным сырьем для произ¬ водства чугуна, стали, железа. Крупные месторождения гематита с содержанием железа бо¬ лее 60%: Кривой Рог, Курская магнитная аномалия, Яковлев- •ское .месторождение (Белгородская область). Магнетит (магнитный железняк)—Рез04 (оксид железа). Его химический состав: FeO — 31%, РегОз — 69, Fe — 72,4%. Раз¬ личают две разновидности этого минерала: титаномагнетит, со* держащий Ti, и хромомашетит, содержащий Сг. Физические свойства магнетита: сингония кубическая; твер¬ дость 5,5...6, хрупок; плотность 4,9...5,2; спайность отсутствует;, сильномагнитен; блеск полуметаллический; цвет черный с сине¬ ватой побежалостью на кристаллах; черта черная; непрозрачен; образует плотные мелкокристаллические зернистые мяссы в ос¬ 127
новных магматических породах, в пустотах часто встречается друзами; кристаллы .имеют форму восьмиг,рантиков (октаэдров); в кислотах .растворяется с трудам. Диагностика магнетита: сильномагнитен; притягивает железо; черта черная, значительная твердость. Происхождение: магнетит образуется в восстанови¬ тельной среде, а наиболее .крупные его месторождения мет ас ста¬ тического и метаморфического происхождения. В первом случае этот минерал возникает на контактах известняков с гранитами и сиенитами, во втором — так же, как ,и гематит, при дегидратации гидроксидов железа, образовавшихся в осадочных породах, но в восстановительной среде (гори недостатке кислорода). В зоне окисления .магнетит — сравнительно устойчивый мине¬ рал. При разрушении горных пород он переходит в россыпи (ал¬ лювиальные пески). Магнетит — важнейшее сырье для выплавки чугуна и стали, так как содержит около 60% железа. Месторождения магнетита — горы Магнитная, Высокая, Бла¬ годать (контактаво-адетасоматический тип), Кривой Рог, Кур¬ ская магнитная аномалия (регионально омегам орфический тип); магнетитовых руд—Качарское, Сарбайокое (вблизи Кустаная). Лимонит (от греческого слава ,«лимон» — луг; имеются в виду луговые и болотные руды гидроксидов железа), или бурый же¬ лезняк,— Fe203-nH20 (гидроксид железа). Состав этого минера¬ ла непостоянный. Он часто содержит различные,примеси и кри¬ сталлизационную воду (легко удаляется при нагревании). Плот¬ ные разности — 'кристаллические, землистые — аморфные. Физические свойства лимонита: переменная твердость 1 ...5,5 (большей частью 4..Д5); плотность 2,7...4,3; землистые разности имеют матовый блеск, плотные — металловидный и шелкови¬ стый; цвет бурый, охристо-желтый; черта желто-бурая, красная. Лимонит — обычный продукт изменения железистых минера¬ лов на земной ловерхности, где он является устойчивым соедине¬ нием железа. Встречается этот минерал неакольких разновидно¬ стей: 1) бурая стеклянная головка—сферическая натечная фор¬ ма с гладкой блестящей .поверхностью темно-бурого или черного цвета; 2) оолитовый бурый железняк — минерал, образующий плотные сплошные массы темно-бурого или желто-бурого цвета, ■состоящие из скоплений мелких концентр ически-«корлуловатых шариков, лепешек (бобовые, озерные, луговые руды); 3) земли¬ стые, рыхлые и плотные разности охр исто-желтого и черного цве¬ та — бурый железняк. Диагностика лимонита: независимо от цвета в агрегате дает на фарфоровой пластинке бурую и буровато-желтую черту; яатечные образования радиально-лучистого строения; встречает¬ ся в виде сталактитов, друз, пористых рыхлых масс. 128
Происхождение лимонита: экзогенное. Этот минерал образуется исключительно ,в виде колломорфных и метаколлоид- ных масс благодаря гидролизу солей, возникающему при окисле¬ нии и разложении железосодержащих минералов, сульфидов, карбонатов, силикатов, в которых железо присутствует в двухва¬ лентной форме. В значительных массах бурые железняки форми¬ руются в зонах окисления сульфидных месторождений (так на¬ зываемые «железные шляпы»), представленных рыхлыми комко¬ ватыми и плотными массами, состоящими из лимонита, гетита. Некоторые разности лимонита возникают в результате осажде¬ ния в озерах, болотах и других бассейнах вследствие коагуляции приносимых поверхностными водами коллоидных растворов в связи с жизнедеятельностью бактерий. Желтая охра встречается в торфяниках. Лимонит—|руда на железо. Этот минерал придает бурую ок¬ раску почвам и породам. Крупные месторождения лимонита: Керченское (крупноооли¬ товые бурые железняки с содержанием железа 34...42%, обога¬ щенные фосфорам), Халиловское и Бакальекое (Южный Урал). Боксит (название дано по деревне Бо в провинции Франции Провансе) — агрегат гидроксидов алюминия. Его условный хи¬ мический состав: АЬОз-яНгО с примесями Fe, Si, Ti. Это соеди¬ нение рассматривают как горную породу непостоянного состава. По минеральному составу выделяют бокситы: моногидратный — ди а споровый и бемитовый—и тригидратный— гидраргиллито- вый и смешанный. Кроме того, в боксит входят гематит, гидрок¬ сиды железа, минералы группы .каолинита, железистые хлориды, пирит, кальцит, сидерит. Физические свойства боксита: аморфный, землистый; твер¬ дость различная, у наиболее плотных разностей достигает 6; плотность 2,9...3,56; блеок матовый; цвет большей частью крас¬ ный или серо-зеленый, реже коричневый, белый, черный; часто образует каменистые плотные массы; встречается в виде ноздре¬ ватых, .бобовых, оолитовых (состоящих из мелких шариков кон- центри'чески-скорлупаватого строения) и других разновидностей. Диагностика боксита: землистые, глиноподобные и каме¬ нистые скопления кирпично-'красного цвета; с водой в отличие от глин не образует пластичной массы. Происхождение этого минерала: экзогенное. Различа¬ ют остаточные (представляют собой элювиальные образования латеритного типа) и осадочные (образовались в результате пе¬ реноса продуктов выветривания и отложения их в виде коллоид¬ но-химических .и в некоторых случаях в виде механических осад¬ ков в различного рода водоемах), прибрежюнморские и лагун¬ ные, континентальные, озерные, озерно-болотные и делювиаль¬ ные 'бокситы. 9 Заказ № 985 129
Месторождения бокситов обнаружены в Североуральеке— «Красная Шапочка», Тихвине. Наибольшее промышленное зна¬ чение в СССР имеют прибрежно-морские бокситы (месторожде¬ ние «Красная Шапочка»), залегающие пластами на размытой неровной поверхности обычно светлоокрашенных известняков и покрытые глинами. Бокситы — руда на алюминий. Чистый алюминий — легкий (плотность 2,7) серебристо-белый легкоплавкий металл, приме¬ няемый в различных сплавах с медью и магнием для производст¬ ва электрокорунда, огнеупоров, цемента. Пиролюзит («пирос»— по-гречески огонь, «люзиос» — унич¬ тожающий, так как употребляется в стеклоделии для уничтоже¬ ния зеленого оттенка в стекле)—МпОг (простой оксид марган¬ ца)— имеет следующий химический состав: Мп — 63,2%, О — 36,8%; присутствуют механические примеси Fe203, Si02, Н20. Его физические свойства: сингония ромбическая; твердость у кристаллических агрегатов 5...6, у рыхлых, пористых — 2 (чер¬ тится ногтем); плотность 4,7...5; блеок по лу мет а ллически я; не¬ прозрачен; цвет черный с синеватой побежалостью; цвет черты черный; часто наблюдается оолитовая струж/ка. Диагностика пиролюзита: черные цвет и черта; полиме¬ таллический блеск; небольшая твердость. Происхождение этого минерала: главные промышлен¬ ные месторождения марганца имеют осадочное происхождение, образуются в зоне выветривания из других марганцевых минера¬ лов, встречаются в прибрежных частях морских бассейнов. Пи¬ ролюзит— наиболее устойчивый оксид марганца в зоне окисле¬ ния. В него переходят вое марганцевые минералы, содержащие марганец в низших степенях окисления. Из-за своей хрупкости этот минерал в аллювиальных песках (россыпях) встречается крайне редко. В СССР залежи марганца находятся в Чиатури (Грузия), где пиролюзит слагает оолитовые стяжения, составляя псевдоморфо¬ зы по оолитам манганита, в Никополе (Украина), где этот мине¬ рал образует крупные шаровидные конкреции с концентричеоки- зональньвм строением. Пиролюзит — важнейшая руда для получения ферромарган¬ ца—сплава железа с марганцем, используемого в сталелитейной промышленности. Соединения марганца применяют в качестве микроудобрений в сельаком хозяйстве. Соли марганца, введен¬ ные в почву, повышают урожай некоторых культур и благопри¬ ятно действуют на рост древесных насаждений. Касситерит (оловянный камень) — Sn02 (простой оксид оло¬ ва)— имеет следующие физические свойства: сингония тетраго¬ нальная; твердость 6...7, хрупок; плотность 6,8...7; цвет бурый,, черный, коричневый, желтый; черта светло-серая, светло-корич- 130
иевая, коричневая; на пранях ал|мазный блеак, в изломе — мойр- яый. Д1И а г н о с т !И ж а касситерита: высокая плотность; большая твердость; характерный, слегка жирный или смоляной блеск в изломе; цвет бурый. Происхождение этого минерала: пегматитовое и пнев- матолито®ое. Промышленные залежи касситерита встречаются в кварцевых жилах, среди гранитных народ. На поверхности зем¬ ли кварцевые жилы разрушаются и весьма устойчивый кассите¬ рит переносится текучими водами вместе с песком. Таким обра¬ зом в отмелях рек, озер и морей образуются россыпные место¬ рождения олова. Крупные месторождения касситерита: Завитинское, Ононокое (Восточная Сибирь), Такфонокое (Средняя Азия). Касситерит—руда на олово. Корунд — А120з (простой оксид алюминия) — имеет следующие физичес¬ кие свойства: сингония тригональная; твердость 9; плотность 3,9... 4,1; спай¬ ность отсутствует; блеск стеклянный; кристаллы бочонковидные, столбчатые, пирамидальные, со штриховкой на гранях; в кислотах не растворяется; при процессах выветривания очень устойчив. Мелкозернистую разновидность это- го минерала называют наждаком. Диагностика корунда: высокая твердость; бочонковидная форма кристаллов со штриховкой на гранях; синевато-серая окраска. Происхождение этого минерала: магматическое, образуется в кри¬ сталлических известняках по соседству с изверженными породами контактово- метасоматическим путем. Корунд применяют как абразивный материал. Из него путем плавления (при очень высокой температуре — выше 2040 °С) изготовляют искусствен¬ ный рубин. Крупное месторождение корунда — Семиз-Бугу (Казахстан). 3.10. ОПИСАНИЕ МИНЕРАЛОВ — НЕКИСЛОРОДНЫХ СОЕДИНЕНИЙ Класс самородных элементов. К этому классу относят хими¬ ческие элементы, находящиеся в природе в свободном состоянии: металлы—золото, серебро, платина — встречаются в сильно рассеянном состоянии, обладают большой плотностью, металли¬ ческим блеском, 1КОВ1ЮИ, непрозрачны; (металлоиды—сера, графит, алмаз и др. — имеют неметалли¬ ческий блеск, матовую черту, магматическое, метаморфическое и осадочное происхождение. Сера (S) обладает следующими физическими свойствами: твердость 1...2, хрупка; плотность 2; цвет светло-желтый; легко¬ плавкая, при температуре 112,8°С плавится; горит, издавая удушливый запах сернистого газа; залегает на поверхности зем¬ ли, образуя землистые порошкообразные массы, плотные 1короч- ии, желваки, налеты, друзы, включения, псевдоморфозы по орга¬ ническим остаткам. 9* 13!
Рис. 3.19. Алмазы яз кимберлитовой трубки Диагностика этого минерала: желтый цвет; жирный блеск; небольшая твердость; очень хрупка; легкоплавка. Серу применяют в сельском хозяйстве для борьбы с вредите¬ лями и отчасти как микроу добрение. Крупные месторождения серы: Гаурдак, Шорсу (Средняя Азия), Поволжье. Графит (С) имеет следующие физические свойства: твердость 1; плотность 2,2; спайность совершенная, в одном направлении; блеск мягкий, металловидный, жирный; цвет железно-черный* черта черная. Диагностика этого минерала: черный цвет; низкая твер¬ дость (пишет на бумаге, пачкает руку); на ощупь жирный. Происхождение графита: магматическое и метаморфи¬ ческое. Алмаз (С) имеет следующие физические свойства: твер¬ дость 10; плотность 3,5. Большое различие между графитам и алмазом обусловлено различными модификациями самароднюго> углерода — неодинаковой укладкой атомов углерода в кристал¬ лической решете. Диагностика алмаза: исключительная твердость—10;. сильный алмазный блеск (рис. 3.19). Происхождение этого минерала: магматическое. Алмаз: образуется при высоких давлениях, температурах в так называе¬ мых «трубках взрыва».
Класс галоидных соединений. Минералы этого класса (около 100 видов, составляющих около 0,5% массы земной коры) пред¬ ставляют собой соли галоидно-водородных кислот HF, НС1, реже HBr, HI. По свойствам и генезису их подразделяют на соли силь¬ ной хлористоводородной кислоты (хлориды и близкие к ним очень редкие бромиды и иодиды) и соли слабой фтористоводо¬ родной кислоты (фториды). Галогены могут быть безводные, например галит — NaCl, сильвин — КС1, и водные, например MgCl2-KCl-6H20, каинит — KM(S04)C1-3H20. Каинит по составу — сульфат. Галоиды залегают вместе с калийными солями в соляных месторождениях. В СССР имеются три крупнейших соленосных бассейна калийных агрономических руд: в Приуралье, Белорус¬ сии, Прикарпатье. В пермских отложениях находится Соликам¬ ский бассейн (открыт в 1925 г.) площадью более 1800 км2. Силь- винитовый горизонт .мощностью 150...200 м залегает на глубине 150...300 м. В отложениях девона открыт (в 1949 г.) Припятский соленосный бассейн (Белоруссия). Перспективные запасы калий¬ ных руд составляют около 9 млрд. т, промышленные — около 3,6 млрд. т. Калийные пласты представлены сильвинитом, кар¬ наллитом и залегают на глубине 350...500 м. На базе Старобпн- окогю месторождения в Сол и го роке работают калийные комбина¬ ты. В верхнетретичных отложениях расположен Прикарпатский бассейн, ценный сравнительно редкими бесхлорными калийными минералами — каинитом и лангбейлитом. Галогены — отличные агрономические руды. Их используют для производства калийных удобрений. Галит («галос» — по-гречески море) имеет следующий хи¬ мический состав: Na — 39,4%, Cl — 60,6%; содержит пузырьки газов, включения глинистых частиц и органического вещества, гипса. Его физические свойства: сингония кубическая; твер¬ дость 2, хрупкий; плотность 2,1...2,2; спайность весьма совершен¬ ная, по кубу; блеск неметаллический, стеклянный, на выветре- лых поверхностях жирный; цвет чистых разностей белый, про¬ зрачный, однако в природных условиях красящие пигменты обус¬ ловливают окраску в различные цвета (глинистые частицы — в серый, органическое вещество — в бурый и черный, гидроксиды железа — в желтый, безводная окись железа — в красный, пары металлического натрия — в синий); при длительном односторон¬ нем давлении обнаруживает свойство пластичности, принимая форму штоков, куполов; легко растворяется в воде; вкус соле¬ ный; агрегаты мелкозернистые, у самосадочной соли рыхлые. Плотные, .крупнокристаллические агрегаты характерны для иско¬ паемой каменной соли, залегающей пластами. Диагностика галита: соленый вкус; низкая твердость; весьма совершенная спайность; хорошая растворимость в воде. 133
Рис. 3.20. Галит (Соликамское месторождение) П р о и с х ождение этого минерала: осадочное. Галит пред¬ ставляет собой химический осадок современных и древних усы¬ хающих морей, лагун, озер. Различают каменную соль ископае¬ мую и самосадочную. Современные самосадочиые озера расположены на большой площади юго-востока СССР: Эльтон, Баскунчак и др. Огромные залежи древних ископаемых солей образовались в пермский период, когда в усыхающих лагунах морей накаплива¬ лись колоссальные толщи галогенных осадков — галита, гипса, ангидрита. Крупные месторождения галита: Соликамское (Пермская область, рис. 3.20), Илецкая защита (под г. Оренбургом), Сла- вянско-Бахтумское (Украина); Стасофуртское (Германия), Ве- личка (Польша). Человек потребляет в год около 10 кг ооли. Галит используют в химической промышленности для получения соляной кислоты, хлора, соды, едкого натра и металлического натрия. Сильвин имеет следующий химический состав: К — 52,5%, С1 — 47,5 %; часты включения жидкостей и газов, азота, углекис¬ лоты. Его физические свойства: сингония кубическая; твердость 1,5...2; плотность 1,97...1,99; спайность весьма совершенная; блеск стеклянный; цвет различный — чистые .разности бесцветны и прозрачны, синий, красный, бурый цвета обусловлены присут¬ ствием натрия, гидроксидов и оксидов железа; хорошие кристал¬ 134
лы редки; встречается в виде землистых масс; легко растворяет¬ ся в .воде, гигроскопичен; вкус горько-соленый, жгучий. Диагностика сильвина: небольшая твердость; легко рас¬ творяется в воде; вкус горько-соленый. Происхождение: сильвин представляет собой химиче¬ ский осадок усыхающих водных бассейнов. При испарении воды из рассолов этот минерал выпадает одним из последних, вследст¬ вие чего встречается в верхних этажах соляных залежей и рас¬ пространен значительно реже галита: его скопления в земной коре оказались размытыми подземными водами. Сильвин — важная агрономическая калийная руда («камень плодородия»). Карналлит имеет следующий химический состав: Mg — 87%, К—14,1, С1 — 38,3, Н20 — 38,9%; из механических примесей обычно присутствуют NaCl, КС1, CaSCU, РегОз, глинистое веще¬ ство, капельки рассолов, обильные включения газов. Его физиче¬ ские свойства: сингония ромбическая; твердость 2...3, хрупкий; плотность 1,6; спайность отсутствует; блеск на овежем изломе стеклянный; разности без примесей бесцветные, обычны розовые и красные тона, обусловленные включениями тонкораспыленной окиси железа; необычайно гигроскопичен, землистый; на воздухе расплавляется, быстро тускнеет и становится жирным; при рас¬ творении в воде издает треск, обусловленный присутствием пу¬ зырьков газов, находящихся под большим давлением (характер¬ ная особенность карналлита); вкус жгучий, горько-соленый. Диагностика карналлита: красный цвет; хорошие кри¬ сталлы редки; небольшая твердость; легкая растворимость в во¬ де; вкус горько-соленый; гари сверлении острием ножа в свежем изломе издает характерный треск (сюрип), обусловленный при¬ сутствием пузырьков газа. Происхождение этого минерала: то же, что и у галита, сильвинита, выделяется одним из последних минералов. Карналлит—калийное удобрение. Он также служит сырьем для получения металлического магния. Флюорит (плавиковый шпат) — CaF2—имеет следующий хи¬ мический еостав: Са — 51,2%. F— 48,8%. Его физические свой¬ ства: сингония кубическая; твердость 4; плотность 3,18; спай- кость совершенная, по октаэдру; блеск стеклянный; окрашен в желтый, зеленый, голубой, фиолетовый, розовый цвета, некото¬ рые разности по внешнему виду напоминают мармелад, при на¬ гревании окраска исчезает; агрегаты зернистые, прекрасно ог¬ раненные октаэдры часто образуют друзы; в воде нерастворим; разлагается в крепкой сермой кислоте. Диагностика флюорита: твердость 4; стеклянный блеск; кубическая форма кристаллов. ' ;Прои схождение этого минерала: гидротермальное. 135
Флюорит — частый спутник рудных минералов в жилах вместе с кварцем, 'баритам, минерал пегматитовых жил. Его землистая разновидность, встречающаяся в осадочных отложениях, носит название ратовкита. Флюорит применяют в металлургии в качестве флюса — плавня, ускорителя при плавке руд и электроплавке; в химиче¬ ской промышленности для производства плавиковой кислоты и ее солей. Цветные разности этого минерала используют как по¬ делочный камень. Класс сульфидов. Природные сернистые соединения можно рассматривать как производные сернистого водорода H2S или, реже, многосернистых водородов. Их около 200 видов, (что со¬ ставляет около 10% от числа всех минералов. По численности они занимают второе место после силикатов, однако их содер¬ жание в земной коре незначительно: всего около 0,15% ее массы. По химическому составу различают простые сульфиды, в ко¬ торые входит один металл (не считая изоморфных примесей), и так называемые сульфосоли. В сульфосоли входят одно- или двухвалентный катион, чаще всего Ag1+, Cu2+, Pb2+, и трех- или четырехвалентный, чаще всего As3+, Sb3+, Bi3+, Fes+, поэтому их можно рассматривать как соли соответствующих сульфокислот, например H3ASS3. Сульфиды—иепородообразующие минералы, но являются рудами многих важных металлов: меди, серебра, цинка, свинца, ртути, мышьяка, никеля, сурьмы, вследствие чего их значение в экономике страны очень велико. Диагностика сульфидов: большая плотность (от 3,5 до 10,6) вследствие присутствия тяжелых элементов; низкая и сред¬ няя твердость (2...4 и до 6); сильный металлический блеск; ма¬ лая прозрачность; высокая электропроводность. Происхождение 'минералов этого класса: гидротермаль¬ ное и экзогенное в условиях восстановительной среды, деятель¬ ности микроорганизмов и в присутствии H2S. Сульфиды в зоне выветривания неустойчивы: разлагаются и переходят в различные кислородные соединения. В класс сульфидов входят: пирит — FeS2i марказит — FeSj; халькопирит — CuFeS2; сфалерит — ZnS; галенит — PbS; аури- пигмент — AS2S3; реальгар — AsS; антимонит — Sb2S3; кино¬ варь— HgS. Пирит («лирос» —по-гречески огонь), или серный колчедан, имеет следующий химический состав: Fe — 46,6%, S — 53,5%, часты примеси медн, цинка, золота, серебра, кобальта. Его фи¬ зические свойства: сингония кубическая; твердость 6..Д5 (самый твердый из сульфидов, царапает лезвие ножа); плотность 4,9...5,2; относительно хрусткий; спайность весьма несовершенная; излом неровный; аильный металлический блеск; цвет светлый — 136
золотисто-желтый, желтый, часто с побежалостями желтовато- бурого и пестрого цвета; черта буровато- или зеленовато-черная; в НС1 не растворяется. При ударе по пириту куском железа ле¬ тят искры. Серный колчедан — самый распространенный из сульфидов минерал, встречающийся в многочисленных горных породах, ру¬ дах, каменных и бурых углях, глинах, глинистых сланцах, неко¬ торых почвах. Среди руд и магматических пород часты крупные вкрапления хорошо ограненных кристаллов пирита с сильным металлическим блеском. В осадочных породах обычны его шаро¬ видные конкреции, нередко радиально-лучистого строения, а так¬ же проздевидные или почковидные агрегаты. Диагностика пирита: большая плотность; высокая твер¬ дость (чертит стекло); желтый цвет; черта зеленовато-черная; кристаллы в форме кубов с сильным металлическим блеском и штриховкой на гранях. Происхождение этого минерала: разнообразное. Наибо¬ лее часто он встречается в гидротермальных кварцевых жилах, в рудных телах, обычен и в осадочных породах. Многочисленные шнифецни серного колчедана, .корки часто входят в состав песча¬ нисто-глинистых отложений, месторождений угля, фосфоритов, бокситов, марганца. В этих условиях происхождение пирита свя¬ зано с разложением органических остатков без доступа свобод¬ ного кислорода. В зоне окисления он неустойчив, легко подвер¬ гается окислению с последующим образованием сульфатов, кар¬ бонатов и гидроксидов железа — бурых железняков. Так обра¬ зуются в зоне выветривания псевдоморфозы лимонита по пири¬ ту. гематиту (Fe203), органическим остаткам. Получающаяся оДйиьрсменао серная кислота весьма активно участвует в про¬ цессах химического выветривания. Пирит — основной вид сырья для получения серной иислоты, медистые пириты — руда для извлечения меди, золота, цинка. Крупные месторождения пирита: Дегтярская, Карябашская, Блявинская, колчеданные залежи на Урале. Марказит (лучистый колчедан) — полиморфная разновид¬ ность пирита, имеющая следующий химический состав: Fe — 46,6%, S — 53,4%. Его физические свойства: сингония ромбиче¬ ская; твердость 5...6; плотность 4,6...4,9; спайность несовершен¬ ная; блеск металлический; цвет желтый с сероватым и зеленова¬ тым оттенками, светлее, чем у пирита; черта темная, зелеиовато- оерая; кристаллы таблитчатые, гребенчатые, копьевидные; часты сростки, конкреции, желваки, различные псевдоморфозы по орга¬ ническим остаткам; слабо проводит электричество. Диагностика марказита: псевдоморфозы по органиче¬ ским остаткам, шаровидные конкреции, желваки; в свежем со¬ 137
стоянии зеленоватый оттенок, несвойственный пириту; большая плотность, царапает сталь, стекло. Происхождение этого минерала: экзогенное; выпадает из грунтовых, кислых вод. Лучистый колчедан встречается в уг¬ леносных песчано-глинистых отложениях в виде 'конкреций, псевдоморфоз по органическим остаткам, неправильной формы зерен среди глин, мергелей. Крупные его скопления ред-ки. В зо¬ не выветривания легко разлагается с образованием сульфатов железа и свободной серной кислоты, а в условиях недостатка кислорода — также и самородной серы. Халькопирит (медный колчедан) имеет следующие физиче¬ ские свойства: сингония ромбическая; твердость 3,5...4, легко ца¬ рапается ножом; плотность 4,1...4,3; спайность несовершенная; блеск сильномет а л л и чески й; цвет желтый, золотистый с пестрой побежалостью; черта черная, с зеленоватым оттенком; встреча¬ ется в сплошных массах, в виде скоплений кристаллов с тре¬ угольными очертаниями. Диагностика медного колчедана: небольшая твердость— царапается ножом; сильный металлический блеск; черта черная. Происхождение халькопирита: гидротермальное. Это минерал рудных кварцевых жил, ассоциирующийся с пиритом, сфалеритом, галенитом. В зоне выветривания он легко окисля¬ ется, образуя сульфаты меди и железа. При взаимодействии рас¬ творенного сульфата меди с С02 или карбонатами в присутствии кислорода и воды возникают малахит и азурит, а с различными кислотами, образующимися в зоне выветривания, — разнообраз¬ ные соли (сульфаты). В зоне окисления сохраняются различные сульфаты меди, легко растворяющиеся в просачивающихся по¬ верхностных водах. Медный колчедан — главная руда на медь. Медный купорос применяют в сельском хозяйстве для борьбы с вредителями, по¬ ражающими плодовые деревья, виноградники, овощные культу¬ ры. Сфалерит («сфалерос»—иго-гречески обманчивый, потому что по внешнему виду минерал не похож на другие сульфиды’метал¬ лов), или цинковая обманка, имеет следующие физические свой¬ ства: сингония кубичеокая; твердость 3...4, хрупкий; плотность 4; спайность весьма совершенная; блеск алмазный, полуметалличе- ский; цвет бурый или коричневый с желтоватьгм оттенком;-чер¬ та белая с бурым, коричневым и желтоватым оттенками, разно¬ сти, богатые железам, дают коричневую черту; четырехгранные, хорошо выраженные кристаллы в друзах имеют форму тетраэд¬ ров, образуют двойники; электричество не проводит. Диагностика цинковой обманки: сильный алмазный а по- луметалличеакий блеск; весьма совершенная спайность; ^цвет черты на фарфоровой пластинке бурый, коричневый. 138
Происхождение сфалерита: гидротермальное; образует¬ ся в рудных жилах вместе с галенитом и пиритом и на контак¬ тах. В зоне выветривания этот минерал окисляется с образова¬ нием сульфата цинка, легко растворяющегося в воде, вследствие чего зоны окисления бывают сильно обеднены цинком. ■ Цинковая обманка — главная руда на цинк. Галенит («галена» — по-латински свинцовая руда), или свин¬ цовый блеск, обладает следующими физическими свойствами: синшния кубическая; твердость 2...3, хрупок; плотность 7,4...7,6; спайность весьма совершенная, по кубу; блеск сильнометалличе¬ ский; цвет свинцово-серый; черта серовато-черная; при ударе распадается на кубики; встречается в виде зернистых масс или вкрапленных выделений в форме кубов, а также в друзовых пу¬ стотах. Диагностика галенита: большая плотность, сильнометал¬ лический блеск; черта черная; кубическая форма кристаллов. Происхождение этого минерала: гидротермальное. Свинцовый блеск образуется в жилах вместе с кварцем, цинко¬ вой обманкой, флюоритам. В зоне выветривания он легко окис¬ ляется, покрываясь характерной коркой англезита (PbSCU), пе¬ реходящего с поверхности в церуссит (РЬСОз), или белую свин¬ цовую ,руду. Галенит—важнейшая руда на свинец и серебро. Аурипигмент (название происходит от латинских слов саурум» — золото и «пигментум» — краска, то есть предполагалось, что минерал содержит зо¬ лото) имеет следующие физические свойства: сингония моноклинная; твер¬ дость 1 ... 2; плотность 3,4... 3,5; спайность весьма совершенная в одном на¬ правлении; блеск в зависимости от направления меняется от алмазного до полуметаллического, иногда жирный; в тонких листочках гибок, но не обла¬ дает упругостью; цвет лимонно-желтый; черта желтая, яркая; залегает гре¬ бенчатыми агрегатами, а также образует гроздевидные, почкообразные и ша¬ рообразные массы с радиально-лучистым строением. Диагностика минерала: яркий лимонно-желтый цвет; низкая твер¬ дость; весьма совершенная спайность; сильный алмазный и полуметаллический блеск. Происхождение аурипигмента: гидротермальное; изредка встречает¬ ся на стенках кратеров как продукт возгона вулканов в последнюю стадию процесса при относительно низкой температуре. Все соединения мышьяка ядовиты и служат сырьем для получения трех- окиси мышьяка, используемый в борьбе с вредителями (грызунами) в сель¬ ском хозяйстве, а также в пиротехнике (бенгальские огни). Крупные место¬ рождения аурипигмента: Лухумское (Кавказ), Джульфинское (Армянская ССР). Реальгар имеет следующий химический состав: As — 70,1 %, S — 29,9 %. Его физические свойства: сингония моноклинная; твердость 1,5... 2; плот¬ ность 3,4... 3,6; спайность совершенная; цвет оранжево-красный; черта светло- оранжевая; блеск в изломе смоляной или жирный; залегает вместе с аурипиг- ментом в виде сплошных зернистых агрегатов, корок, налетов или сплошных землистых масс; кристаллы призматические со штриховатостью вертикальных граней. Диагностика минерала: оранжево-красный цвет; низкая твердость; залегает вместе с аурипигментом. 139
Происхождение реальгара: гидротермальное; образуется совместно с аурипигментом. На поверхности этот минерал разрушается и желтеет. из реальгара извлекают сернистый мышьяк, который используют в кра- сильном деле, пиротехнике, стекольном производстве. Встречается этот минерал сравнительно редко. Его месторождение обна¬ ружено на Кавказе (Лухумское). Антимонит (сурьмяный блеск) имеет следующий химический состав: Sb — 71,4%, S — 28,6%. Его физические свойства: сингония ромбическая; твер¬ дость 2... 2,5, хрупок; плотность 4,5 ... 4,6; спайность совершенная; блеск ме¬ таллический, хорошо выражен на плоскостях спайности; цвет минерала и чер¬ ты свинцово-серый; непрозрачен, наблюдается побежалость; встречается в ви¬ де сплошных шестоватых призматических зернистых агрегатов, а также вкраплений в кварцевых жилах. Диагностика антимонита: небольшая твердость — чертится ногтем; совершенная спайность в одном направлении. Происхождение: сурьмяный блеск образуется в конце гидротер- мального процесса при низкой температуре. Встречается этот минерал вместе с кварцем, киноварью, флюоритом, баритом. Антимонит — руда на сурьму, используется в резиновой (вулканизация резины), стекольной промышленности, медицине. Сплав со свинцом и цинком служит для изготовления вкладышей подшипников. Киноварь (в переводе с арабского означает «драконова кровь») имеет следующий химический состав: Hg — 86,20%, S — 13,80%. Ее физические свойства: сингония тригональная; твер¬ дость 2...2,5, хрупка; плотность 8...8,2; спайность совершенная; блеск алмазный, по лум ет а л л ически й; цвет красный со свинцо¬ во-серой побежалостью, черта красная; залегает в виде вкрап¬ ленных, неправильных по форме зерен, порошкообразных прима¬ зок, налетов, иногда сплошных масс; хорошие агрегаты редки. Диагностика киновари: ярко-красный цвет, такой же цвет черты; большая плотность и низкая твердость. Происхождение этого минерала: исключительно гидро¬ термальное; образуется в конце процесса при низкой темпе¬ ратуре (50 °С) в трещинах и пустотах осадочных горных пород. В отличие от других сульфидов киноварь в золе окисления относительно устойчива, вследствие чего встречается в аллюви¬ альных песках (россыпи). Кинова.рь — единственная руда для получения ртути, служа¬ щей взрывчатым веществом для детонаторов. Ее используют в физических приборах и как ценную природную краску. Месторождение киновари находится на Украине (Никитов¬ ен кое) . В природе соединения ртути встречаются редко. 3.11. ОРГАНИЧЕСКИЕ И ИСКУССТВЕННЫЕ СОЕДИНЕНИЯ В этот обширный класс 'минералов, кроме многочисленных органических соединений (горный воск — озокерит, битумы, ряд углей), входят и образования, создаваемые человеком искусст¬ венным путем в ходе промышленной переработки природного 140
сырья, — различные бетоны, шлаки — доменный, мартеновский и др. Некоторые из этих соединений рассматриваются впереди. КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ. 1. Назовите виды минеральных соединений я укажите их значение. 2. Расскажите о кристаллических и аморфных свойст¬ вах 3. Расскажите о структурных связях кристаллических веществ. 4. Что вы знаете о кристаллической решетке? Назовите основные типы структурных свя¬ зей у породообразующих минералов. 5. Назовите основные кристаллографи¬ ческие формы различных многогранников. Расскажите о симметрии кристал¬ лов. 6. Назовите основные физические свойства минералов. Глава 4. НАЧАЛО ПЕТРОГРАФИИ. ГОРНЫЕ ПОРОДЫ Гарными породами называют закономерные скопления мине¬ ральных агрегатов, образующие геологические, более или менее .самостоятельные тела. Эти естественные скопления минеральных агрегатов исследует отрасль геологии — петрография (от грече¬ ского слова «петра»— камень, скала). Задача петрографии — изучение минерального состава пород, их строения, сложения, условий залегания, распространения, происхождения и образо¬ вания различных полезных ископаемых [8, 16, 24]. Пю условиям образования все горные породы Земли подраз¬ деляют на три группы: магматические, осадочные и метаморфи¬ ческие. 4.1. МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ Состав, строение, сложение, физико-химические свойства и условия залегания горных пород предопределяют ряд их важ¬ ных агрономических особенностей: поведение при почвообразо¬ вательных процессах, устойчивость при процессах выветривания, прочность при гидромелиоративном и гидротехническом строи¬ тельстве и т. д. Химические элементы главнейших породообразующих мине¬ ралов (полевые шпаты, нварц, слюды)—Si, AI, Fe, Са (табл. 4.1). В настоящем курсе дана генетическая химическая классифи¬ кация магматических пород по мере их выплавления и кристал¬ лизации из расплава. В такой же последовательности описаны породы. Все породы подразделяют по химическому составу (преиму¬ щественно по содержанию и насыщению БЮг) и условиям обра¬ зования. Соответственно выделяют недонасыщенные (основные), насыщенные (средние) и пересыщенные (кислые) породы. По условиям образования различают породы: глубинные плу- тониты (интрузивные), жильные излившиеся (эффузивные) вул¬ каниты и эффузивно-осадочные (яирокластичеокие). 141
4.1. Распространенность (%) химических элементов в горных породах, почвах и наземных растениях (А. П. Виноградов, 1962; Д. П. Малюга, 1963) Химичес¬ кий эле¬ мент Горные породы Почва Растения В 30 пе Химичес¬ кий эле¬ мент Горные породы Почва Растения в золе Si 29,50 33,0 15,0 Na 1,87 0,63 7,0 А1 8,05 7,13 1,4 Mg 9,3*10~2 8,0.10-2 7,0 Fe 4,65 3,80 1,0 Р 4,7-10-2 8,5.10-2 5,0 Са 2,96 1,37 3,0 S 1,7.10-2 1,0.10-2 1,0-10-* К 2,50 1,36 2,0 Cl 1,2-10“3 1,0-10-3 4,0*10"* Среди магматических горных пород выделяют ряд минераль¬ ных ассоциаций: группа гранита — риолита, груша сиенита, тра¬ хита, группа габбро—базальта и т. д. И при этом прилагатель¬ ные (деление по SiCb) к названию породы — основные, средние, кислые — не применяются. Глубинные породы образуются вследствие застывания /магма¬ тического расплава на глубине. В недрах земли происходит мед¬ ленная последовательная кристаллизация минеральных агерега- тов, возникают ясно- и полнокристаллические структуры. Поря¬ док кристаллизации зависит от соотношения компонентов, тем¬ пературы образования минералов, давления, ф и з и ,к о - х имс-гчес ко й обстановки и состава магмы. Плутониты подразделяют на две группы: собственно глубин¬ ные— абиссальные, образовавшиеся на больших глубин ал (3 и 5 мм), и гипабиссальные (полуглубинные), застывшие на глуби¬ не 2...3 км. Излившиеся вулканиты возникают в результате застывания лавы (магмы), вылившейся на поверхность Земли. Затвердева¬ ние лавы и газообразных веществ происходит сравнительно бы¬ стро в условиях низкого давления и небольшой температуры. В этих условиях совершается дифференциация мапмы, часть рас¬ плава застывает в виде аморфной массы, и обычно образуются н ело л н'окр ист а л ли чески е породы (порфировые, стекловатые структуры). Представителями таких пород являются липариты, риолиты, андезиты, базальты, вулканические стекла. По степени измененности вулканиты подразделяют на далео- типные и кайнотипные. Палеотипные породы — лорфириты, диа¬ базы— сильно изменены процессами выветривания, а кайнотип- ные — липариты, риолиты, базальты — имеют неизменный, «све¬ жий» вид недавно излившейся лавы. Осредненный состав магматических пород СССР приведен в таблице 4.2. Эффузивно-осадочные породы возникают при извержении. 142
4.2. Осреднениый химический состав некоторых магматических пород СССР, % массы (по Соловьеву С. П.) Оксиды Гранит Сиенит Диорит Габбро Базальт Перидоп SiOo 71,84 59,48 56,22 49,14 48,91 43,25 Ti02 0,27 0,5 0,73 1,03 1,63 0,21 ai2o3 14,59 17,30 17,16 16,77 16,44 3,49 1ч'гОз 1,13 2,86 2,88 3,31 4,90 4,74 РсО 0,63 1,71 3,60 6,70 5,88 36,02 MgO 1,67 4,03 7,05 11,19 8,78 3,75 СаО 3,35 4,02 3,66 2,44 2,70 0,30 КсьО 4,22 4,88 1,64 0,85 1,41 0,18 к20 0,80 1,35 1,73 1,83 2,61 3,54 вулканов: материал извержений накапливается на поверхности Земли или в морских бассейнах вокруг вулканических конусов. Условия залегания горных пород различны. Глубинные поро¬ ды образуют массивные тела (рис. 4.1; 4.2): лакколиты, штоки, батолиты. Л а к ко лит а'ми называют мапматические тела ка- раваеобразной, грибообразной формы; батолитами — круп¬ ные формы, возникшие при внедрении .магмы и достигающие раз¬ меров в сотни квадратных километров. Основание батолитов по¬ гружается на большую глубину. Ответвления батолитов неболь¬ ших размеров (10... 100 .юм2) и неправильной формы получили название штоков. Излившиеся породы образуются при остывании магмы в тре¬ щинах ранее .появившихся горных пород, в результате возникают полноК'рметаллические породы, например пегматиты. Жилы, се¬ кущие пласты вертикально или близко к вертикальному положе¬ нию, называют дайками (длина их достигает сотни километ¬ ров, ширина 3...12 км). Мелкие ответвления жил образуют апо- ф и з ы. Излившиеся породы прини¬ мают на поверхности форму потоков, покровов, куполов. Потоками называют запол¬ ненные застывшей лавой, вы¬ тянутые в длину пониженные формы рельефа. Покровы образуются при больших из¬ лияниях жидких базальтовых ^ ^ лав и занимают огромную пло- цеиСкИх п0дод?мы залегания магмати' щадь, измеряемую десятками , _ кольцевая дайка; 2 - лавовое плато; ТЫСЯЧ квадратных километров з — дайка; 4 — лакколит: 5 — силл; 5 — * вулканическая постройка; 7 — батолит; <Среднесибирское плоскогорье 8 - кальдера оседания 143
Рис. 4.2. Формы интрузивных тел: 1 — силлы; 2 — лополит; 3 — лакколит; 4 — факолиты л Восточной Сибири). Купола возникают при излияниях вяз¬ ких гранитных магм, которые не растекаются в стороны, а обра¬ зуют тела, приуроченные к месту излияния. Сильно недонасыщенные породы почти не содержат темных минералов. Они более легкие ('плотность 2,6...2,7). В составе кислых пород содержание темноцветных минералов достигает 10...25%. Они имеют пеструю окраску с преобладанием светло¬ серой. В средних породах содержание темноцветных минералов возрастает до 35%. Их окраска пестрая, с преобладанием тем¬ ной. В составе основных пород содержание темноцветных мине¬ ралов достигает 50%. Они имеют темную, обычно черную окрас¬ ку и более тяжелые. Плотность их составляет около 3. Ультра- основные породы содержат только темноцветные минералы. Ок¬ раска их отражает преобладающий минералогический состав: темно-зеленая свойственна роговой обманке, черная — авгиту, желтовато-зелена.я — оливину (табл. 4.3). Состав, структура, текстура и прочность пород. По составу {число основных минералов, входящих в породу) различают по- 144
4.3. Минеральный состав некоторых важнейших интрузивных пород (по В. И. Лучицкому) Плагиоклазы ОТ го Е Породы S а £ г * * a с тс £ р н X 'О Й 2 ч 1' (0 3 S <ц Р Bf (0. £ if Ш u £ С \D с «0 1 сд О Na— Сь ■А К ^ ч 2 к о с со (А •в* V Q < с- с ю < * п 3 X X Пегматит — — — + — + ^ — Гранит — + -f--h — ztrh + + — Нефелиновый сие- — ±, zfczr — =F Ч1 + — + нит Диорит — zb -г- — + — — =F 4т Габбро =F 4- Т — -f- — — — — — Пироксенит =F -f* — — — — — — — Примечание, «-г» означает, что минерал присутствует; «—» указывает на то. чтс минерал отсутствует; «±» показывает, что минерал обычно присутствует, но может и отсутствовать; «Т» означает, что минерал обычно отсутствует, но может и присут¬ ствовать. роды: по ли'минеральные (многоминеральиые), например гранит, состоящий из трех-четырех основных минералов — поле¬ вых шпатов, кварца, слюды и роговой обманки, и мономине¬ ра л ь н ы е (одноминеральные), например лабрадорит, — состо¬ ит из лабрадора, дунит — из оливина. Большинство пород содер¬ жит несколько главных минералов. Помимо породообразующих минералов в породах присутствуют и второстепенные, так назы¬ ваемые акцессорные. Под структурой понимают строение породы, обусловлен¬ ное формой, размером (степенью кристаллизации) и способом срастания слагающих ее минералов. Структура (строение) пород отражает условия их образования. Зернистые (полнокристаллические) структуры характерны обычно для глубинных пород, причем абиссальные породы чаще всего имеют равномерно-зернистую структуру, гипабиссаль¬ ные— (порфировидную (рис. 4.3,а). Излившиеся породы отличаются стекловатой (афанитовой) и порфировой структурой (рис. 4.3,6). Стекловатые структуры характерны для пород с аморфно-* некристаллической массой, например вулканическое стекло. Порфировые структуры — это в стекловатой или скрыто кри¬ сталлической по л иминер а л ьн о й массе разбросаны отдельные крупные кристаллы какого-либо минерала, так называемые пор¬ фировые вкрапленники. Полнокристаллические структуры бывают равномерно-зерни¬ стыми и порфировидными. Равномерно-зернистой называют структуру, при которой кри¬ сталлы, входящие в состав породы, имеют примерно одинаковые размеры. Она может быть крупнозернистой (размеры зерен Ю Заказ № 985 145.
/ Рис. 4.3. Структуры глубинных пород: а — порфировидная; б — порфировая; в — пегматитовая кварца, полевого шпата или роговой обманки составляют от 10 до 30 М'М), среднезернистой (размеры зерен 3...1 мм) и мелкозер¬ нистой (размеры зерен менее 1 мм). Порфировидной называют такую полнокристаллическую структуру, при которой основная масса кристаллов имеет незна¬ чительные размеры, а среди них расположены крупные кристал¬ лы. Подобные структуры возникают, когда кристаллизация со¬ вершается в два этапа: сначала на большой глубине образуются крупные кристаллы, а потом на меньшей глубине кристаллизует¬ ся уже остальная масса кристаллов незначительного размера. В процессе геологического времени структура излившихся по¬ род меняется: стекловатые и скрытокристаллические массы рас- 'кр ист а л л изу ются. Облик пород, имеющих вторичную структуру, резко отличает¬ ся от облика «свежих» пород — молодых, называемых вайнотип- ньгми (современные лавы вулканов). Вторичмые структуры ха¬ рактерны для древних пород — палеотипных. 146
Под текстурой (сложение породы) понимают характер расположения составных частей породы в пространстве и ее плотность. Различают однородные и неоднородные текстуры. Среди однородных выделяют массивные (сплошные) текстуры,, сложенные однородными минералами, расположенными без ка- кой-либо ориентировки, а среди неоднородных — сланцеватые текстуры, когда порода рассланцована на тонкие пластинки,, миндалевидные, когда полости овальной формы заполнены ве¬ ществам более сложного состава или характера, чем остальная порода, флюидальные (текучие), присущие породам, кристаллы которых вытянуты в направлении течения вещества, и шлаковые,, возникающие в процессе выделения газов из остывающей лавы, что приводит к образованию в породе различных пустог (пор,, ноздреватости) и типично для многих излившихся пород. Наибольшей прочностью отличаются мелкокристаллические и .равномерные структуры и массивные (оплошные) текстуры; ме¬ нее прочны порфировые и особенно стекловатые структуры. Твердые горные породы проявляют свойства упругости. Не- упрулие (пластические) деформации зависят от длительности действия нагрузки и обусловлены изменениями формы минераль¬ ных зерен и внутреннего строения породы (структура). Под влиянием сдвиговых деформаций, переноса атомов, ионов веществ, перемещения зерен и обломков пород по плоско¬ стям спайности происходит дробление самих зерен. Предельное сопротивление горных пород этим нагрузкам называют проч¬ ностью. Прочность магматических пород на сжатие изменя¬ ется в широких пределах и зависит главным образом от степени ■кристаллизации и минерального состава. В результате процессов выветривания и неравномерного ох¬ лаждения массивов магматических пород они часто разрушают¬ ся, пронизываются системой грещля, называемой гр ещ'ид а м и. отдельности. Различают неоколько видов трещин отдельности: пластовые или плитняковые (порода разбита на отдельные пласты или плиты, иногда овальной формы, например матраце- видная отдельность гранита) (рис. 4.4); столбчатые (массив разрезан сетью вертикальных трещин на столбообразные отдельности различных форм, таиих как столб¬ чатая отдельность базальтов и андезитов); шаровые, возникающие при подводных излияниях лав (ха¬ рактерны для диабазов и андезитов). Внешним показателем насыщения пород SiCh является их ок¬ раска, обусловленная присутствием определенных темноцветных минералов (оливин, пироксен, роговая обманка, биотит), и плот¬ ность [8, 15]. Сильно пересыщенные породы (Si02>75%). Пегматит имеет ю 14
Рис. 4.4. Матрацевидная отдельность гранита пегматитовую структуру: крупные кристаллы кварца и ортокла¬ за прорастают один в другой. Окраска его светлая; залегание жильное. Пр'н химическом выветривании он образует каолиновые глины. Пересыщенные кислые породы (Si02=65...75%). Эта группа пород самая многочисленная. Ее представителями являются гра¬ нит, гранитоиды, кварцевый порфир, липарит, а также вулкано- кластичеокие разновидности — стекла, туфы, пемзы и т. д. Граниты — глубинные светлые породы. Основная их окракжа обусловлена цветом полевого шпата, содержание которого в по¬ роде достигает 40...60%. В состав гранита входят также кварц и цветные минералы (слюды, реже роговая обманка, авгит). Структура этой породы зернистая, полнокристалличеекая, реже порфировая; текстура массивная, однородная. Залегают граниты массивными телами: батолитами, штоками, дайками. При хими¬ ческом выветривании они образуют глинистые породы, а при .разрушении — матрацевидную отдельность (ом. рис. 4.4). Абиссальные граниты очень разнообразны по составу. Так, выделяют группу диоритовых гранитов, называемых некоторыми учеными гранитоидами или гранодаиоритами, а также граниты средние, нормальные — биотштовые, роповообман'кавые и типа рапакиви. Перечисленные разности гранитов характеризуются большим постоянством химического состава. Гранит — отличный строительный камень. Кварцевый порфир (излившаяся порода) имеет светлую ок¬ раску (серая, красноватая) и порфировую структуру. Основная масса породы мелкозернистая. Текстура плотная. Минералы ■кварц, полевой шпат различимы только в порфировых кристал¬ лах. После излияния лав эта порода подвергается изменениям. Липарит (излившаяся порода) обладает светлой окраской, порфировой структурой, пористой текстурой. Порфировые вкрап¬ ленники—полевой шпат, кварц, слюда — хорошо различимы. 148
Обсидиан (излившаяся порода) —вулканическое стекло, име¬ ет разнообразную окраску (от светлой до черной), стекловидную структуру, плотную, иногда пенистую текстуру. Излом этой по¬ роды раковистый, блеок стеклянный. Насыщенные средние породы (SiC>2=55...65%). В эту группу пород еходят: диорит, кварцевый диорит, порфирит, андрезит, сиенит, трахит. Диорит (глубинная порода) имеет окраску от светло- до тем- но-серол. В состав его входят: средний плагиоклаз, роговая об- мавдка, иногда авгит, слюда, редко кварц. Структура диорита 'полнокрлсталличеюкая, зернистая; текстура массивная. Залегает эта порода лакколитами, жилами. Порфирит (излившаяся порода) имеет серый, зеленый цвет, порфировую структуру. Для нее характерна плитчатая отдель¬ ность. От андезитов порфирит отличается значительной выветре- лостыо. Андезит (излившаяся порода) обладает серым, буроватым цветом, порфировой структурой. На нем часто заметны поры. Тонкие зерна и вкрапленники представлены олигоклазом, реже роговой обманкой, авгитом, биотитам. Эта порода образует ши¬ роко распространенные лавовые потоки, покровы в Восточной Сибири, на Кавказе, в Южной Америке. Сиенит (щелочная порода) имеет серый, розовый, красный авет (от нефелина). В состав его входят: ортоклаз, роговая об¬ манка, реже авгит и биотит; кварц отсутствует. Структура сие¬ нита полнокристалл'ичеокая, равномерно-зернистая; текстура массивная, однородная. Нефелиновые сиениты — щелочные породы с повышенным со¬ держанием щелочей — полевых шпатов (калиевых и натрие¬ вых) — и нефелина. Окраска их светлая. Залегают онл в форме 'массивов и лакколитов. Практическое значение этих пород вели¬ ко, так как с ними связаны месторождения апатитов (Кольский полуостров). Трахит (щелочная порода) — крайнотипный излившийся ана¬ лог нефелинового сиенита того же состава. Окраска его светло¬ серая, красноватая; структура скрытокристаллическая, порфиро¬ вая; текстура мелкопористая, шероховатая на ощупь. Недонасыщенные основные породы (Si02=45...55%). Габбро (глубинные породы) имеют темный цвет (от серого до черного). В состав их входят основные плагиоклазы (чаще лабрадор), авгит, роговая обманка, иногда оливин; нварц отсутствует. Структура этих пород полнокристаллическая; текстура массив¬ ная, плотная, плохо поддающаяся обработке. Различают габбро: лабрадоритавые — черные блестящие кристаллы с синим отли¬ вом; авгитовые — черные бочонкообразные таблитчатые кри- гталлы с матовым блеском; роговообманковые—черные удли- 149
неиные кристаллы с сильным стеклянным блеском. Габбро — строительный материал для различных гидротехнических соору¬ жений. Лабрадориты — разновидность габбро, состоящая почти це¬ ликом из плагиоклаза — лабрадора. Цвет этих пород темно-зеле¬ новато-синий с красивым переливом; структура крупнозерни¬ стая; текстура массивная. Они являются хорошим декоративным камнем. Мавзолей В. И. Ленина облицован лабрадоритом. До¬ бывают лабрадориты в Киевской и Житомирской областях. Базальт (излившаяся порода) обладает темным, почти чер¬ ным цветом, окрытокристалличеокой, часто порфировой структу¬ рой, плотной, иногда пористой текстурой. Основная масса поро¬ ды— плагиоклазы — обычно стекловатая. Вкрапленниками яв¬ ляются оливин, авгит. Базальт прочен, стоек к выветриванию, широко распространен, залегает в форме потоков, покровов. Для него характерна столбчатая отдельность в виде шестигранных столбов. Базальт —хороший дорожный и строительный мате¬ риал. Диабаз по составу аналогичен габбро и является древним из¬ лиянием лав. В нем все минералы в той или иной степени изме¬ нены выветриванием, много вторичных образований (хлорит, серпентин). Окраска диабаза темно-зеленая, черная; структура тонкозернистая; текстура плотная. Сильно недонасыщенные ультраосновные породы (Si02<C <45%). Представителями их являются: пироксенит (сложен оливином и авгитом с включением рудных минералов); перидо¬ тит (в составе оливин, авгит, роговая обманка, иногда магне¬ тит); дунит (в составе преобладает оливин). Особенность этих глубинных пород — черный или темно-зеленый цвет, большая плотность, отсутствие в составе кварца, полевых шпатов, полно- 'крлсталлическая структура, массивная текстура; формы залети ния— лакколиты, штоки, дайки, жилы. На поверхности землн они неустойчивы, легко разлагаются, переходя в серпентины,, тальк. С ультраосновными магмами связаны месторождения алмз- во®, платины, хрома, меди, кобальта, никеля. Коренные место¬ рождения алмазов приурочены к «трубкам взрыва» кимберлита ■(рис. 4.5). Общие представления о магматизме [3, 8, 24]. Магматические процессы протекают на большой глубине при высокой темпера¬ туре, большом давлении, возникающем вследствие раюплавлеиля пород в результате радиоактивного раопада элементов и других процессов. Так образуется магма* («magma» — по-гречески гу¬ * Магма — это общее название всех расплавленных пород. 150
Рис. 4.5. Геологический разрез через ким- берлитовую трубку «Победа> (по А. Д. Харькову): ./ — туфы основного состава; 2 — батолит; 3 — песчаник; 4 — углисто-глинистые сланцы; 5 — кимберлит; 6 — известняк стая мазь, паста — тестооб¬ разный расплав сложного силикатного состава, содер¬ жащий различные газы, па¬ ры, воды и горячие водные растворы). Сколько исходных пер- зичных магм — одна или не¬ сколько? Как они зарожда¬ ются? По этим вопросам нет единой концепции среди уче- ных-петрологов. Так, Н. Боу¬ эн, основывавшийся на про¬ должительных физико-хими- ческих экспериментах, раз¬ работал теорию дифферен¬ циации магмы. Он считал, что все разнообразие магм и образующихся из них гор¬ ных пород может быть объ¬ яснено дифференциацией — расщеплением одной исходной базальтовой магмы. Ф. Ю. Левин¬ сон-Лессинг предполагал существование в земной коре двух не¬ зависимо образующихся магм: основной — базальтовой, и гра¬ нитной. У геологов распространено мнение о существовании трех ти¬ пов исходных первичных магм: базальтовой (габбровой), гранит¬ ной и перидотнтовой. Повсеместно обнаружены производные ба¬ зальтовой магмы. Производные гранитной (кислой) магмы ти¬ пичны для определенных этапов развития складчатых (геосин- ■клинальных) областей, но известны и на платформах. Перидоти¬ тов ые магмы имеют очень ограниченное распространение. По данным С. П. Соловьева, на территории СССР магматиче¬ ские пароды названных трех типов занимают следующую пло¬ щадь: базальтовые — 2 316 000 км2, гранитные—1262000, пе- ридотитовые — 50 000 км2. Достижения в области геофизики позволили ориентировочно определить содержание горных пород отдельных типов в земной ■коре. Так, базальты, габбро и другие породы основного состава составляют 42,5% массы земной коры; гранодиориты и диори¬ ты— 11,2: граниты—10,4; нефелиновые сиениты и сиениты — 0.4; дуниты и периодотиты — 2,0 (А. Б. Ронов, А. А. Ярошевский, 1967). Следовательно, на метаморфические и осадочные породы остается около 35% массы земной коры. Магматический расплав состоит из следующих условных камгаюнентов: оксидов— БЮг, AI2O3, ЫагО, К2О, MgO, СаО, 151
Fe203> FeO, MnO, газов—HF, HC1, СО, C02, многочисленных летучих соединений — В, F, S. Все эти компоненты играют боль¬ шую роль в минералообразавании. Цри передвижении мапм в земной коре различают: глубинный (интрузивный) магматизм — процесс внедрения расплавленных маюс в окружающие породы; эффузивный (излившийся) магматизм — вулканизм, процесс за¬ стывания лавы на поверхности Земли. Метаморфический процесс перекристаллизации магм и продуктов ее остывания, происходя¬ щий под влиянием давления, температур, газов и растворов в течение громадного геологического времени, называют пиромета- м орфизм ом. Этот процесс обусловливается тем, что магматиче¬ ский расплав продвигается по горным породам вверх, в стороны (рис. 4.6) на огромные расстояния — так называемые структур¬ ные этажи, где темлература и давление неодинаковы. Минера¬ лы, например авгит, анортит, возникшие при высокой температу¬ ре (1000... 1200 °С) вблизи поверхности Земли, замещаются новы¬ ми ассоциациями низкотемпературных (500...700°С) минера¬ лов— мусковит, цинк, ртуть (рис. 4.7). В нижних этажах в на¬ чальной стадии образуются такие породы, как эклогит, амфибо¬ лы, гнейсы, железистые кварциты; а при остывании расплава — различные сланцы — кварцево-сермцитовые, филлиты. Магма в зависимости от температуры, давления и особенно состава боковых пород обладает способностью при кристаллиза¬ ции выделять разнообразные горные породы и минералы. Рис. 4.6. Магматическое минералооб- разование: 1 — магматическая цистерна — магмати¬ ческая стадия (анортит); 2, 3 — пневмато- литовая и гидротермальная стадия (разные сульфиды, слюды); 4 — гипергенная ста¬ дия (каолинит); 5 — минеральные, тер¬ мальные источники 152 Рис. 4.7. Реакционный ряд Боуэна. 1 — ядро; 2 — мантия; 3 — земная ко¬ ра; 4 — кварц; 5 — мусковит, биотит; 6 — роговая обманка (амфиболы); 7 — авгит (магниево-кальциевые пироксе- ны); 8 — оливин; 5 —ортоклаз; 10— анортит
Магматические камеры (очаги) ограничены в своих размерах ц приурочены к прерывистому слою максимальных температур. Появляются они на относительно короткий срок в отдельных поясах земной коры и верхней мантии. Внедрившаяся в гарные породы горячая магма постепенно охлаждается, усваивает окру¬ жающие боковые горные пароды и затвердевает, образуя раз¬ личные интрузивные тела. Расплавленные массы не всегда могут пробиться через твердые горные породы к поверхности Земли. Горячую массу, достигшую поверхности Земли и излившую¬ ся, называют лавой. Подъем — внедрение магмы — сложный процесс. Расплав подвергается химическим реакциям, многократным процессам дифференциации и смешения. Вопросы эволюции магм остаются дискуссионными. Какие силы способствуют внедрению расплава е породы? Откуда берется «место» — 'пространство для огром¬ ных .интрузий — батолитов? На эти вопросы пока нет ответа. Собранный учеными огромный аналитический материал о ба¬ зальтовых и гранитных магмах (ам. табл. 4.2) свидетельствует о более или менее достоянном их составе, позволяющем утверж¬ дать, что в течение миллиардов лет на Земле повсеместно суще¬ ствовали какле-то общие единые процессы. Особенности магм. Жидкий расплав обладает способностью •при охлаждении расщепляться на части различного химического состава, то есть дифференцироваться. Образующиеся при этом смеси расплава, содержащие определенный процент различных зеществ, называют эвтектическими, а летучие компоненты аг газьт, уменьшающие вязкость магмы и понижающие темпера¬ туру плавления силикатов, — минерализаторами. Разделение жидкой магмы на две несмешивающиеся .жидко¬ сти носит название ликвации. В процессе ликвации отщепля¬ ется сульфидный расплав основной магмы. Вследствие дифференциации того же родительского распла- Еа (который считают основным, базальтовым) в разнообраз¬ ных химико-физических условиях выделяются различные сили¬ катные группировки. При магматической дифференциации химические элементы разделяются с пространственным разобщением их отдельных групп |В виде дифференциалов. Под кристаллизационной дифференциацией понимают после¬ довательное выпадение различных соединений из расплава по мере его остывания. При этом более тяжелые соединения, бога¬ тые оксидами железа, кальция и магния, оседают, опускаются вниз, а более легкие, кислые (богатые кремнеземом) и щелоч¬ ные как бы всплывают вверх. 153
Внедрение магмы в окружающие горные породы сопровожда¬ ется расплавлением (усвоением) вмещающих пород и поглоще¬ нием воды. Этот процесс носит название ассимиляционной диф¬ ференциации. Он широко распространен в зоне соп рикос новен и я (на контактах) магмы и вмещающих пород или на большой глу¬ бине вследствие опускания обрушившихся пород кровли в рас¬ плав магмы. Так, при ассимиляции доломитов происходит обога¬ щение кальцием и магнием, при ассимиляции глины — алюмини¬ ем и водой, при ассимиляции песчаников — кремнеземом. Хоро¬ шей иллюстрацией такого процесса является вулкан Везувий, где на глубине всего 3...5 нм магма расплавляет и растворяет извест¬ няки и возникает вторичный магматический очаг. При этом поро¬ ды обогащаются щелочами и образуются породы, называемые гибридными. Стадии застывания магмы. Различают ряд стадий — эталон застывания магмы: 1) собственно магматическая (охлаждение огневого расплава на большой глубине только началось), темпе¬ ратура около 1100...1200 °С; 2) пневматолитовая, или пегматито¬ вая .(охлаждение продолжается, летучие элементы, выделяю¬ щиеся из машы, оказывают большое' влияние на расплав); 3) гидротермальная (застывание пошло еще дальше, получается водный горячий раствор, выделяющийся из расплава и прони¬ кающий в трещины пород, находящихся над магматической ка¬ мерой); 4) вулканическая (маша, растерявшая летучие компо¬ ненты и газы, пробилась на поверхность земли, где быстро охлаждается и застывает, температура понизилась до 700... 800 °С). С пегматитовой — ранней стадией связано образование круп¬ ных жил, богатых различными .минералами и рудами металлов. Так возникают многие полевые шпаты, нварц, слюды, особые «письменные» граниты. Подавляющая часть пегматитовых жил, представляющая практический интерес, является результатам кристаллизации ,раоплавов и процессов замещения, происходя¬ щих на разных стадиях мапматагенного и паслемагматичеокого этапов. При вулканическом процессе уже на поверхности земли из лав возникают различные вулканические стекла (обсидиан), бг- зальты, липариты, а из минералов—самородная сера. Древняя застывшая лава, не достигшая поверхности Земли, образует «трубки взрыва», к которым приурочены алмазоносные породы кимберлиты. Позднее все эти породы вступают в круговорот веществ, и возникает большая группа месторождений, называемых осадоч¬ ными— экзогенными. При таких процессах формируется более 45% всех минералов. 154
4.2. ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ Классификация. Осадочной породой называют геологическое тело, возникшее из продуктов физического и химического раз;ру- юения горных пород в результате химического осаждения и жиз¬ недеятельности организмов или того и другого одновременно. Общепринятой генетической классификации осадочных пород нет, так как одни и те же их разновидности образуются различ¬ ными путями — 'механическим, хемогенным, биогенным, биохими¬ ческим, смешанным. Систематизация многих осадочных пород основывается глаз¬ ным образом на делении их по 'размерам частиц, а также по форме обломкоз, рыхлости, сцементарованности и химическому минеральному составу. В связи с этим выделяют: обломочные (кластичеюиие) породы или механические осадки; глинистые породы; хемобиогенные и хемогенные породы; эффизивно-осадочные породы. Соотношение основных групп осадочных пород приведено з таблице .4.4 и на рисунке 4.8. Эффузивно-осадочные породы включают обычно в глинистые а песчаные, а они составляют более 80% общего количества оса¬ дочных пород. Общие особенности пород. Своеобразными особенностями осадочных парод являются: 1) зависимость их состава и свойств от климатических условий; 2) содержание остатков раститель¬ ных и животных организмов; 3) залегание пластами, плащами и 4.4 Соотношение трех главных групп осадочных горных пород в земной коре (Г. В. Войткевич и др., 1977), % Породы Автор, год глинистые песчаные | карбонатные Вычисленные данные У Лингрен, 1923 77 11,3 5,9 Ф. Кларк, 1925 80 15 5 А Холмс, 1937 70 16 14 Ф. Пипиджон, 1949 58 22 20 Данные, полученные при изучении пород в разрезах Ч Шухерт, 1931 44 37 19 Ф. Кюнен, 194 L 56 14 29 П. Крыннн, 1943 40... 42 40 15...18 А Б. Ронсв, 1949 80 20 155
слоистость; 4) часто рых¬ лость, сыпучесть, а в связи с этим большая подвижность несцементированных пород. Формы залегания осадоч¬ ных пород могут бь-гь весь¬ ма разнообразны (рис. 4.9). Условия залегания особо изучают в петрографии. Пес¬ чаные тела, отложенные вод¬ ными потоками, залегают пластообразно, протяженно, в двух измерениях либо шнурковообразно, вытянуто только в одном направлении. Геометрия осадочных тел, узоры покровных и удлинен¬ ных песчаных тел также очень разнообразны '(рис. 4.10; 4.11). Осадочные породы могут быть рыхлыми, сыпучими и сильна уплотненными, сцементированными. При изучении их обращают внимание на химический состав обломков, отдельных зерен, вхо¬ дящих в породы, и на химический состав основной массы (це¬ мента) породы. Зерна и цемент имеют неодинаковый состав, что обуславливает различие инженернонгеолошчеоких свойств пород. По минеральному составу осадочные породы сильно отлича¬ ются от магматических (табл. 4.5). Наравне с первичными мине¬ ралами исходных пород (толевые шпаты, кварц, слюда, роговая? Рис. 4.8. Количественные соотноше¬ ния основных групп осадочных пород in -ЗГ* J Рис. 4.9. Формы залегания осадочных пород: а% б — горизонтальное; в — выклинивание пластов; г, д — линзовидное; е — монокл-,; вальное; ж — складчатое, волнистое; /, 2, 3 — пласты; 4 — прослойки в пласте; 5, 6 - выклинивающие пласты; 7 — линзы 156
Рис. 4.10. Геометрия осадочных тел (по П. Д. Крынину): а — покровные, или плацеобразные; 6 — таб¬ литчатые; в — призматические; г — шнурко- вые; / — длина тела; k — ширина тела (в мет¬ рах); h — мощность тела обманка и др.) в осадочных породах большую роль играют мине¬ ральные новообразования (глинистые минералы — гидрослюды, каолинит) и ряд минералов осадочного происхождения — карбо¬ наты (кальцит, доломит), сульфаты (гипс, ангидрит), отсутст¬ вующие в магматических породах. Минералы осадочных пород могут находиться в кристалличе¬ ском, аморфном и коллоидальном состоянии. По составу разли¬ чают породы: полиминеральные, например многие пески, н мо¬ номинер ал ьные— известиями, мел. Состав осадочных пород зависит от климата. Эта зависимость выражается в том, что в условиях ледниковых и материковых пустынь часто откладывается обломочный материал (пески и т. п.), в замкнутых водных бассейнах жаркого климата накап¬ ливают соли, в условиях теплого моря формируются преимуще¬ ственно коралловые .известняки, фосфориты и т. д. Окраска осадочных пород различна и также часто зависит от климата. Породы, образовавшиеся в условиях холодного, влаж¬ ного климата, обычно окрашены в светло-серые, темно-серые,, черные тона, например отложения болот и озер. Для субтропи¬ ков и тропиков характерны породы красноватого цвета. Часто осадочные породы (особенно карбонатного состава) содержат ископаемые органические остатки различных живот¬ ных организмов и растений (части скелетов, раковин, листьев) в виде окаменелостей или отпечатков, характеризующих относи¬ тельный геологический возраст отложений. На изучении ископае¬ мых окаменелостей основывается подразделение органической жизни нашей планеты на геологические периоды и эры (см. гла¬ ву 2). Главнейшие диагностические признаки осадочных пород схе¬ матизированы в таблице 4.6. В полевой обстановке крупность зерен можно определять по таблице Васильевского (рис. 4.12). Происхождение пород. Осадочные породы образуются при¬ мерно по следующей схеме: первая стадия — возникновение исходных веществ для обра¬ зования пород. Так как подавляющая масса этих продуктов фор- 5е<к<1001Г 15 Г
Уг (У) V <J:f >J:f 5 Рис, 4.11. Узоры покровных (а) и удлиненных (б) песчаных тел: 1 — липзовидные; 2 — лентовидные; 3 — дендроидные; 4 — пояса мируется благодаря процессам выветривания или гипергенеза, эту стадию называют стадией гипергенеза*; вторая стадия — перенос (транспорт) веществ, их осаждение и постепенное накопление — стадия седиментогенеза — об¬ разования осадка; третья стадия — существование (долгая жизнь), перерожде¬ ние и преобразование осадка в породу, возникновение собствен¬ но пород— стадия диагенеза. Все три стадии называют стадиями литогенеза. Н. М. Страхов выделил четыре главных типа литогенеза: гумид- ный, аридный, ледовый и эффузивно-осадочный — вулканоген¬ ный. Пипер генн ое образование может быть: обломочным — физико-механическое изменение протекает на поверхности материков, в реках, болотах, озерах, на дне морей, океанов на различных глубинах; * Под гипергенезом автор, следуя взглядам А. Е. Ферсмана [13], пони¬ мает всякое поверхностное изменение минералов, пород в биосфере, то есть понятие «гипергенный» рассматривается как экзогенный (внешний). 158
4.5. Минеральный состав (осредненный) магматических и осадочных пород Минералы и другие соединения Средняя магмати¬ ческая порода, % Средняя осадочная порода, Авгит 12,90 __ Биотит 8,85 — Оливин 2,65 — Роговая обманка 1,60 — Плагиоклазы (анорит и 35,40 4.55 альбит) Ортоклаз 14,85 11,02 Кварц 20,40 34,80 Г идрослюды — 15,11 Глинистые _ 14,51 Доломит (частью сиде¬ — 9,07 рит) Кальцит __ 4,25 Железистые осадочные 4,00 Гипс и ангидрит — 0,97 Фосфатные — 0,35 Органическое вещество — 0,73 Прочие 4,60 1,65 Условия образовался минералов В глубинных зонах земиой ко¬ ры (поэтому неустойчивые в* условиях земной поверхности) Преимущественно м аш ати ч е - ское происхождение Как из магматических: распла¬ вов, так и осадочкььм стугем (устойчивы в поверхностных условиях) Преимущественно о:алочнык- путем Характерная окраска некоторых осадочных пород: Цвет, оттенок Порода Белый, светло-серый Бесцветный Палево-желтый Г олубовато-серый Пятнистый — пятна белого, храсного, синего цвета Кирпично-красный, бурый Коричнево-красный, вишнево¬ красный Охрието-желтый, бурый Черный, буро-черный Писчий мел, известняк, гипс-алебастр, ка¬ менная соль Каменная соль, гипс Лёссы, супеси, суглинки Ангидрит, халцедон, опока Калийная соль — сильвинит, боксит Валунная глина, морена, боксит Гематит, боксит Лимонит, гётит, магнетит Фосфорит, графит, каменный уголь хемогенлым: а) кристаллизация происходит из водных рас¬ творов при испарении с поверхности земли, из почв — образова¬ ние налетов и зыцветов солей; б) выпадение солей в итоге испа¬ рения из водных бассейнов — мелких озер, л агул; биогенным — в результате жизнедеятельности различных жи- 159
4.6. Учебная диагностическая таблица для определения некоторых осадочных пород (Р. ЮПсльт, с дополнениями) а о В X О # П о . с » >*а Ьй 1) & <и ск 3 я CQ CQ О) О о g — ex. ^ Л £ сх е- сз сз от 5 £!<§ к та S « 4. «* 2 ^ = &§3 s s I *5 ч s S о о 3 *9- >» ь & 2 ас н га S ьс *9* 5-9- CQ н 3 *3 о о 0J X о Н 3 X с 3 о S и е- § f-' та Ф S =г о 85 f 0 О а, ск «в о? Си 03 frl д С Си gs &2 ОТ §1 5 ь * СЭ CSl" <v ~ Р £ X X !> -U S f t. си О 5 <0 >> «* л — о в О 1> О 5 3 х О н =С и m cu QQ о V _ * К о 2 о « =; s о* 3J ЬС х и j V о, 3^5 у у Ш Н о А м я" О, .■ с: 5 гя я 2а х- § £а CL £ О Н ф ся сГ CsT § а, о •я S 3 а с< Ч с! $ о t а о, 5 о О ^ X a g « ч -Я ^ <Ъ В - з н и: = О ч с_ X о о _ 'g £ -9*g S с „ X S ° go ОТ не- о J х _ ■1а : сз дд с - a r 2 н й- X 5 X - ю О * и £ * s S сз а; X |55& *jg 5 з « = Н, я =t £ £ я я 2 С ^ С—I - у Е— Л X Si сз >ч * За 1& я g 5 erf С о % • о. £• 3 С? „II 3 н а хг з я £ х х =; * в л о 1 £sJ! Si* S>* S с з as s СЗ Q. 0x3 о- = х М „ = S а 9 у ф = _ Н % & в ^ ~ си д х Js — ^ S « ! м X з СЗ Я — -§ х я =; - - О X X- = v OJ JS X М X ^ С х х s a S С я В о 3 S X" о ^ ч о о ! | J3 . н Дн ; | и ;!§ ! ° = I X Л -Г 8- У 8 _ X о « Sd я 3^5 S я н я я 2 о2§ S о ^ й з5 а I CJ со я и § 2 О <и 3 а х =f I- &3 сз &S .8 5- VO о о X СП (X сз * Су сз « 5 1 I б о о сц 2 <и н «У о V CJ #Я 3 У " S* я 3 * S 2 ^ я & Л я ш о D, " U а. 8 к S ев £ S «в нв"в С УЙ х S х 0Q и к сз С? U X о, V у Ол CSJ * о н см о" CN о" 3 Р5 CN о" СЧ О* CsJ О* О сч о* 160
Рис. 4.12. Таблица Васильевскогс для определения размера зерен в по¬ левых условиях: d — диамето кружков, мм ’ Галька d- 10мм . Галька d~fSMM • Щ - 1 ■ 1 Т 1 т” вотных и растительных орга¬ низмов, бактерий. Иногда ста¬ дии хемогенного и биогенного образования объединяют в од¬ ну — хемобиогенную; эффузивно-осадочным — обломки пород, стекол, мине¬ ралов. По мнению ученых, та¬ ким путем образуется около 45% всех геологических тел. Хемо- и биогенное образо¬ вание горных пород захваты¬ вает собственно биогенные про¬ цессы — результат жизнедея¬ тельности животных и расти¬ тельных организмов — и хими¬ ческое действие воды, кисло¬ рода, кислот, различных газов. Эти стадии процесса обычно накладываются друг на друга, и часто бывает трудно сказать, какие из них превалировали в образовании некоторых фосфоритов, известняков — биогенные, хемогенные или обломоч¬ ные. Большая .группа осадочных горных пород (фосфатные, же¬ лезистые, алюминиевые и марганцевые руды) возникает хемо- биогенньвм путем. В поверхностных условиях образуются органические по со¬ ставу породы, обладающие способностью гореть с выделением тепла: торф, угли, нефть, горючие сланцы и др. Эти породы на¬ зывают каустобиолитами или горючими полезны¬ ми ,и с кол а е м ыми. Они имеют громадное значение для чело¬ века. Породы хемобиогенного происхождения, сформировавшиеся в различных по площади водоемах, образуют опрамные по рас¬ пространению покровные или плащеобразные тела, иногда таб¬ литчатой и призматической форм (ом. рис. 4.9). Так, различают песчаные тела линзовидной, лентовидной, дендроидной форм (ом. ,рис. 4.11), часто большой длины — шнурковые тела аллюви¬ альных отложений, мощные пласты пролювия у подножий гор. При залегании осадочных морских отложений под различны¬ ми углами говорят об их слоистости (рис. 4.13). В обнаружениях 11 Заказ № 985 161
Рис. 4.13. Основные типы слоистости осадочных пород: а - горизонтальная; б, д - косые; в - параллельная; г - линзовая; е — диагональная; ж — волнистая Рис. 4.14. Слоистость осадочных пород
многих речных долин, морских побережий часто эта слоистость отлично выделяется (рис. 4.14). Обломочные (кластические) породы. Геологические факторы, контролирующие формирование пород, следующие: 1) тектоника областей питания и осадконакопления; 2) климатические усло¬ вия этих областей; 3) обстановка и механизм переноса и накоп¬ ления; 4) исходная, материнская порода. Обломочные и особен¬ но песчаные породы лучше других отложений способствуют по¬ ниманию сложной геологической истории. Их состав дает ключ к установлению происхождения этих .пород. В обломочных породах могут быть выделены: а) обломки различных пород — магматических, осадочных и метаморфиче¬ ских; б) первичные минералы, сохранившиеся после разрушения и выветривания исходной породы; в) сингенетические минералы, образовавшиеся одновременно с формированием самой осадоч¬ ной породы. В основу классификации обломочных пород положены их структура, то есть размер и форма обломков, степень их окатан- ности и наличие или отсутствие цемента (табл. 4.7). 4.7. Классификация обломочных пород Структура пород Размеры Рыхлые и связанные породы Сцементированные породы зерен обломков, мм Угловатые обломки Округлые обломки Угловатые обломки Округлые обломки Гр.убооблом оч¬ 100 Глыбы, Валун¬ Брекчия Конгломерат ная — псефиты о о о камни ник крупная валунный Щебень Г алеч- ник Брекчия Конгломерат о to Дресва Гравий Брекчия мелкая Гравелит Среднеобломоч¬ ная — псаммиты 2...0,05 Пески разные Песчаник Мелкообломоч¬ ная — алевриты 0,05...0,005 Алеврит (лёсс) Алеэролит Микрозерни- стая — пелиты Смешанная 0,005 Разные Глины разные Супесь Аргиллит Суглинок В связанных породах различают состав цемента и состав об¬ ломков (рис. 4.15). Цемент подразделяют на образовавшийся одновременно с обломочной породой — сингенетический — и позже ее —э пиг ен ети'ческ и й. Эпигенетический цемент возникает гари химическом разложении минералов, входящих в виде обломков ,в породу, или в результате выпадения солей из вод, передвигающихся между обломками. 11* 163
3 и Рис. 4.15. Типы цементаций (по М С. Швецову): а — цемент базальный и разъедания (коррозионный); б — цемент базальный и сгустка* вый (неравномерный), в — цемент пор; г — цемент соприкосновения (контактовый); д — цемент пор и выполнения; е — цемент беспорядочно-зернистый, кристаллический, ж — цемент обрастания, з — цемент нарастания (регенерации); и — цемент прирастания По составу цемента различают породы кремнистые (очень твердые, цемент состоит «з ЭЮг или Si02/iH20), карбонатные (вскипают с НС1, цемент состоит из СаСОз), железистые (охри¬ стые, ржаво-бурые, цемент — мергелистый, битуминозный, состо¬ ит из РегОзлНгО). Текстуры у пород мореного и озерного генезиса горизонталь¬ но-слоистые, у речных — косо- и диагонально-слоистые. Грубообломочные породы (отсефиты) состоят из сцементиро¬ ванных или рыхлых обламшв горных пюрод и минералов разме¬ ром 2... 100 мм в поперечнике. Сцементированные скопления уг¬ ловатых обломков называют брекчией, а окатанных — кон¬ гломератом (рис. 4.16). 164
по составу, и содержать про¬ дукты любой породы, которая подвергалась выветриванию. Развиты подобного типа рых- Грубообломочные породы могут включать неокатанные, угловатые обломки (дресва, щебень, глыбы), разнородные а . 6 лые отложения в пустынных и полярных районах, где господ- Рис. 4 16 Брекчия (а) и конгломерат ствуют процессы физического (б) выветривания, приводящие к разрушению пород. Рыхлые породы могут состоять и из округлых обломков — гравия, галечника, валунника. Эти лрубаобламочные рыхлые от¬ ложения образуются при переносе обломков на значительные расстояния реками, горными потоками, в результате действия морского црибоя. Степень окатаннюсти обломков и сортированность их весьма разнообразны. Среднеобломочные породы (псаммиты) составляют сущест¬ венную часть осадочного чехла Земли: от до ’/з общего оса¬ дочного разреза земной коры. Если принять по А. Полдерварту [13] общее количество осадков на континентах 176- 10е мм3 и до¬ пустить, что четверть этого объема составляют пески, то их об¬ щий объем будет равен 44-109 мм3, что соответствует огромной массе— 121•105 т. По данным многочисленных анализов, в состав песков вхо¬ дят: ,кварц — 59%, полевые шпаты — 22, каолин — 6, хлорит—4, оксиды железа — 2%. Однако такой состав не учитывает разли¬ чий между зернами и цементам, не позволяет точно оценить роль облюмочных пород. Если учесть, что весь каолин, весь хлорит и треть полевых шпатов представлены в виде частиц (обломков) породы, то средний состав песка без цемента (без учета кальци¬ та и оксидов железа) будет следующим: кварц — 65%, полевые шпаты— 15, облом|ки пород— 18%. По происхождению пески подразделяют на эпикластические, пирокластические и катакластические. Схема образования пес¬ ков приведена на рисунке 4.17. Классификации песков основаны на их подразделении по размерам зерен, минеральному составу и происхождению. По размерам зерен различают пески: грубозернистые (размер зе¬ рен 2...1 мм), крупнозернистые (1..Д5 мм), среднезернистые ,(0,5...0,25 мм), мелкозернистые (0,25...0,05 мм), однородные (размер зерен более или менее постоянен), разнозернистые (размер зерен разный). 165
‘Физическое I I I Химическое Выветрибание По минеральному соста¬ ву пески подразделяют на кварцевые, известковые, гла¬ уконитово-кварцевые, слю¬ дистые и железистые, со¬ стоящие из зерен этих ми¬ нералов. Выделяют также ДресЗа И— Песка 1—\ал Растворы Ж подгруппу полимиктовых песков, содержащих кроме Рис 4 17 Схема процессов образова- зерен кварца включения лые, глауконитовые — окрашены в зеленые цвета, железистые — в желтые, глинистые — в серые. Ф. Петтиджон [22] все пески подразделяет на три основные группы: 1) терригенные — это пески, которые образовались путем выветривания и разрушения существовавших раньше пород. Они были перенесены, отсортированы и видоизменены движущейся водой, ветром и животными организмами, причем источники сноса располагались вне бассейна осадконакопления; 2) карбонатные — это пески в основном морского происхож¬ дения, представленные преимущественно скелетными частицами и местами переотложенными детритовыми карбонатными. Они образуются в пределах бассейна осадконакопления и не явля¬ ются обломками, возникшими при разрушении ранее существо¬ вавших пород; карбонатные пески после литификации перехо¬ дят в известковые породы; 3) пирокластические — это пески, образовавшиеся при извер¬ жениях вулканов. Они могут отлагаться в разнообразных усло¬ виях, переносясь по воздуху или в воде. Некоторые пески, обо¬ гащенные вулканическими обломками, называют вулканокласти- ческими. Они могут быть или истинно пирокластическими, или терригенными (если их происхождение связано с древней вул¬ канической толщей). В одном обнажении горных пород различие песков несколь¬ ких генетических видов обычно стирается. Пирокластический материал может смешиваться как с терригенным, так и с кар¬ бонатным, а карбонатные пески во всех пропорциях с обыч¬ ными терригенными, и генезис отдельных зерен трудно опре¬ делить. Пирокластические пески обычно описываются среди магматических пород либо в породах смешанного происхож¬ дения. ния песка- других минералов, а иногда и обломков горных пород. /, II и III — эпикластические, пирокласти¬ ческие и катакластические пески, IV — морская вода; 1 — дезинтеграция; 2 — разложение; 3 — пелнтизация Окраска песков может быть самой разнообразной: карбонатные пески — свет- 166
Рис. 4.18. Происхождение кремнистых минералов в песчаниках (Ф. Д Петти- джон и др., 1976) Морские песчаные катакластические отложения образуются в морской воде. Это крупные геологические тела — серии плас¬ тов, достигающие мощности несколько десятков метров. Значе¬ ние их в жизни человека велико. Прибрежные морские карбонатные пески формируются у бе¬ регов в шельфовой зоне и часто содержат морскую фауну, глауконит и иногда фосфоритовые конкреции. Для них харак¬ терны широкое площадное распространение, диагональная слои¬ стость и значительная мощность пластов. Они хорошо окатаны и отсортированы. В таких песках отсутствуют глинистый мате¬ риал и органические остатки. Окраска их светлая — желтовато- серая, серовато-желтая. Донные морские и озерные пески более мелкие, чем при¬ брежные. Они образуются на глубине несколько десятков и даже сотен метров. Для диагональной слоистости озерных песков характерны меньшие размеры пачек и слоев. В озерных песках чаще встречаются примеси глины, глинистые прослойки. Окрас¬ ка таких песков более темная — часто зеленая. Сцементированные породы — песчаники в зависимости от це¬ ментирующего вещества подразделяют на карбонатные (вски¬ пают в НС1) и кремнистые (очень твердые). Механизм образо¬ вания кремнистых песчаников отражает схема, приведенная на рисунке 4.18. Речные пески и песчаники широко распространены в СССР и встречаются в виде узких полос, лент, вытянутых в направ¬ лении речных долин. Форма тел шнурковая. Длина их значи¬ 167
тельная, ширина небольшая. Такие пески мало окатаны, плохо отсортированы. Наравне с диагональной слоистостью часто встречается перекрестная косая слоистость прирусловых слоев л поймы. Размер зерен очень различен. Пески и песчаники, образовавшиеся в результате деятель¬ ности горных рек, плохо отсортированы, неоднородны, содержат крупнообломочный гравийный и даже галечный материал. Тек¬ стура таких песков косослоистая. Мощность их невелика — десятки метров. Пески различного происхождения занимают следующую пло¬ щадь на территории европейской части СССР (в процентах): древнеаллювиальные — 51, ледниковые — 24, эоловые—11, мор¬ ские— 6,5, элювиальные — 3,6, озерные—1,8. Сыпучими пес¬ ками, по данным Л. И. Прасолова, покрыто около 3...4 % тер¬ ритории СССР, или 720 ООО км3. Пески и песчаники часто являются почвообразующими по¬ родами, служат основанием и средой для строительства, содер¬ жат подземные воды, а иногда нефть и газы. Мелкообломочные алевритовые породы (размер обломков 0,05...0,005 мм)—это пылеватые породы, состоящие из рыхлых образований (лёссы) и сцементированных пород (алевролиты). В их состав входят следующие минералы: кварц, полевые шпа¬ ты, слюды и глауконит. Цемент у таких пород карбонатный, глинистый, железистый, реже фосфатный, сульфатный; струк¬ тура алевритовая, грубая, тонкая, часто чешуйки минералов ориентированы в определенных направлениях; текстура слои¬ стая и неслоистая. Залегают алевролитовые породы в виде слоев, пластов, линз небольшой мощности — десятки и сотни (для лёссов) метров. По внешнему виду и окраске эти породы похожи на песчаные. Образуются они в озерах, речных доли¬ нах и особенно часто при помощи ветра. Обломочные породы смешанного состава (песчано-алеврито¬ глинистые)—очень различны по генезису и являются породо¬ образующими. Они слагают толщи четвертичных отложений, залегая у поверхности земли, покрывают обширные водораз¬ дельные пространства. По гранулометрическому составу — со¬ отношение содержания песчаных, пылеватых и глинистых час¬ тиц— их соответственно подразделяют на пески, супеси, суглин¬ ки и глины (табл. 4.8). При этом выделяют пески пылеватые, мелкие, средние, грубые, супеси легкие, средние, тяжелые и т. д. Геолого-петрографические признаки песчано-глинистых отло¬ жений, имеющих значение для почвообразовательных процессов, приведены в таблице 4.9. К породам смешанного состава относят также разнообраз'- ные рыхлые лёссы и лёссовидные образования, очень широко развитые в СССР. Среди них выделяют множество различных 168
4.8. Гранулометрическая классификация обломочных и глинистых пород (упрощенная) Порода Содержание частиц, % Песчаные фракции (2. .. 0,05 мм) Пылеватые фракции (0,05...0,005 мм) Глинистые фракции (0,005 мм) Песок Больше, чем лылева- Меньше, чем пес¬ 3 тых чаных Песок пылеватый Меньше, чем пылева¬ Больше, чем песча¬ 3 тых ных Супесь: легкая Больше, чем пылева¬ Меньше, чем пес¬ 3...6 тых чаных тяжелая То же То же 6... 10 Суглинок: легкий 10...15 средний » 15...20 тяжелый » 20...30 Глина » 30 Глина пылеватая Меньше, чем пылева¬ Больше, чем песча¬ 30 тых ных литологических и минеральных разностей. Особенности этих по¬ род систематизированы в таблице 4.10. Лёсс — неслоистая землистая порода желтовато-серого и бу¬ ровато-серого цвета, состоящая из частиц диаметром 0,05...0,005 мм (60...95 %). Частицы держатся в куске, легко режутся ножом и хорошо растираются пальцами в пылеватую однородную массу, легко распадаются в воде. В обнажениях лёсс образует столбчатые отдельности и вертикальные стенки. Пористость этой породы очень высокая — более 50%; текстура микропористая; минеральный состав очень разнообразный (со¬ держат кварц, полевой шпат, слюду, кальцит, иногда гипс, всего до 50 минералов). Обычно лёсс легко вскипает с НС1. Процесс просадки лёсса — сложное явление. По-видимому, он объясняется уменьшением объема породы при увлажнении, когда легкорастворимые слои выщелачиваются и суглинки осе¬ дают. При этом большое значение имеет минеральный состав лёсса. Так, его просадочность обусловливается присутствием коллоидно-дисперсных минералов, в частности каолинита. При увлажнении лёссов, в которых преобладает этот минерал, поры еще более увеличиваются, в них проникает вода и вымываются соли. Затем порода уплотняется и возникают просадочные явле¬ ния— степные блюдца. Иной процесс протекает при увлажне¬ нии лёссов, в которых преобладает монтмориллонит. В этом случае просадки не образуются, так как монтмориллонит погло- 169
4.9. Геолого-петрографические признаки песчано-глинистых отложений, имеющих значение для почвообразовательных процессов «=2 ct с 3 Я" д *1 о X К ас §3 х 3 к ас: О) § & о о * <и з~ (Q 53 Си, К н ^ О) г сх с 3 ас л |=з <и S ! m 3 я а I! к& 8 * я г§ о, -9 ® § к 0Q к 2 ч X *=5 S ® и n W 2 Ф S g Q-. 1 х*4 Ю ^ ^ f-i _ сч ТО CQ о, Си о CQ ас ex S>> о ^ со £ м-е- о <8 >> О. в?» .8-3 ТО * гп О) 3 х S S S « § 3 3* < с >» рч I О а <и si о 5 § § s ш « g <и S| 3 ч о £ Ю ' г 3 2 III §ч CQ '8- О >=з сп m _ei. Q 170
4.10. Различие между лёссом и лёссовидными породами (по В. А. Обручеву, с изменениями) Характерные признаки Лёссовидные породы Материал Эоловый, главным образам эк¬ зотический, то есть принесен¬ ный со стороны Мощность Большая—до 400 м, «о чаще 10...70 м Строение Неслоистость первичная и нор¬ мально лолная Крупность Убывает с удалением от обла- зерна сти развевания Фауна Наземная со случайной при¬ месью пресноводной или при¬ брежной, вблизи водных бас¬ сейнов Условия за- Повсюду — на водоразделах, легация аклонах оврагов, дне долин и на равнинах Общий ха- Однородный на большой лло- рактер щади независимо от рельефа Раопростра- В сухих степях, вне пустынь— нение современных или прежних Распределе- Зональное и закономерное от- ние носительно областей развева¬ ния и в зависимости от господ¬ ствующих ветров и рельефа Делювиальный, аллювиальный, пролювиальный, ледниковый, часто местный Небольшая — 2...3 м (за редки¬ ми исключениями) Неслоистость вторичная и час¬ то неполная Зависит от крупности первич¬ ного материала — мелкоземы Разнообразные: наземная, вод¬ ная, прибрежная или смешан¬ ная На водоразделах (только вто¬ ростепенных) , которые могли быть затоплены Разнородный, быстро меняю¬ щийся в зависимости от релье¬ фа На берегах рек, вокруг источ¬ ников, редко в пустынях Зональное (зависит от мине¬ рального состава подстилающе¬ го мелкозема, который в за¬ сушливых районах превраща¬ ется в лёссовидную породу) щает воду, набухает, сжимая монолит, и вода почти не прони¬ кает в глубь породы. Лёссовидный суглинок в отличие от лёссов имеет небольшую мощность — всего 2...3 м. Его литологический состав непостоян¬ ный и зависит от формы рельефа и подстилающих пород — мел¬ козем неслоистый, некарбонатный, непористый. Глинистые породы — пелиты («pelos» — по-гречески глина). Эта группа пород очень широко распространена в земной коре. Значение их для человека громадно. Глины состоят из коллоидных тонкодисперсных частиц диа¬ метром меньше 0,005 мм и представляют собой не только меха¬ нические обломки породообразующих минералов, но и различ¬ ные новообразования. Их главными составными частями явля¬ ются: Si02 — 40...70 %, А120з— Ю...35,%, К2О, Na20, MgO, Fe203 и Н20. Из минералов присутствуют глинные — каолинит, монтмориллонит, гидрослюды, кварц, реже слюды и др. По минеральному составу различают глины жирные, содер¬ жащие большое количество каолинита, монтмориллонита, и то- 171
Горная пуна Материнская порода | щие, в состав которых входит значительное количество об¬ ломочных минералов — квар¬ ца, опала, халцедона. Алеврит Глины в сухом состоянии твердые и плотные, в соеди¬ нении с водой дают пластич¬ ную, жирную на ощупь массу и увеличиваются в объеме (набухают). Объем набухания зависит от степени их дис¬ персности, состава глинных минералов и различных при¬ месей. \ Глинистые сланцы Рис 419 Происхождение глинистых пород (по Ф. Дж. Петтиджону) Цвет глин разнообразен — бурый, белый, зеленый — и за¬ висит от состава минералов глинистой массы и красящих при¬ месей (оксиды железа, органическое вещество). Сильно уплот¬ ненные глины называют аргиллитами. Диагностика глин: в сухом состоянии характеризуются землистым строением; легко растираются пальцами; во влаж¬ ном состоянии жирны на ощупь, водоупорны; при впитывании влаги становятся вязкими и пластичными, при высыхании со¬ храняют приданную им форму, а после обжига приобретают твердость камня. Температура плавления глин: огнеупорных—1700°С, легко¬ плавких —1350 °С. Среди глинистых пород выделяют две подгруппы [22]: 1) глины — связные породы, держатся в куске благодаря межмолекулярным силам и сцеплению между мельчайшими частицами, имеют высокую пористость, достигающую 50...60 %; 2) аргиллиты и глинистые сланцы — сцементированные и метаморфизованные породы, плотные, с незначительной пори¬ стостью (до 2 %). Залегают глинистые породы пластами, слоями, линзами среди песков, известняков, доломитов, мергелей, опок. Происхождение глинистых сланцев в схематическом виде показано на рисунке 4.19. Аргиллиты — это камнеподобные глинистые породы, при уплотнении теряющие свойства пластичности, не размокающие в воде. Глины, аргиллиты, глинистые сланцы по происхождению под¬ разделяют на породы обломочные и хемогенные, по обстанов¬ кам осадконакопления [15, 19, 22]—на морские, лагунные, озерные, речные, дельтовые, водно-ледниковые и элювиальные — кора выветривания (табл. 4.11). 172
4.11. Химический состав остаточных глии — кора выветривания (Ф. Дж. Петтиджон), % Компоненты Исходная порода Гранит выветрелый Базальт Доломит Гнейс Si02 66,Ю 40,7 55,42 55,07 ТЮ2 0,Ю 7,3 Следы 1,03 AI2O3 21,21 30,9 22,17 26,14 Ре203 2,11 8,7 8,30 3,72 FeO 0,57 Следы 2,53 MgO 0,05 — 0,33 — CaO — 1,0 0,15 0,16 Na20 — 0,4 0,17 0,05 K2O 0,85 0,3 2,32 0,14 H20+ 7,55 н,о 7,76 9,75 н2о- — 2,10 0,64 Примечание. «+» — потери при прокаливании. Элювиальные, первичные глины могут по условиям возник¬ новения залегать на месте своего образования. Эти остаточные глины (иногда каолинитовые) содержат реликтовые устойчивые минералы коренных пород (кварц, слюды) и значительное коли¬ чество примесей. Большинство глин имеют вторичный характер. Они могут формироваться в континентальных водоемах среди угленосных отложений—озерах, реках, областях деятельности ледников, временных потоках, в пустынях, а также во внутренних частях морей — лагунах, заливах и на дне морей — красные глины. По минеральному составу различают глины: полиминераль- ные — гидрослюдистые — и мономинеральные — каолинитовые и монтмориллонитовые. Полиминеральные глины — разности глинистых пород и минералов, развиты очень широко. Главными составными час¬ тями их являются глинистые минералы — гидрослюды, каоли¬ нит, монтмориллонит и тонкодисперсный обломочный мате¬ риал— пелит (размер частиц менее 0,01 мм). Коллоидальные, тонкодисперсные частицы диаметром менее 0,005 мм представ¬ ляют собой не только механические обломки породообразую¬ щих минералов, но и новообразования — карбонаты кальция, магния, железа, оксиды и сульфиды железа, фосфаты. Суммар¬ ное количество этих примесей может достигать 50 %, наиболее часто из них встречаются алеврит, песок. Гидрослюдистые глины — наиболее распространенные среди глин, образуются и на суше, и в море и могут быть первич¬ ными (элювиальными) и вторичными (переотложенными). 173
Состав этих глин весьма разнообразен. Примеси (хлорит, као¬ линит, обломочные зерна кварца, полевых шпатов и т. д.) обус¬ ловливают их пластичность, легкоплавкость (около 1350°С)„ невысокие адсорбционные особенности. Интересна окраска глин: в окислительной обстановке и на суше, в водной среде вторичные глины содержат оксиды железа и имеют кирпично¬ красную, бурую, малиновую и оранжевую окраску; на больших глубинах — в восстановительной среде образуются породы чер¬ ного, серого, зеленого, голубоватого цвета с различными от¬ тенками. Каолинитовые глины не имеют широкого распространения. Происхождение таких глин первичное. Среди них различают пластичные, жирные глины, богатые каолинитом, монтморилло¬ нитом, и сухарные, тощие, с примесью кварца, халцедона. Сухарные глины почти не размокают в воде и в размельченном состоянии образуют с водой малопластичную массу. Обе раз¬ ности каолинитовых глин относят к огнеупорным. Температура их плавления часто превышает 1700 °С. Монтмориллонитовые глины также не имеют широкого рас¬ пространения. Они обладают жирным блеском, жирны на ощупь, легко разбухают в воде, характеризуются очень высокой адсорбционной способностью — 50...150 М‘ЭКв/100 г. Окраска их белая, светло-зеленая, кремовая. Разновидности монтморилло- нитовых глин — бентонит, кил. Суглинки — неслоистые землистые породы серого и красно- бурого цвета. Часто покровные отложения несут в себе черты климатиче¬ ской зональности: в лесной зоне умеренного пояса в них воз¬ никают новообразования гидрогетита, псиломелана, в степной — кальцита, в пустынных — гипса, тенардита. Среди суглинков различают: покровные, лёссовидные, ледни¬ ковые и др. Суглинок покровный — относительно однородная землистая порода, покрывающая водоразделы материков слоями неболь¬ шой мощности — 3...5 м. Обычно она не содержит обломков раз¬ мером больше 1 мм. Окраска ее желто-бурая, желто-коричневая. Суглинок ледниковый представляет собой неоднородную морену — неслоистую землистую породу обломочного строения, не содержащую фауну и флору. Такая порода растирается меж¬ ду пальцами, имеет красно-бурый, серый цвет, содержит про¬ слои песка, глины, супеси, включения валунов различных пород в виде обломков разного размера. Она широко распространена в областях, испытавших материковое оледенение. Происхожде¬ ние этого суглинка ледниковое. Супесь — землистая порода серо-желтого цвета и разнооб¬ разного состава. В зависимости от содержания фракций песка 174
и глины она может приобретать различные свойства. Разли¬ чают супесь легкую и тяжелую. Происхождение этой породы — различное. Хемобиогенные и хемогенные породы. Подразделяют на: 1) карбонатные — известняк, доломит, мергель, известковый туф; 2) силикатные — силициты — опока, трепел, диатомит, кре¬ мень, яшма; 3) фосфатные железистые, алюминиевые и мар¬ ганцевые— апатит, фосфорит, железистые породы, бокситы; 4) галоиды — эвапориты — каменная и калийная соль, сульфа¬ ты— гипс и ангидрит — образуются только хемогенным путем; 5) горючие полезные ископаемые — каустобиолиты — стоят не¬ сколько особо и возникают только биогенным путем. Когда скопления минеральных веществ залегают пластами или какими-либо другими геологическими телами, имеют боль¬ шое горизонтальное распространение и являются по составу не¬ однородными, их принято называть горными породами. Таким образом, гипс, образующий небольшие, хорошо ограниченные кристаллы без примесей, — минерал (волокнистый гипс — селе¬ нит), а гипс, образующий большие скопления, залегающий пластами, линзами большой мощности и протяженности и со¬ держащий различные примеси, — горная порода. Многие из перечисленных выше пород — гипс, ангидрит, ка¬ менная и калийная соль, фосфориты, известняк, мергель, из¬ вестковые туфы, кристаллические известняки — являются цен¬ ными агрономическими рудами. К осадочным горным породам нашей планеты приурочено более 70 % всех полезных ископаемых: марганцевые — желези¬ стые, алюминиевые и фосфатные руды, россыпные месторожде¬ ния драгоценных камней, сырье для химической и пищевой про¬ мышленности. Карбонатные породы. Представители этих пород — извест¬ няки, доломиты, мергели, мел — очень широко распространены. Их химический состав приведен в таблице 4.12. Карбонатные породы имеют большое значение как строи¬ тельный материал, цементное сырье и агрономические руды. Биогенные известняки обладают пористостью, каверноз- ностью и самой разнообразной окраской. В их составе преоб¬ ладает кальцит, часты примеси. Они бурно вскипают в НС1. Раковины и скелеты организмов в известняках могут сохра¬ няться полностью или претерпеть дробление, перекристалли¬ зацию. Известняк, состоящий из целых и битых раковин, называют ракушечником (рис. 4.20). Такой известняк широко рас¬ пространен на юге СССР. В зависимости от преобладания тех или иных организмов различают известняки: фузулиновые, сложенные из корненожек 175
4.12. Химический состав карбонатных пород (по Л. Б. Рухиву «и Н. В. Логвинеикю) II к а о. * |-| се &* ft <3 о ьо О б о о оо о § О Мел СМ о^ см т*« СО а> —* со о* см со at а а; 3 *< CD ©~ О CD 8 5й|й « о Зи CD СМ 3 3 U 00 см о_ со £ со at а; • Ьч со § па О * о v§ О at а; 1 «о со о §• •Q. а а; а <з с*. О ■©• а> о к а о & О а> см ГО Ю §* оГ LO CD S О Ю I СО со ^»ХО та VO CU <5 Ю I см rt< см rt« сх Ь К 40 5 к *5 85 К & 176
Рис. 4.20. Известняки-ракушечники (фузулин), напоминающих по форме и размеру зерна ржи; нум- мулитовые — с раковинами в виде диска, чечевицы или монеты; криноидные; мшанковые и т. д. Для уточнения наименования биогенных пород важно опре¬ делить, в каком виде в них представлены органические остатки. 12 Заказ № 985 177
f Рис. 4.21. Диатомит: а — внешний вид; б — вид под микроскопом Породы, состоящие из хорошо различимых окаменелых раковин, имеют биоморфную структуру, породы, состоящие из обломков •скелетов организмов, — детритусовую, а породы хемогенного происхождения — зернистую. Мел— белая мягкая землистая порода, сложенная из мел¬ ких частиц порошкообразного кальцита, раковин фораминифер и одноклеточных морских водорослей (кокколитов). Он имеет пористое строение и бурно вскипает в НС1. Доломит обладает скрытокристаллическим строением, плот¬ ной текстурой, белым, серым, желтым цветом, состоит из мине¬ рала доломита, кальцита и глинистого материала, вскипает в НС1 при нагревании или без нагревания, но при растирании породы в порошок. Между доломитами и известняками имеются промежуточные разности, называемые доломитизированными известняками. Образование доломитов различное: при доломи¬ тизации известняков, путем выпадения из растворов, как хими¬ ческого осадка. Мергель — известково-глинистая порода с содержанием гли¬ нистого материала около 30...50i%', разнообразного цвета, вски¬ пающая в НС1 (после реакции остается темное пятно). Если подышать на мергель, то он издает запах глины. Известковый туф имеет светло-бурую окраску, очень пори¬ стое, пузырчатое строение, часто содержит раковины наземных организмов, ветки растений, бурно реагируют в НС1. Образу¬ ется эта порода на континентах в местах выхода родников. Кремнистые породы. Состоят из мельчайших раковин, неви¬ димых без микроскопа (рис. 4.21). 178
Опока имеет глинисто-кремнистый состав, плотное строение, раковистый излом. В НС1 не вскипает. Это легкая порода свет¬ лого, серого, желтого цвета. Диатомит — слабосцементированная рыхлая порода, состоя¬ щая из остатков диатомовых водорослей, или диатомей, легкая, пористая, мягкая на ощупь. Цвет ее белый, светло-желтый. Диатомит обычно морского происхождения, но известен и озер¬ ного (Карелия). Трепел состоит не из органических остатков, а из мелких опаловых или кремниевых зерен. Это пористая, рыхлая, иногда плотная, компактная порода светлой окраски. Кремень — плотная порода «сливного» строения. Яшма — очень плотная халцедоновая порода с раковистым изломом, острыми краями, разнообразной окраски. Кремнистый туф — гейзерит — весьма своеобразная порода. Она предстарляет собой химический осадок — новообразование, выпадающее из горячих вод — вулканических источников (гей¬ зеры Камчатки, буровые скважины). Окраска ее светлая. Гей¬ зерит очень пористый, легкий, часто образует натечные формы. Фо'сфатные породы осадочного происхождения. К фосфори¬ там обычно относят породы, содержащие Р2О5. Различают фос¬ фаты: пластовые, морского генезиса и платформенные — кон- креционно-желваковые, радиально-лучистые и костяные брек¬ чии. Генезис этих пород биохемогенный и хемогенный. Обра¬ зуются их осадки как в морской среде (глубоководный шельф, лагуны и заливы), так и на континенте (в карстовых пещерах, озерах и реках) — различные костяные брекчии. Главнейшие минералы фосфатных пород — соли фосфорной кислоты — гидроксилапатит, карбонатапатит, подолит (см. гла¬ ву 3). Структуры таких пород — обломочные и органогенные, текстуры слоистые, конкреционные, желваковые, радиально-лу¬ чистые; цвет обычно темный, серый. Распространены они в кар¬ бонатных, глауконитовых и обломочных породах. Фосфаты магматического происхождения. Полагают, что зна¬ менитое Хибинское месторождение апатитов сформировалось в несколько фаз внедрения щелочной апатитово-нефелиновой маг¬ мы. Магма породила своеобразные жильные тела — пегматиты. Блок-диаграмма, приведенная на рисунке 4.22, хорошо иллю¬ стрирует соотношение апатитового тела и вмещающих пород ийолит-уртитов. Железистые породы. Главным источником Fe являются же¬ лезистые минералы магматического происхождения — гематит, магнетит. При процессах выветривания железо переходит в гид¬ роксид и перемешивается с природными водами, приобретая вид механической взвеси и коллоидов гидроксида железа. При пре¬ образовании минералов в прибрежной области моря при диаге- 12* 179
Рис. 4.22. Блок-диаграмма Расвумчоррского апатито-нефелинового тела (по Т. Н. Ивановой): 1 — рисчорриты; 2 — малиньиты; 3 — ийолит-уртиты; 4, 5 и 7 — линзовидно-полосчатые, крупноблоковые и пятнисто-полосчатые апатито-нефелиновые породы; 6 — ийолиты и уртиты с апатитом; 8 — брекчиевидные апатитовые породы незе осадков происходит концентрация железа. Материнской рудоносной породой являются различные кварциты, вторичными породами — силикатные шамозитовые руды, карбонатные — сидеритовые руды современных болот и торфяников, оолитовые гидрогетитовые керченские и орско-халиловые руды, пластовые залежи бурого железняка Хоперского типа, «железные шляпы» сульфидных месторождений. Генезис вторичных железистых пород — обломочный и хемо- генный. Так, обломочное происхождение имеют морские и реч¬ ные россыпи — магнетитовые пески, продукты перемыва коры выветривания. Породы хемогенного происхождения весьма мно¬ гочисленны: это и подпочвенные, так называемые ортштейны, и ортзанды северной лесной зоны (особо изучаемые почвове¬ дами), и многочисленные отложения кор выветривания. В при¬ родных водах образуются аллювиальные бурожелезняковые конкреционные руды — отложения северных рек, озерно-болот¬ ные конкреционные и «бобовые» руды из бурого железняка, содержащие Fe (современные болота), прибрежно-морские пла¬ стовые залежи бурого железняка (тип Хоперский, Керченский) с содержанием Fe203 до 53%. Минеральный состав, структура и текстура этих пород уже были описаны. На севере СССР в условиях избыточного увлажнения и боль¬ 180
шого лесного покрова формируются железистые конкреции и стяжения вблизи уровня грунтовых вод — ортштейны и ортзан- ды под подзолистыми почвами. В озерно-болотных условиях севера также обнаружены железистые руды, причем осаждение Fe происходит хемогенным путем, часто при участии бактерий. В торфяниках в восстановительной обстановке возникают сиде- ритовые стяжения и конкреции. Известно образование железистых пород и в речных (пой¬ мах), озерных, дельтовых и лиманных осадках. Так возникают оолитово-гидрогетитово-сидеритовые руды (рис. 4.23), например «бобовая» руда Карелии, с содержанием Fe203 до 35 % (см. табл. 4.17). Железистые породы магматического происхождения называют железистыми кварцитами. Это плотные, зернистые породы, обычно серого цвета, состоящие главным образом из кварца, обильных вкраплений гематита и магнетита, содержащие Fe. Геологический разрез Яковлевского месторождения желези¬ стых кварцитов (Курская магнитная аномалия) показан на рисунке 4.24. Бассейн Курской магнитной аномалии занимает площадь около 120 тыс. км2 в районе Курска и Белгорода. Руд¬ ное тело — протерозойского возраста. Глиноземные породы — аллиты. К этим породам относят латериты и бокситы. Латериты — продукты глубокого выветривания магматиче¬ ских и метаморфических пород. Бокситы — главнейшее сырье для получения алюминия, изго¬ товления огнеупоров и адсорбентов. По происхождению их под- Рис 4 23. Железистые оолиты: •а — сложенный гидрогетитом и железистым хлоритом, с мелкокристаллическим сидери- товым цементом; б — из современных осадков Балтийского моря (в центре кварцевая этесчинка) 181
Рис. 4.24. Геологический разрез Яков- левского железорудного месторожде¬ ния железистых кварцитов в Белго¬ родском железорудном районе (по С. И. Чайкину): 1 — почвенно-растительный слой и суг¬ линки; 2 — пески, глины; 3 — песчаники; 4 — мел, мергели, известняки; 5 — перс- отложенная руда; 6 — бокситы; 7 — бо¬ гатая руда; 8 — железистые кварциты; 9 и 10 — кварц-слюдистые и кварц-гра- фит-биотитовые микросланцы разделяют на латеритные, оса¬ дочные платформенные и оса- . дочные геосинклинальные. За¬ легают эти породы в виде тон¬ ких пластов, гнезд, линз, часто в виде землистых, глиноподоб- ных скоплений, среди карбо¬ натных, обломочных и глини¬ стых пород. Окраска их разнообразная, но чаще красная. Со¬ держание AI2O3 в оолитовом боксите месторождения Северного Урала («Красная Шапочка») достигает 53%. Бокситы осадочного происхождения (платформенная) при¬ урочены к так называемой коре выветривания. Соляные породы, или соли. В эту группу входят различные осадочные отложения, главным образом хемогенного происхож¬ дения, редко обломочного (это континентальные пески многих пустынь), состоящие из минералов классов галоидов, сульфа¬ тов и некоторых других (см. главу 3). Соли образуются в при¬ брежной зоне морей, лагунах и на суше в бессточных бассейнах в условиях аридного климата, когда испарение в несколько раз превышает количество осадков, затрудненного сообщения ла¬ гун или залива с морем, но вместе с тем постоянного притока небольшого количества морской воды, при непрерывном дли¬ тельном, более или менее равномерном погружении бассейна со скоростью, компенсируемой мощностью образовавшихся осад¬ ков. Таким путем зародились огромные солеродные бассейны в СССР — Соликамский, Белорусский, Прикарпатский, в ФРГ — Штасфуртский. Мощность соляных тел может достигать сотен метров. Разрез через соляный шток приведен на рисунке 4.25. Соляные породы классифицируют по генетическому и мине¬ ральным принципам. По минеральному составу их относят к сульфатным, хлоридным и смешанного состава (селитры) породам. Хлоридные породы (галогены)—довольно пестрые по со¬ ставу образования, содержащие сернокислые соли (ангидрит), 182
Рис. 4.25. Разрез через соляной шток: Рис. 4.26. Тонкая слоистость в соле- 1 — сланец; 2 — песок; 3 — гипсово-ан- НОСНОЙ Породе тидритовая шляпа; 4 — залежи нефти и Газа; 5 — известняк окислы железа и терригенные частицы. Для них характерны тонкослоистое залегание (рис. 4.26) — результат изменения ус¬ ловий осаждения (сезонные слои), кристаллическая, часто круп¬ но- и грубозернистая структура. Окраска слоев очень разнооб¬ разная: серая — связана с присутствием ангидрита, красная — гематитов, синяя — с рассеянным в галите железистым натрием. На глубинах 200 м и более гипс переходит в ангидрит. В усло¬ виях повышенных давлений и температур соленосные отложения под влиянием веса вышележащих толщ приобретают пластич¬ ность и легко выжимаются, образуя своеобразные шляпы. На поверхности они выветриваются, быстро растворяясь. Соляные отвалы месторождений калийных солей сильно за¬ грязняют ландшафты, например, Старобинский рудник (БССР), вступивший в эксплуатацию в 1964 г., резко ухудшил гидрохи¬ мический фон прилегающих водных систем — повысилось содер¬ жание ионов натрия, хлора, калия. В обломочных породах пустынь содержится в виде обособ¬ ленных кристаллических зерен глауберит. Он также часто встречается в трещинах ангидритов и доломитсодержащих по¬ род и выпадает в осадок при испарении вод соляных озер. Углеродистые породы — каустобиолиты. В эту группу входят весьма важные по практическому применению породы в твер¬ дом (торф, сапропель, ископаемые угли), жидком (нефть) и газообразном (газы) состоянии. Характерная их черта — горю¬ честь. Торф состоит из неполностью перегнивших и обуглившихся растительных остатков. Сырой торф часто представляет собой полужидкую кашеобразную массу, содержащую около 80...90 % 183
воды. Цвет его бурый, черный. Залегает он в виде слоев, линэ в торфяных болотах. Торф обладает большой пористостью и влагоемкостью. 4.3. МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ Метаморфические породы, так же как и магматические, широко распространены. Они участвуют в строении фундамента платформенных территорий, образуя древние кристаллические щиты, и развиты в геосинклинальных (складчатых) областях всех континентов Земли. Присутствие в породах связанной воды (0,56'%) указывает на нижний температурный предел метаморфизма окола 200...250 °С. Минеральный состав метаморфических пород разнообразен: в них входят минералы из групп силикатов, алюмосиликатов, карбонатов и отсутствуют галоиды и сульфаты. Характерными для этих пород минералами считают тальк, хлорит, различные плагиоклазы. Условия их залегания сходны с условиями зале¬ гания исходных пород. Текстура метаморфических горных пород приведена на ри¬ сунке 4.27. Гнейсы, различные сланцы, кварциты, мраморы очень разно¬ образны по минеральному составу, содержат ряд ценных полез¬ ных ископаемых, таких как золото, железо, уран, вольфрам, молибден, драгоценные и технические камни, керамическое сырье. Кварциты, мрамор — хороший строительный и декоративный материал. Отложения ранних эпох истории Земли (архей и протеро¬ зой) представлены зелеными сланцами, серыми гнейсами, амфи¬ болитами, эклогитами и гранулитами (см. главу 2). Гнейс имеет полосчатую текстуру и зернистую структуру. Цвет его светлый, пестрый. В нем хорошо различимы широкие Рис. 4.27. Текстура метаморфических горных пород (по И. А. Елисееву): а — сланцевая (плоскопараллельная); б — сланцевая волнистая; в — линейная или ли¬ нейно-параллельная; г — стебельчатая или карандашная; д — линзовидная или очковая 184
белые полосы из кварца и полевого шпата и линейное положе¬ ние чешуек слюды и роговой обманки. Сланцы обладают сланцеватой структурой и кристалличе¬ ским строением. Состав их более или менее однородный. По преобладающему минералу различают сланцы: слюдистые — листоватые; тальковые—белые или светло-зеленые, жирные на ощупь; роговообманковые — черные, игольчатые; графитовые — темно-серые, мягкие (оставляют черту на бумаге). Мрамор имеет крупно-, средне- и мелкокристаллическое, иногда сахаровидное строение и плотную, иногда мозаичную текстуру. Цвет его самый разнообразный: белый, серый, розо¬ вый, красный. Он бурно вскипает в НС1. Эта порода является денным облицовочным и строительным материалом. Ее добы¬ вают в Украинской ССР и Карельской АССР. Кварцит обладает мелкокристаллическим, слитнокристалли¬ ческим или массивным строением, высокой твердостью (не царапается ножом). С НС1 не реагирует. Окраска этой породы разнообразная: светлая, розовая, вишневая, красная и т. д. Шокшинским кварцитом (Карелия) облицована верхняя часть мавзолея В. И. Ленина в Москве. 4.4. МЕТАМОРФИЗМ Метаморфизмом («метаморфоз»—по-гречески преобразуюсь, превращаюсь) называют процесс перекристаллизации — преоб¬ разования любых магматических и осадочных пород в глубин¬ ных зонах_земной коры, куда они попадают в результате про¬ явления тектонических процессов. Такая перекристаллизация происходит на глубинах 1000 м и более при температурах 200...1000°С и давлениях более 0,05 Па (5000 атм). Сложные процессы протекают в обстановках трудных, если не невозмож¬ ных для моделирования на поверхности Земли. Классификация метаморфических пород и учебная таблица их диагностических свойств приведена в таблице 4.13. Процессы метаморфизма охватывают длительные периоды геологического времени и, захватывая огромные толщи горных пород земной коры, протекают под влиянием давления, темпе¬ ратуры и поступающих с магмой газов и водных растворов. Подразделения пород по их перекристаллизации на разных глубинах при близких значениях давлений и температур назы¬ вают метаморфическими фациями. Выделяют группу фаций регионального метаморфизма и группу фаций контакто¬ вого метаморфизма. Различные фации могут быть выделены на графике-диаграмме (рис. 4.28). 185
4.13. Классификация (упрощенная) метаморфических пород (по А. Н. 3 аварийному) 0 1 <п 1 & н S I *8 S я Я я 2 S £ 'S & Я 18 £8 а 5 яа 1ё I * S Й £ § § § * If, s§i P. О S CQ Он § *э к w <55 If si со 5 8* I I" К U 8 S •0* S < f* s CO н § Б s a, 8 s 3 9 3. S’?? 2 CU 2 s« g з O s II 186
го 0,5 Р,МПа /ГранулитоВая / / /рация / Экло&итобая / А Фация / /Потееиез и Ам'фиШитоб/ / фация У / / /Фация у* эпидотовых . /амфифттов /Фация' Пироксене- Санидинито- /зеленых роговикоВая бая фация сланцев фация ^—I 1—I—I I I I I I ZOO 400 600 800 1000Т,°С Рис 4 28 Диаграмма метаморфических фаций (по И А Елисееву) 4.5. ЭФФУЗИВНО-ОСАДОЧНЫЕ ПОРОДЫ В основу классификации эффузивно-осадочных пород поло¬ жены следующие признаки: количество пирокластического мате¬ риала, размеры частиц обломков, вещественный состав исход¬ ных пород. Весь обломочный материал, выбрасываемый из вул¬ канов, называют пирокластическим. Среди пирокласти- ческих пород выделяют пеплы и туфы. К промежуточным поро¬ дам относят туффиты и туфогенные породы. Пеплы — рыхлые скопления материала, выброшенного вулка¬ ном. Среди обломков преобладают вулканические стекла, кри¬ сталлы минералов и обломки базальта, андезита. Форма облом¬ ков— угловатая, реже каплевидная. Обломочный материал плохо отсортирован. Толщина шлака и пепла, выпавших из газовой тучи вулкана Толбачик в 1975 г., достигала 8 м. Туфы — сцементированные пеплы. Размер их обломков мо¬ жет быть различным: от 0,1 (тонкообломочные) до 1 мм (круп¬ ногрубообломочные). Цемент кварцевый, карбонатный. Туфы образуются на суше, на склонах вулканов. По размеру облом¬ ков их подразделяют на пелитовые и псаммитовые, а по со¬ ставу— на туфы кислых, средних и основных пород. Туффиты—сцементированная порода, содержащая обломки эффузивных и осадочных (песок, алеврит и глины — до 50%) пород. Осаждаются они в водной среде. Окраска их светлая, структура сильно пористая. Это неслоистая неоднородная по¬ рода, включающая органические остатки, глинистые и карбо¬ натные вещества. 187
Туфогенные породы — осадочные образования — глинистые в песчаные, содержащие примесь вулканического материала. Структура их обломочная; текстура пористая, пузырчатая. Об¬ ломки осадочных пород — окатины, вулканогенные — угловатые» Выделяют туфогенный песчаник и туфогенный алевролит. Пемза — легкая, чрезвычайно пористая порода светлого цве¬ та с матовым или шелковистым блеском. Структура ее ячеи¬ стая или пенистая. КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ. 1. Расскажите о роли пород в жизни челове¬ ка, народном хозяйстве, почвообразовании. 2. Расскажите о строении зем¬ ной коры. Приведите соотношение отдельных пород в биосфере, литосфере. 3. Что такое структура, текстура, прочность пород? 4. Охарактеризуйте маг¬ матические породы — форма залегания, минеральный состав, условия образо¬ вания. 5. В чем главное отличие глубинных пород от излившихся? Глава 5. КРУГОВОРОТ ВЕЩЕСТВ И ЛИТОГЕНЕЗ 5.1. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА Перенос многочисленных веществ, их перераспределение с образованием новых горных пород — одна из главных диалек¬ тических особенностей эволюции Земли за весь период ее существования. Большой геологический (биогеохимический) круговорот ве¬ ществ в верхних оболочках планеты охватывает магматические, осадочные и метаморфические породы и их взаимопереходы. Такой круговорот был впервые рассмотрен И. Д. Лукашевичем в 1909 г. в его учении о метаморфизме и в дальнейшем на бо¬ лее высоком уровне разрабатывался В. И. Вернадским и его последователями [5, 8, 13, 19]. Непрерывно, бесконечно протекающий в геосферах кругово¬ рот веществ можно разделить на большой — глобальный био¬ геохимический круговорот (рис. 5.1)—и локальный — малый, в отдельных регионах (рис. 5.2). В большом круговороте происходит глобальная миграция энергии, изменение информации в биосфере — ее оболочках: атмосфера, гидросферам материки; литосферам верх¬ няя мантия. Учеными делаются попытки количественно обрисовать наи¬ более важные для человечества круговороты — круговороты Н20 и СОг, Fe и Р. Круговорот для соединения НгО и СОг показан на рисун¬ ке 5.3. Время, необходимое для полного оборота веществ, раз¬ лично. Например, геохимические процессы — окисление азота атмосферы, испарение воды с поверхности океана и денуда- 188
Присоединение воды, кислорода, углекислого газа и т.д. из атмосферы и грунтовых вод главным образом во время выветривания Породы всевозможных типов, обнажающиеся на поверхности Земли Лавовые потони • ,,Присоединение органического ‘ вещества Рыхлые осадки \ моря Магмати¬ ческие интрузии Проникновение глубинных магм _ Магма-* Ч тическ % интрузив \ '*&£зование *съ>^*"’*'оание п»- ^ а земной кор б t Проникновение мигрирующих растворов из недр Земли Рис. 5.1. Круговорот веществ на Земле (по А. Холмсу, с дополнениями) ция — размыв континентов — протекают миллионы лет, причем оборот твердых веществ осуществляется на порядок величин медленнее, чем растворение (океан). Время, необходимое для полного оборота некоторых ве¬ ществ: Вещество Время, годы Углекислота атмосферы (через фотосинтез) Кислород атмосферы (через фотосинтез) Азот атмосферы (путем окисления, биоло¬ гической фиксацией, фотохимическим пу¬ тем) Вода океана (путем испарения) Вещество континента (путем денудации) 6...7 Около 4,5» 103 107 10е 10* 189
JMSipS* д ~“* ^rr^%.CZ А- АттсУе^!Рл1МЯ1^^^т/га -fc.-. . с*^ v ^v.. « v &***•,<,u' Ъ* ^srn c£§& ^Ур1 Фиксация углерода J0 Продуцирование кислорода растительностью 5т/га : ^^растительностью 20т/га _/T4V >Ь) Биогенная концентрация 2£) (Са, К, Р} Мп, Си, ва, Испарение 4 ООО т/га * Л"''% / р-'даг ■"' ШгкА- rllP^' S' ^ ^ горизонте почв ly но ^а ниях Аккумуляция *6 иллюдиальном \в (Ca,MgM,ci,Cu.S,..fr^r-i?y^^ ..,з-.^-^~г'. • Г Вынос Mg, Са, 5г 7 Уровень подземных вод Рис. 5.2. Обмен веществ в окрестностях г. Тарусы (В. В. Добровольский, 1969) 5.2. ГИДРОЛОГИЧЕСКИЙ ЦИКЛ Гидрологический цикл (миграция Н20) состоит из испаре¬ ния воды (главным образом с поверхностей морей), конденса¬ ции (которой благоприятствуют .взвешенные в воздухе частицы), выпадения атмосферных осадков, возможной инфильтрации воды на суше, появления новых вод — образование болот, род¬ ников и, наконец, стока (разгрузки) всех вод к морю. Гидрологическая ветвь круговорота веществ — баланс при¬ родных вод — слагается из следующих компонентов: 190
Run впп СКОРОСТЬ Вид вод водообмена Атмосферные 8 ДН. Русел рек 16 » Почвенные 1 год Болот 5 лет Подземные (верхние горизонты) 1400 » Ледников горных .районов 1000 » Мирового океана 2500 » 5.3. ЛИТОСФЕРНЫЕ ЦИКЛЫ Неразрывной частью круговорота является гипергенез. Пере¬ стройка лика Земли происходит под воздействием процессов вы¬ ветривания, денудации и аккумуляции. Перенос — транспорти¬ ровка и перераспределение материала осуществляются водой, ледниками, ветром и животными организмами. Общий литосферный цикл — его баланс — расход и приход веществ представляется в следующем виде (Л. Г. Бондарев, 1974): Расход веществ, млрд т в год Приход веществ, млрд т в год 1. Твердый (речной) сток 2. Ионный сток 3. Эоловый принос 4. Морская абразия 5. Снос с покровных лед¬ ников 6. Сжигание топлива Всего 14,1 1.6...1.7 2.0...4.0 2.7...3.1 2.2...2.3 2,6 23,2...25,7 1. Вулканическая 1,8... 3,0 деятельность 2. Выветривание 0,1.. .1,6 3. Биогенная акху- 1,0 3. Биогенная акху* муляция 4. Поступление из космоса 0,02 2,9...5,6 В области изучения круговорота отдельных химических эле- ментов ученые-геохимики достигли определенных успехов. На- пример, изучена миграция таких химических элементов, как: фосфор, азот, калий (табл. 5.1) и др. 5.4. ОБСТАНОВКА ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ При переносе и отложении обломочного материала осуществ¬ ляется его разделение по размерам частиц, плотности, составу* то есть происходит процесс осадочной дифференциа¬ ции. Различают дифференциации: механическую — рассорти¬ ровка обломочного материала; химическую — осаждение и раз- 191
^ Уходит 6 \HOCMOG \ Атмосфера. Рис. 5.3. Круговорот воды (Хатчинсон, 1957) 5.1. Техногенная и природная миграция азота, фосфора, калия (В. В. Добровольский, 1980) Процесс Масса элементов в процессе миграции, млн т в год Азот Фосфор Калий Ежегодное производство 30,0* 17,0 15,0 Вынос речными водами: поверхностный сток 6,6 1,3 50,6 1ПОЛ1НЫЙ сток 11,8 2,2 85,1 Приход с атмосферными водами 21,8 — — Участие в годовом приросте расти- 2562,0 183,0 206,0 тельности суши * Без учета соединений азота, выделяемых в атмосферу при сжигании топлива. деление вещества истинных растворов; физико-химическую — рассортировка коллоидального материала; хемобиогенную — осаждение и рассортировка материала благодаря жизнедеятель¬ ности организмов. Обстановки осадкообразования многообразны. Среди них вы¬ деляют сушу — материк, море — океан и прибрежную, или сме¬ шанную, зону. Сушу подразделяют на зоны: пустынную, полупустынную, степную, предгорную, ледниковую. В море различают шельф, континентальный склон, желоба и ложе. На шельфе на глубине 192
до 200 м откладываются неритовые — мелководные отложе¬ ния; на склоне на глубине 200...3000 м — батиальные, в ло¬ же на глубине более 3000 м — абиссальные. В прибрежной зоне выделяют дельты рек, конусы выноса, лиманы. В круговороте веществ в биосфере значительна роль ледни¬ ков, русловых потоков — рек, ветра, животных и растительных организмов. Пути и формы переноса основных компонентов осадков показаны на рисунках 5.4 и 5.5. Количество переносимого материала Земли очень велико — ориентировочно 13... 14 млн. т в год. Весь переносимый материал подразделяют на твердый сток, волочимый по дну, растворимый и взвешенный. Схема аккумуляции минеральных соединений в пойме р. Москвы приведена на рисунке 5.6, а схема осаждения ве- Водораздельные пространства с йот Хлориды и суль¬ фаты К,на,Са,Пд Карвона- ты Са.Му железо, мар ганеифос цюр$оль- шйя часть микроэле¬ ментов , Ш NLMCu Минера¬ лы глин, алеври¬ тов и песков истинные растворы Нена¬ сытен ные т л Насы¬ щен¬ ные W га. \ Колоид- ные растворы Механи¬ ческая взвесь Ч'&л Во/юченив по дну Ch / О ааа°^ Рис. 5.4. Схема основных этапов и путей переноса продуктов выветрива¬ ния и разрушения горных пород по поверхности суши (по Е. В. Шанце- РУ) Рис. 5.5. Формы переноса в реках основных компонентов осадков (по Н. М. Страхову): 1 — минералы глин; 2 — минералы пес¬ ков и обломки пород; 3 — прочие ком¬ поненты; а — для равнинных рек; а\ — для горных рек в условиях засушливого климата 13 Заказ № 985 193
В' О' ш* ш* ш* Рис. 5.6. Схема аккумуляции минеральных соединений в притеррасном пони¬ жении поймы р. Москвы (Тюрюканов, 1964): 1 — выклинивание грунтового потока, приносящего минеральные соединения: 2 — ни¬ сходящие токи; 3 — мощные лугово-дерновые почвы; 4 — пески надпойменной террасы; 5 — песчаные суглинки и супеси поймы; 6 — коренные породы; 7 — река I группа Л группа Ш группа Ш группа. * ъ L ^ 7съ\$оагуля - / V Ция У N. 1 -*£SH Сорбция нолл о идам и Не осаждаются химическим и биологическим путем Сорг, SiOi, Р, СаС03, MgCOj Fe,Mn;Al20j Микроэлементы Vt Crf Ni, Со, Си и др. NaCly Mgci2 rigSO*, CaSO4 Рис. 5.7. Схема осаждения веществ в современных морях (по Н. М. Страхову) ществ в современных морях — на рисунке 5.7. Последователь¬ ность образования минералов во время окаменения в карбонат¬ ных породах показана на рисунке 5.8. 5.5. КРУГОВОРОТ ЖЕЛЕЗА Железо — один из наиболее распространенных химических элементов в земной коре: составляет 4,65 % ее массы. В почвах содержание Fe примерно равно 3,8 %. В магматических породах содержание Fea03 колеблется (по Р. Дели) от 1,57 (гранит) 194
Название минеральных компонентов Предсинге- нвтическая и сингенетиг чес кая (разы Сингенетическая и диагенетическая (разы Зпигенети - ческая (раза Обломочные минералы битумы и органические вещества Кальцит Доломит Марказит Целестин Ангидрит Флюорит Хлористые и сернокислый соли натрия и калия Гипс Кварц Полевые шпаты 77Ъ Рис. 5 8. Последовательность образования минералов во время окаменения в карбонатных породах (по В. П. Флоренскому) до 3,84% (диабаз — базальт). Железо входит в состав много¬ численных элементов, речных и подземных вод. Вопрос о происхождении железа до сего времени является спорным. Все основные виды железистых минералов отличаются друг от друга. Ключ к разгадке этого вопроса может дать изу¬ чение процессов, ведущих к формированию залежей железа. В настоящее время господствуют две точки зрения на источ¬ ники железа и его осаждение: вулканогенная — Fe поступает «снизу», и вадозная — Fe поступает «сверху» (по С. Офтедалу). Исходя из первой точки зрения, железо и кремнезем морских осадков образовались из глубинного источника — вулкана либо ь результате эксгаляций из магмы, либо при выпадении вулка¬ нического материала при подводных извержениях. Концепция о том, что железо поступает «сверху», допускает, что извлече¬ ние, перенос и концентрация железа из смежных материковых областей могли обеспечить поверхностные процессы. Процессы переноса и отложения железа в виде сульфидов, силикатов, оксидов протекают и сейчас. В самом деле серни¬ стое железо в современных условиях обнаружено в некоторых черных илах, отложившихся в сильно восстановительной среде. Сидерит является компонентом некоторых болотных железистых руд в озерах и болотах. Глауконит образуется в шельфе мно¬ гих морей. Оксиды железа — вивианит — накапливаются в со¬ временных болотах и озерах. Схема круговорота железа показана на рисунке 5.9. 13* 195
—-HZI Рис. 5.9. Круговорот железа (по Ф. Дж. Петтиджону): / — вадозное железо; 2 — вулканогенное- железо; 3 — замещение известняков; 4 — реакция с глинистыми илами; 5 — желе¬ зистые илы; 6 — пластовые железистые* сульфиды, карбонаты, оксиды, силикаты;: 7 — железистые замещения; 8 — желе¬ зистые силикаты, включая глауконит 5.6. КРУГОВОРОТ ФОСФОРА Содержание фосфора в земной коре составляет 0,12%. массы. Этот элемент наравне с С, N и S входит в число так называемых биофильных элементов. Содержание Р2О5 в магме невелико — всего 0,2...0,3%. в морской воде (в среднем) еще- меньше— 0,05...0,07 мг/л. В состав минерала апатита входит 42...43 % Р205. Фосфориты на дне океана были открыты и описаны в 1873— 1876 гг. Д. Мерреем. Им же была предложена первая биоген- но-диагенетическая гипотеза их происхождения. Позднее появи¬ лись другие гипотезы: хемогенная А. В. Казакова (рис. 5.10), биохимическая Г. И. Бушинского, осаждения из океанических вод Г. П. Батурина (близкая к взглядам А. В. Казакова). Г. П. Батурину удалось установить пути хемогенного осажде¬ ния фосфатов из океанических вод. Им было прослежено пять последовательных этапов осаждения: 1) поставка Р благо¬ даря подъему глубинных океанических вод; 2) потребление его •Зона фотосинтеза, планктон Рис. 5.10. Процесс фосфоритообразования (по А. В. Казакову): 1 — фация береговых галечников и песков; 2 — фосфоритовая фация; 3 — фация из¬ вестковых осадков; 4 — зоны максимума С02 и Р2О5 в растворе; 5 — склон; 6 — па¬ дение остатков планктона; 7 — направление течений 196
организмами на глубинах 100...200 м; 3) осаждение Р на дне в составе биогенного детрита; 4) диагенетическое формирова¬ ние фосфатных стяжений; 5) перемыв фосфатных осадков и остаточная концентрация фосфатного материала (переотло- жение). Содержание фосфора в морской воде зависит от ее соле¬ ности, температуры и pH. В воде нормальной солености (35%) при температуре 20°С и давлении 1,013-105 Па (1 атм) содер¬ жание НР042- составляет 87 %, РО43-— 12, НР04~— 1. Фосфат¬ ные соли выпадают в осадок вследствие удаления углекислоты, в результате растворимость фосфатов и карбонатов в новой среде уменьшается. Вначале происходит химическое выпадение СаСОз, а затем Р2О5. Обедненные Р205 морские воды подни¬ маются в верхние слои, населенные растительными и живот¬ ными организмами. Эти организмы вторично поглощают фосфор, и он выпадает в виде фосфорита, образуя характерные слои желваков. Так фосфор —химический элемент верхней мантии — по глубинным разломам и с излияниями лав вулканов выно¬ сится в верхние оболочки Земли, потребляется организмами, становясь биофильным элементом (рис. 5.11). Минералы апатит и магнетит постоянно диссоциируют вместе и как породообразующие минералы — в габбро, и как акцессор¬ ные в различных породах — гранитах, диоритах, и как рудооб¬ разующие. Крупные скопления апатита и магнетита, находя¬ щихся в тесных взаимных срастаниях, известны в камарфори- тах ряда карбонатитов.Ассоциации апатита, ильменита и тита- номагнетита характерны для многих комплексных позднемагма¬ тических месторождений апатита, железа и титана, связанных с габбро-анортизотовой формацией — юг Алданского щита (Центральная Сибирь), УССР. Ученые считают, что главным механизмом, приводящим к концентрации Р в минерале апатите, является дифференциация щелочной магмы — ее ликвация. Возникают два несмешиваю- щиеся раствора, один из которых существенно фосфатный. Многочисленными опытами установлена область несмеси- мости магм в системах: высшие оксиды тяжелых металлов->- -►фторфосфат кальция->силикат натрия, связанная со следую¬ щими условиями (Ф. Л. Смирнов, 1988): наличием легколету¬ чих веществ, в особенности фтора; присутствием фосфорного ангидрита в расплаве; более высоким содержанием щелочей, чем окиси кальция; наличием оксидов тяжелых металлов выс¬ шей степени окисления. В свете современных представлений происхождения хибин¬ ских апатитов представляется в следующем виде (Н. А. Елисеев, Т. Н. Иванова, 1963). Хибинский плутон щелочных магм сфор¬ мировался в несколько фаз внедрения магматических масс по 197
тсольцевым и коническим разломам, являясь интрузией цент¬ рального типа. В Хибинах имели место два крупных цикла маг¬ матизма— два субвулкана. Структура рудного поля сложна: различают дорудную, внутри- и послерудную тектонику. Магма .порождала своеобразные пегматиты, жильные тела. В итоге вулканогенный фосфор из щелочно-апатитово-нефе¬ линовой магмы начинает сложный глобальный круговорот: маг¬ матический очаг^воды Мирового океана (табл. 5.2)->-конечная стадия — дно морей, желваково-конкреционные фосфориты (рис. 5.12). от потением на больших глубинах Рис. 5.11. Роль биоты в поступлении фосфора (Дювиньо и Танг) 198
Синтез протоплазмы Протоплазма \Растения—Животные артерии ^Зкскрецс Iия V Фосфорсодержащие породы i Отложения гуано * х>. Отложения ископаемых костей* Морские птицы и ры&ы Глубокие осадки Вулканический апатит Эрозия х Растворенные фосфаты Мелководные морские осадки / Рис. 5 12. Круговорот фосфора (по Ю. Одуму) 5.2. Поступление взвешенного фосфора в Мировой океан (по Г. П. Батурину) Генезис Количество материала, млрд. т Среднее со¬ держание Р, % Абсолютная масса Р, млн. т. Фосфор в составе твердых тел Взвешенный сток рек 13,0...18,0 0,07 9,0...14,0 Вулканокластический материал 2,0...3,0 0,10 2,0...3,0 Ветровая денудация 1,6 0,07 1,1 Ледниковый сток 1,5 0,07 1,0 Морская абразия 0,3 0,07 0,2 Космическая пыль 0,01 0,30 0,03 Растворенный фосфор Речной сток 36-103 км3 0,045 мг/л 1,5 Вулканические выделения 66 » 1,0 » 0,066 КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ. 1. Расскажите о глобальном геологическом, биохимическом круговороте. 2. Приведите порядок времени (примерно) для полного оборота отдельных веществ. 3. Расскажите о техногенной и природ¬ ной миграции азота, фосфора и калия. 4. Что такое гипергенез? Дайте при¬ мерный баланс суши: расход — приход вещества. 5. Что такое осадочная дифференциация? 6. Расскажите об основных обстановках осадкообразования по Н. М. Страхову. 7. Расскажите о круговороте железа и фосфора и о ги¬ потезах их накопления. 199
Глава 6. МИНЕРАЛЬНО-СЫРЬЕВАЯ БАЗА СССР 6.1. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА Различие природных условий и геологического строения СССР предопределило разнообразие его минеральных сокро¬ вищ. Наравне с запасами горючих ископаемых (газы, уголь), металлическими рудами (железо), строительными материалами недра нашей страны хранят и драгоценные металлы, алмазы, цветные драгоценные и полудрагоценные камни, значительные запасы агрономических руд — апатитов, фосфоритов и калий¬ ных солей. «Полезные ископаемые» есть понятие историческое, изме¬ няемое с развитием науки и техники, совершенствованием тех¬ нологии. Так, в последние годы широко используют «бедные руды», которые прежде считались нерентабельными. География месторождений полезных ископаемых обширна: Урал и Средняя Азия, Кольский полуостров — Карелия и Яку¬ тия, Украина, Алтай, Забайкалье и Дальний Восток (рис. 6.1 и 6.2). В горном деле различают три главных способа разработки недр: 1) открытый — котлованы, разрезы, карьеры; 2) закры¬ тый, подземный — шахты, рудники, штреки, галереи, буровые скважины, шурфы (рис. 6.3); 3) растворением, выщелачиванием минерального сырья через специальные выработки. Неметаллы — стройматериалы: апатиты, фосфориты, извест¬ няки, песок, гравий — разрабатывают открытым способом; эва- пориты — различные соли — закрытым (шахты) и выщелачива¬ нием; нефть, газы и воды питьевого назначения извлекают глав¬ ным образом при помощи буровых скважин. Методы разведок, разработки и эксплуатации описываются в соответствующих курсах. 6.2. МЕСТОРОЖДЕНИЯ ФОСФАТНОГО СЫРЬЯ Месторождения фосфатного сырья подразделяют на три основные группы: 1) апатитовые магматического происхожде¬ ния (см. рис. 6.2); 2) фосфориты осадочного происхождения; 3) вторично обогащенные фосфатами. Запасы фосфатов в нашей стране распределены неравномер¬ но: на районы северо-запада СССР приходится 35%, центра РСФСР и Казахстана — по 30%. Качество фосфатного сырья в ряде областей невысокое, руды нуждаются в обогащении. В большинстве случаев в их состав входит от 40 до 70 % песка, глины и других пород. Даже сырой хибинский апатит содержит Р205 18...21 %, а флотационный концентрат — уже 39,4%. 200
Рис. 6.1. Карта месторождений полезных ископаемых магматического проис¬ хождения: I — Текелийское: 2 — Зыряновское; 3 — Змеиногорское; 4 — Чаган-Узунское; 5 — Хап- черангское; 6 — Шерговогорское; 7 — Дарасун Рис. 6.2. Схема размещения главнейших апатитоносных провинций СССР: 1 — контуры апатитоносных провинций; 2 - наиболее ТТпжиЕ- 3 — номер провинции: / — Карело-Кольская; II —^ Маймеча-Котуйс:кая, IL^ £ ская; IV — Сетте-Дабанская; V — Анабарастах-Ингилийская; VI — ДжУ^УР^ая, V//- Алданская; VIII — Южно-Байкальская; 7Х - Восточно-Саянская; X - Кокчетав- ская; XI — Украинская
Мировые запасы фосфатного сырья составляют около 50 млрд. т. Из них около 30 млн. т Р2О5 рассеивается в виде удобрений, 5 млн. т (15,%) удаляется с моющими и техниче- .с^сими средствами, засоряя биосферу. Полагают, что имеющихся запасов фосфатов хватит на 230...300 лет. В СССР крупнейшие месторождения апатитов расположены на Кольском полуострове, Анабарском массиве, в Централь¬ но-Алданской провинции. Любопытно, что с геолого-географи- ческой точки зрения все три главнейшие провинции находятся в северных широтах, вблизи древних щитов и практически на одной и той же широте. Хибинская провинция — одна из круп¬ нейших в мире (рис. 6.4). Промышленная добыча ведется более 50 лет. Ежегодная добыча на четырех крупных рудниках состав¬ ляет около 15 млн. т. Общие запасы оцениваются 2,7 млрд. т при среднем содержании Р205 18%. Прогнозные запасы Май- меча-Котуйской провинции — более 5 млрд. т.; Угжинской — более 2,5 млрд. т. Месторождений фосфоритов в СССР более 200. Крупнейшие из них — Каратау (запасы порядка 1,5 млрд. т, возраст — ниж¬ некембрийский, сырая руда содержит Р2О5 25...30°/о), Вятско- Камское, Егорьевское, Полпинское. Все месторождения подраз¬ деляют на пластовые — геосинклинальные и платформенные — конкреционные: желвакообразные и радиально-лучистые. Рис. 6.3. Виды горных работ: А — буровые скважины; Б — шахта; а — ствол; б — штреки; в — карьер-разрез; / — вскрыша; 2 — вмещающие породы; 3 — рудное тело; 4 — отвалы гЕЕЗ 202
Рис. 6.4. Схематический разрез в Хибинах — фосфаты магматического проис¬ хождения (по М. П. Фивегу): 1 — рисчорриты (нефелиновые сиениты); 2 — ийолит-уртиты; 3, 4, 5 и 6 — сетчатые» полосчатые, пятнистые и брекчиевидные руды; 7 — делювий Геологическая и технологическая характеристика фосфоритов приведена в таблице 6.1, а их химический состав в таблице 6.2. Возраст месторождений фосфоритов — мезозойский. В отли¬ чие от хибинских апатитов и каратауских фосфоритов значи- 6.1. Геологическая и технологическая характеристика фосфоритов разного происхождения (по Г. Н. Бушинскюму, с дополнениями) Конкреционные фосфориты Минеральный состав и особенности фосфат¬ ного сырья желвакообразные радиально-лучистые Пластовые фосфориты Главные фосфатные Курскит — фран- минералы колит Содержание Р2О5, % Обычно 10...30 Усвояемость расте- Усвояемые ниями Промышленная пере- Размол в муку (работка Мощность пластов Обычно малая Количество тримесей Обычно велико Оолитовая структура Редка Органические остат- Обычен ки Глауконит Обычен Доломит Подолит — фтор- Коллофан апатит До 37 Обычно 36...3*7 Трудноусвояемые Химическая переработка Рассеянные кон- Обычно боль- Греции шая (до 17 м) Обычно мало Обычно отсутствует Весьма редки Редок Обычен 203 Отсутствует Отсутствует
6.2. Химический состав различных типов фосфоритов (данные М. С. Шведова, Л. Б. Р.ухина, Н. Г. Лонгвиненко), % Местоположение (возраст) п о оГ о б о to О < о <и Пн MgO О и so, {L. ■ 5 м о » S ця О" с СО £ * О 5 4 2, СЬса Ее* 26,65 50,21 — 1,59 1,61 — 10,27 1,63 — — 36,18 49,79 3,25 0,23 2,50 0,35 — — 0,57 6,29 15,61 24,01 47,01 0,70 2,37 0,42 — — 1,88 5,33 Каратау — Ка- 34,29 48,75 3,80 0,81 0,61 0,07 — 0,85 3,49 — захская ССР (пластовые, кембрий) Приуралье (нижняя пермь) Подолия — Хмельницкая область УССР (фосфоритовая конкреция, кембрий) Брянская об¬ ласть (конкре¬ ция, кембрий) Воронежская 18,21 28,24 44,20 1,08 2,67* 0,65 2,40 1,48 1,68 2,60 область (кон¬ креция, мел) тельное количество содержащегося в конкреционных фосфори¬ тах фосфора медленно растворяется в органических кислотах почв, что позволяет применять их в качестве удобрений в виде перемолотой фосфоритной муки (без предварительного обога¬ щения). Практическое значение для поисков апатитовых руд приоб¬ ретает то, что в последние годы установлена тесная геологи¬ ческая связь хибинских уникальных месторождений с карбона- титовыми комплексами. Эти комплексы ныне вскрыты поиско¬ выми скважинами и в восточной части Хибинского массиву и в Южной Норвегии. Пространственная связь пород формации нефелиновых сие¬ нитов с карбонатитовыми комплексами наблюдается и на севере Сибирской платформы — Томтор-Уджинская провинция [24]. 6.3. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ МИНЕРАЛОВ В СЕЛЬСКОМ ХОЗЯЙСТВЕ В 1804 г. при университетах Москвы с позднее Казани и Харькова были открыты кафедры «Минералогия и сельское хозяйство», на которых впервые в России было начато изучение вопросов необходимости возврата в почвы выносимых ежегодно с урожаями минеральных веществ, в первую очередь фосфора 204
и калия. Этими вопросами занимались В. М. Севергин (1807, 1809 гг.), И. Б. Ауэрбах (1863 г.). О пользе применения мине¬ ральных удобрений и навоза в земледелии высказывался и Д. И. Менделеев («Работы по сельскому хозяйству и лесо¬ водству») . В 1873—1875 гг. А. Н. Энгельгардт в своем имении «Бати- дцево» в Смоленской губернии провел первые опыты по исполь¬ зованию фосфатов в качестве удобрений. В 1894 г. К. Д. Глинка в Ново-Александрийском институте ■сельского хозяйства и лесоводства говорил о пользе соединений -фосфора для роста сельскохозяйственных культур. В вопросах изучения фосфатного сырья велика роль Я- В. Самойлова [19]. Этот крупный минералог и педагог ввел термины «агрономические руды», -«биолиты». В 1908 г. он возглавил исследования по изучению фосфоритов в России, в которых принимали участие известные геологи: А. Д. Архангель- •ский, О. К. Ланге, А. Н. Семихатов, М. С. Швецов и др. Я. В. Самойлов — •один из авторов международного коллективного труда «Определение мировых запасов фосфоритов». По инициативе Я. В. Самойлова в 1919 г. был создан Научный институт по удобрениям (ныне это Институт удобрений и инсекто¬ фунгицидов АН СССР). Интересны работы И. И. Бока по изучению полезных иско¬ паемых как возможного сырья для сельскохозяйственных удоб¬ рений. Все минеральное сырье ученый подразделил на 5 групп, выделив среди неметаллов агрономические руды: А — собствен¬ но удобрения — микроэлементы; Б — микроэлементы — стимуля¬ торы роста культурных растений — бор. медь, цинк, кобальт, йод, железо; Е — горные породы, используемые для химической мелиорации почв, — известь, гипс, лёссы; Ж — сырье, приме¬ няемое для борьбы с эрозией почв, — глины, мергели, битумы, эмульсии; 3 — сырье для повышения продуктивности животно¬ водства и птицеводства, корма — фосфаты, мел, различные соли. По производству минеральных удобрений СССР вышел на первое место в мире. Что стоит за этим фактом?! Урожаи многих сельскохозяйственных культур в СССР оста¬ ются низкими, ниже, чем за рубежом. В действительности уче¬ ные еще не знают точно, сколько нужно тех или иных удобре¬ ний для разных видов почв и сельскохозяйственных культур различных зон СССР. Высказывания классиков естествознания и мировой опыт показывают, что ущерб, наносимый безграмот¬ ным применением минеральных удобрений (о чем сейчас много пишут), часто несравним с их пользой [8, 13, 27]. Кажется перс¬ пективным наравне с минеральными удобрениями шире приме¬ нять органические — навоз, торф, сапропель. КОНТРОЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ. 1. Расскажите о размещении главнейших ме¬ сторождений минерального сырья. 2. Назовите главнейшие месторождения апатитов и фосфоритов СССР. 3. Научное понятие выражения «полезное ис¬ копаемое».
Раздел III. ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ И ЯВЛЕНИЯ Глава 7. ГЕОДИНАМИКА — ВНУТРЕННЯЯ И ВНЕШНЯЯ 7.1. ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА Динамическая геология — это наука о геологических про¬ цессах, изменяющих состав, строение и лик Земли. Она иссле¬ дует перемещение пород в земной коре, изучает все современ¬ ные процессы, обусловливаемые энергией, возникающей в нед¬ рах Земли, энергией Солнца, а также деятельностью человека [17, 20, 26]. Геологические процессы подразделяют на две большие группы: эндогенные, порождаемые внутренними силами Земли, и экзогенные, обусловливаемые внешней энергией. К эндогенным (внутренним) процессам относят: магматизм, метаморфизм, вулканизм, движения земной коры (землетрясе¬ ния и горообразование); к экзогенным (внешним)—выветрива¬ ние, деятельность атмосферных, поверхностных (дождевые и талые воды) и подземных вод, моря, ветра, ледников, живот¬ ных и растительных организмов и, наконец, человека (техно¬ генез). Необходимо отметить взаимозависимость и единство этих сил. В результате эндогенных геологических процессов форми¬ руются различные крупные неровности рельефа, возникают разломы, по которым происходит перемещение отдельных частей земной коры. Экзогенные процессы создают детали рельефа. Они направ¬ лены на размыв, разрушение и сглаживание различных неров¬ ностей, созданных эндогенными процессами. Под влиянием внутренних (эндогенных) и внешних (экзо¬ генных) геологических сил благодаря круговороту веществ зем¬ ная кора и рельеф земной поверхности непрерывно изменяются. Взаимодействие этих сил происходит на протяжении всей исто¬ рии земной коры и представляет одну из диалектических черт ее развития (рис. 7.1). Вопрос о последовательности изложения стержневых основ геологии студентам остается до сих пор дискуссионным. В соответствии с программой курса изложение внутренних (эндогенных) процессов предшествует изложению внешних (экзогенных). Автор при изложении стержневых основ геологии придер¬ живается взглядов И. В. Мушкетова. 206
Рис 7 1. Геофизический режим Земли 7.2. ВУЛКАНИЗМ Различают эффузивный магматизм (или вулка¬ низм), когда расплавленное вещество «магма—газы», растворы и жидкие вещества по трещинам изливаются на поверхность Земли, и глубинный (или интрузивный магматизм), когда магма не смогла пробиться по трещинам через горные породы на поверхность Земли и застыла на некоторой глубине в зем¬ ной коре, образуя особые геологические тела (см. рис. 4.1). Вулканы (вулкан у древних греков — бог огня)—это гео¬ логические образования, создающие (вследствие подъема маг¬ мы на поверхность) особые формы куполообразных, конусооб¬ разных гор. Глубина обособленных очагов — камер магмы различна: обычно от 30 до 200 км. Температура в них порядка 1000 °С. Вулкан обычно представляет собой конусообразную гору различной высоты. Высочайший вулкан в Южной Америке Аконкагуа имеет вы¬ соту 7035 м, потухший вулкан им. Мушкетова в Забайкалье — всего лишь 100, Ключевская сопка на Камчатке — 4800, знаме¬ нитый Везувий в Италии— 1300 м. Некоторые высокие вулканы покрыты вечным снегом. Выводной канал — жерло — заканчи¬ вается на поверхности чашей или воронкой, называемой кра¬ тером. 207
Распространение вулканов. Вулканы подразделяют на дейст¬ вующие и недействующие (потухшие). Действующих вулканов насчитывают около 600 (из них 60 подводных), недействую¬ щих— около 1500...2000. Подобное подразделение весьма услов¬ но. Извержения вулканов трудно поддаются учету, так как огромное их число расположено на дне океанов. Часто вулкан, бездействовавший в течение нескольких тысячелетий, относили к потухшим, а он вдруг начинал проявлять себя. Везувий и Безымянный вулкан (на Камчатке) были спокойными несколь¬ ко столетий, вулкан Бандай-Сан (в Японии) находился в покое более 1000 лет. Эти вулканы перешли из группы недействую¬ щих в группу действующих. Современные действующие и потухшие вулканы располо¬ жены на земном шаре полосами или поясами, приуроченными к подвижным участкам земной коры — геосинклиналям. Круп¬ ных поясов четыре (рис. 7.2): 1. «Тихоокеанское огненное кольцо» обрамляет весь Тихий океан. 2. Евразиатский широтный пояс: итальянские вулканы — Везувий, Вулькано, Стромболи, Этна; потухшие кавказские вул¬ каны— Казбек, Эльбрус, Арарат, а также вулканы Индонезии. 3. Атлантическая меридиональная полоса, расположенная в центральной части Атлантики, — на островах Исландии, Азор¬ ских, Канарских, Зеленого Мыса, Святой Елены, Тристан-да- Кунья. 4. Вулканы, приуроченные к гигантским разломам древних материков (Центральная Африка) и дну океанов. Вулканы распределены на суше и дне океана неравномерно. В основном они расположены по берегам морей и на океани¬ ческих островах, особенно много их в Мексике, Южной Аме¬ рике, Индонезии, на Курильских островах. Мало вулканов в Австралии, Европе, совсем нет вулканов в Бразилии и в Антарк¬ тиде. С базальтовым и андезитовым вулканизмом окраин конти¬ нентов и островных дуг — зоны субдукции и рифто- в ы е — связано большинство вулканов и, в частности, образо¬ вание крупных вулканических кальдер. Продукты вулканических извержений. Выбросы из вулканов подразделяют на три вида: газообразные, твердые и расплав¬ ленные— жидкие. Начальная — первая фаза извержения вулка¬ нов сопровождается иногда землетрясением, что наблюдалось при извержении Толбачика в 1976 г., и выбросами газов, напри¬ мер при извержении Перикутина в 1943 г. О приуроченности значительной части землетрясений к периоду активности вул¬ канов есть много высказываний американских и японских гео¬ логов. В Японии в области действующих вулканов наблюдались 208
14 Заказ № 985
Рис. 7.3. Потоки базальтовой лавы (по Г. Тазиеву) частые землетрясения с глубиной очага 70...200 км, в то время как в областях отсутствия современных вулканов землетрясе¬ ния с такими глубинами фокусов встречаются редко. Основной фазой активности вулкана считается вторая, ког¬ да изливается лава (рис. 7.3). Третью — последнюю фазу затухания активности называют постмагматической, для нее характерно выделение газов и во¬ дяных паров. Твердые продукты. У вулканов, извергающих кислые и сред¬ ние лавы, в начальную фазу за газами, а часто вместе с ними, выбрасываются твердые продукты в виде вулканического пеп¬ ла, песка, камней — так называемых лапиллей, щебня и вул¬ канических бомб (рис. 7.4). Начальная скорость вулканических выбросов достигает 1000 м/с. Вулканические бом¬ бы в виде кусков, брызг раскаленной ла¬ вы имеют размеры от нескольких сантимет¬ ров до 5...7 м. Выбро¬ шенные во время взры¬ ва на огромную высо¬ ту, они вращаются в воздухе, принимают своеобразную форму — округлую, грушевид¬ ную, веретенообразную, охлаждаются и падают на землю. 210
Рис. 7.5. Извержение гейзера в долине реки Гейзерной на Камчатке Почти 9/10 общей массы современного извергаемого мате¬ риала приходится на вулканический пепел. Уплотненный и сце¬ ментированный вулканический пепел превращается в плотную, весьма легкую и пористую породу — вулканический туф. Этот пепел слагает склоны вулканов и накапливается в морских бас¬ сейнах, образуя различные туфогенные породы, туфы и туффиты. Выделения газов в поствулканическую стадию в зависимости от состава, температуры и давления называют фумаролами (температура 400...500°С, выделяются хлористоводородные га¬ зы), сольфатарами (температура 200... 100°С, выделяются водяные пары и сероводород) и мофеттами (температура 100°С и ниже, выделяются углекислые газы). В районах совре¬ менной вулканической деятельности (Италия, Япония) в горных долинах, пещерах углекислый газ скапливается в больших коли¬ чествах. Состав газов у современных действующих вулканов непостоянен и обусловлен температурой и давлением. Пароводяные вулканы — фонтаны горячей воды называют гейзерами (рис. 7.5). Выбросы столбов воды и пара проис¬ ходят периодически, часто со взрывом на высоту до 100 м. Гей¬ зеры действуют в Исландии, США и в СССР на Камчатке. Советские исследователи Т. И. Устинова, С. И. Набоко, В. В. Синиции установили, что для бесперебойной и ритмиче¬ ской работы гейзеров Камчатки необходимо сочетание следую¬ щих факторов: 1) подземного источника тепла — магматический очаг, расположенный по возможности не очень глубоко; 2) боль¬ шого количества воды, в основном атмосферной (дождей на Камчатке много); 3) развитой системы трещин в породах, со¬ 14* 211
единяющей горячий очаг с поверхностью земли и обильными источниками воды. Термальные минеральные источники, в водах которых содер¬ жится бор, аммиак, мышьяк, а иногда и углекислота, харак¬ терны для участков молодой вулканической деятельности (Кам¬ чатка). Грязевой вулканизм. Грязевыми вулканами называют невы¬ сокие холмы, имеющие на вершине воронкообразный кратер, из которого выделяются газ, вода (иногда с пленками нефти) и грязь, представляющая собой жидкую глину. Растекающаяся по склону вулкана глина наращивает его конус. Грязевые вулканы могут быть связаны с вулканической деятельностью и представ¬ лять собой разновидность фумарол, мофетт, проходящих через слои глины. Наиболее часто встречаются грязевые вулканы, не имеющие никакого отношения к вулканизму, а приуроченные к месторож¬ дениям нефти. Такие вулканы широко распространены в Азер¬ байджане, Закаспии, Кубано-Черноморской области, где они располагаются рядами вдоль антиклинальных складок. Лавовый вулканизм. Центральной стадией вулканического извержения является излияние огненно-жидкого силикатного расплава — лавы. Лавы по содержанию Si02 подразделяют на две большие группы: кислые (с содержанием SiC>2 65...75 %) и основные (с содержанием Si02 45...52 %) • В зависимости от внешней формы вулкана, характера дея¬ тельности его и продуктов извержения (лавы, газы, пепел) вы¬ деляют пять типов извержений (рис. 7.6): 1) Гавайский тип щитовидный. Кратер по форме представ¬ ляет собой опрокинутый таз или щит с плоскими стенками. Лава очень жидкая, базальтовая, бедна газами, выбросы вул¬ канического пепла и бомб отсу¬ тствуют; 2) тип Стромболи. Вулкан Лава жидкая (базальтовая), обогащенная газами и парами, имеет конусообразную форму. Рис. 7.6. Типы вулканических извер¬ жений: I — Гавайский; II — Стромболианский; III — вулканический; IV — Пелейский; 1 — застывшая лава; 2 — фонтаны рас¬ плавленной лавы; 3 — канал вулкана; 4 _ облако газов и вулканического пеп¬ ла; 5 — вулканические бомбы и пепел; $ — черная туча пепла; 7 — палящая ту¬ ча; 8 — пробка (обелиск) вязкой лавы -.212
Рис. 7.7. Молодой конус вулкана Авачинская сопка но без пепла. Часты сильные взрывы и извержения рыхлых про¬ дуктов в раскаленном состоянии; 3) Камчатский тип. Гора конусообразной формы. Лава вяз¬ кая, тягучая, быстро застывает, часто закупоривая выводной •канал, что приводит к сильным взрывам, измельчающим про¬ дукты извержения, чем объясняется обилие пепла. К этому типу относятся вулканы Везувий, Этна, Ключевская сопка, Авачин¬ ская сопка (рис. 7.7), яванские, японские. Положение магма¬ тического очага показано на рисунке 7.8; 4) Пелейский тип (Мон-Пеле — Лысая гора на острове Мар¬ тиника— Малые Антильские острова). Лава очень вязкая, вы¬ давливается из жерла вулкана очень медленно и, застывая в виде куполов, закупоривает жерло; 5) тип Кракатау, или взрывной. Отличительной особен¬ ностью извержений этого типа являются взрывы и удары на¬ подобие выстрелов. Воздуш¬ ные волны переносят огром¬ ное количество пепла, кус¬ ков пемзы, жидкой грязи. В Тихом океане часто происходят вулканические извержения, в результате которых возникают и исче¬ зают острова. В 1952 г. в 462 км к югу от Токио об¬ разовался вулканический остров Медзин. Лавовые вулканы. Пока известен один случай зарож¬ дения и прекращения дея¬ тельности вулкана прямо на Рис. 7.8. Положение магматического очага по геофизическим данным (по Г. С. Штейнбергу) 213
глазах у человека. Это произошло на вспаханном маисовом поле утром 20 февраля 1943 г. Поперек кукурузного поля возникла трещина, образовалось горячее пятно, из которого выбрасывались пар и горячие камни. Уже на следующее утро гора обломков до¬ стигла 10-метровой высоты, а через год — 320 м. Вскоре нача¬ лось истечение лавы, потоки которой текли со скоростью 20 м/мин и имели температуру 950 °С. У подножья вулкана по¬ явились паразитические кратеры. Лава поглотила ряд населен¬ ных пунктов. Вулкан быстро рос. Клубы газов, пепла, пара поднимались на высоту до 5 км и расплывались в воздухе по горизонтали. Высота конуса составляла 420 м, диаметр кра¬ тера— 270 м, а суммарный объем шлака, лавы и пепла — 0,8 км3 [24]. Окружающая вулкан местность покрылась толстым слоем пепла. Реки иссякли, леса высохли. К 1946 г. высота вулканического конуса, сложенного лавой и пеплом, достигла 500 м, после чего извержение пошло на убыль и к 1952 г. полностью прекратилось. Ныне вулкан без¬ действует. Его высота равна 3290 м. Измерениями установлено» что приблизительно 1 % общей массы выброшенного материала приходится на водяной пар. В 1975 г. на Камчатке произошло крупное лавовое изверже¬ ние трещинного типа — вулкан Толбачик (рис. 7.9). Очаг его находился в верхней мантии (рис. 7.10). Это извержение было заранее предсказано учеными Института вулканологии, хорошо изучено и вызвало большой интерес. С вертолетов сделано мно¬ жество снимков, отобраны пробы газов, пепла и лав. Изверже¬ нию предшествовали многочисленные мелкие толчки землетря¬ сений. Образовалась трещина, из которой вылетали огненные фонтаны. Туча пепла, шлака и газа поднялась на высоту до 10 км, лава заполнила трещину и несколькими потоками устре¬ милась вниз по склону. Выросли три шлаковых конуса — высо¬ той 330, 300 и 150 м. Лавы вылилось больше, чем было твер¬ дых и газовых выбросов. Остывая, лава образовывала черную базальтовую породу. Извержение длилось 15 мес — до декабря 1976 г. За этот период вулкан выбросил огромное количество твердых продук¬ тов— бомб, пепла, шлака — около 1,8 м3, что в пересчете на массу составляет 2,72 млрд. т, газа — 72,28 км3, или 6 млн. т„ лавы — 0,7 км3, или 1,44 млн. т {4, 23, 25]. Катастрофические извержения. Предполагаемые последствия ядерной войны — возникновение «ядерной зимы» и «ядерной ночи» — повысили интерес ученых к истории извержений вул¬ канов— выбросов огромных масс лавы, пепла, газов и дыма. Объем пепла при извержении вулкана Катмай (Аляска) в 1912 г. составлял 18 км3. В районе взрыва слой пепла дости¬ гал 300 см. 214
1 — Ключевская сопка; 2 — Камень, 3 — Безымянный; 4 — Толбачик; 5 — Северный прорыв; 6 — Южный прорыв В марте 1956 г. вулкан Безымянный на Камчатке выбросил огромное количество пепла — до 2,4 млрд т. За двухнедельный период функционирования в 1973 г. вул¬ кана Тятя (Курильские острова) масса пепла, рассеянного на площади около 20 ООО км2, достигла 200 млн. т. По подсчетам Е. К. Мархинина, за период 1965—1977 гг. «улканами Камчатки и Курильских островов выделено лавы, шлака и пепла объемом до 2,6 км3. В неоген-четвертичный период только в пределах Армян¬ ского вулканического нагорья на площади 50 000 км2 накопи¬ лось около 5...8 тыс. м3 базальтовых лав. Использование тепла земных недр для народного хозяйства. Природный пар и горячую воду используют во многих странах в промышленности и народном хозяйстве. В СССР есть огромные ресурсы горячих вод на Кавказе, в Средней Азии, на Камчатке, Курильских островах. Подземное тепло успешно используют в Ташкенте, Нальчике, Махачкале для отопления зданий, бань, обогрева теплиц. 215
Геотермическая электро¬ станция Паужетская обслу¬ живает большой рыбопромыш¬ ленный Озерковско-Опальский район (Камчатка). Велики перспективы приме¬ нения тепла подземных источ¬ ников в сельском хозяйстве. Парниково-тепличному хозяй¬ ству для обогрева почвы необ¬ ходима вода сравнительно низкой температуры, напри¬ мер, для теплолюбивых огур¬ цов 25...27°С. Вода температу¬ рой 30...40°С пригодна для обогрева грунта, температу¬ рой от 40 до 60 °С — для обо¬ грева парников, температурой 60 °С и выше — для обогрева теплиц. Вулканизм—один из немногих глубинных процессов, про¬ являющихся на поверхности земли и доступных для непосредст¬ венного изучения и наблюдения. Замеры температуры лав, химические анализы лав и пепла, газов и паров воды, регист¬ рация жизнедеятельности действующих вулканов, геофизические измерения, наблюдения за кристаллизацией лавы и процессами минералообразования имеют большое познавательное значение для понимания сложных процессов, происходящих в глубоких оболочках нашей планеты. Рис. 7.10. Зона глубинного разло¬ ма и предполагаемое положение магматического очага: J, 2, 3, 4 — группы вулканов (см. рис. 7.11); Н — среднее расстояние (м) до сейсмофокального слоя. Крестиками обозначены условные очаги землетря¬ сений 7.3. ДВИЖЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ Движения и деформацию Земли изучает раздел геологии — геотектоника. Перемещения веществ Земли, обусловленные действием внут¬ ренних сил и частично силой тяжести, приводящие к изменению формы залегания горных пород, носят название тектониче¬ ских движений. В это понятие не включается перемеще* ние поверхностных горных пород, вызванное внешними геоло¬ гическими процессами: оползнями, обвалами, лавинами, подзем¬ ными и текучими водами, действием ледника. Различают два типа тектонических движений: 1) колеба¬ тельные, или эпейрогенические; 2) складчатые (горообразова¬ тельные), приводящие к образованию складок, и разрывные* создающие разрывы (сплошности) в породах. Силы, вызывающие различные тектонические движения, мно¬ 216
гочисленны: вращение Земли, сила тяжести, тепло, образую¬ щееся при радиоактивном распаде элементов, силы сжатия и растяжения. Выделяют две большие группы сил: 1) вертикаль¬ ные, направленные снизу или сверху, растягивающие слои и приводящие к возникновению трещин, разломов; 2) боковые тангенциальные, направленные горизонтально и создающие сложные складки — надвиги. В обоих случаях может происхо¬ дить внедрение магмы и излияние лавы. Колебательные движения (эпейрогенические). Эти медлен¬ ные вертикальные движения (поднятия и опускания) земной коры называют вековыми. Такие движения часто приводят к об¬ разованию континентов. Схематическая карта современных вертикальных движений земной коры Русской платформы приведена на рисунке 7.11. По возрасту эпейрогенические движения подразделяют на: колебательные прошлых геологических периодов; новейшие, имевшие место в неоген-четвертичное время — около 25 млн лет тому назад (неотектоника); современные тектонические, проис¬ ходящие в историческую эпоху, то есть за последние 6...7 тыс. лет. Амплитуда колебаний этих движений неодинакова и в раз¬ ных структурных поясах проявлялась по-разному. Так, новей¬ шие неотектонические движения в бывших геосинклинальных поясах протекали очень интенсивно: размах воздыманий в горах Тянь-Шаня составлял 12...15 км, на Большом Кавказе—10...12, в Закавказье — 4...6 км. На древних платформах — Русской и Сибирской — неотектонические движения протекали менее ин¬ тенсивно. Их размах определялся сотнями метров и достигал 1...2 км. По данным наблюдений, современные вертикальные текто¬ нические движения имеют скорости порядка несколько милли¬ метров в год (рис. 7.12). Так, Кольский полуостров, побережье Балтийского моря, Приднестровская возвышенность поднима¬ ются со скоростью 2...10 мм, а Печорская равнина опускается со скоростью максимум 12 мм в год. В 1953 г. на дне Сухумской бухты примерно в 70... 100 м от берега найдены массивный мраморный барельеф женщины с мальчиком и остатки древних стен. По данным археологов, барельефу более 2000 лет, а стены принадлежат древнему го¬ роду Диоскурия. Современный рельеф СССР в значительной мере представ¬ ляет собой результат новейших тектонических движений, проис¬ ходящих в неоген-четвертичное время. Поднятия территории установлены в Скандинавии, Финлян¬ дии (рис. 7.13). В Швеции имеется пять древних береговых террас, возвышающихся над морем и покрытых современными отложениями с морскими раковинами. Территория г. Стокголь- 217
Рис. 7.11. Схематическая карта современных вертикальных движений земной коры Русской платформы (по Ю. А. Мещерякову): /, 2, 3, 4 и 5 — поднятия соответственно 10 ... 8, 8 ... 6, 6... 4, 4 ... 2 и 2 ... 0 мм в год; 6, 7, 8 и 9 — опускания соответственно 0... 2, 2 ... 4, 1 ... 6 и 6... 8 мм в год ма воздымается со скоростью 3...4 мм, г. Торнео — со скоростью 10 мм в год (причальные сооружения порта находятся ныне на суше). Интенсивные опускания суши происходят в настоящее вре¬ мя в Нидерландах, на побережье ФРГ. Побережье Нидерлан¬ дов опускается со скоростью 2.5...3 мм, а г. Люнебург (ФРГ) — со скоростью 2 мм в год. 218
Рис 7.12. Изобаты современных движений в Прибалтике (по Н. И. Николае¬ ву): «+» — относительное поднятие; «—» — относительное опускание В Гренландии крепость, сооруженная норвежскими викин¬ гами в IX в., ныне оказалась ниже уровня моря и окружена водой. На берегах Гвинейского залива (Экваториальная Афри¬ ка) древнее устье р. Конго теперь находится на расстоянии 100 км от материка. Голландцы ведут длительную борьбу с морем, отвоевывая у него участки побережья, расположенные ниже уровня океана. Устье р. Рейна прослеживается далеко от берегов Европы в 219
Рис 7.13 Поднятия Скандинавии и Финляндии (изолинии и цифры по¬ казывают подъем в метрах за последние 25 ООО лет) Северном море (рис. 7.14), что говорит о значительном опуска¬ нии суши (со скоростью около 30 см за 100 лет). То же уста¬ новлено и для устья р. Роны. Известны участки земной коры с попеременными поднятия¬ ми и опусканиями. Такие колебательные движения характерны для районов Причерноморья. С 1880 г. западный берег озера Байкал опустился на 40...50 см, а восточный поднялся на 12 см. При 9-балльном землетрясении 1959 г. дно озера опустилось на 15 м. В Неаполитанском заливе развалины храма Юпитера Сераписа, сооруженного во II в. до нашей эры, свидетельст¬ вуют о том, что здесь за период более 2000 лет происходили попеременные колебательные движения земной коры амплиту¬ дой более 12,5 м. Складчатые движения. Этот тип тектонических движений вызывает резкое изменение залегания горных пород — приводит 220
к их смятию и изгибу и обра¬ зованию складок и гор. С точ¬ ки зрения механики образова¬ ния различают: складки из¬ гиба, появляющиеся вследст¬ вие скольжения двух изгибаю¬ щихся слоев; складки скалывания, возникающие вследствие перемещения ма¬ териала по поверхности ска¬ лывания; складки нагне¬ тания, образующиеся в ре¬ зультате течения горных по¬ род, способных к пластическим деформациям (например, ка¬ менная соль). Интенсивность складчато¬ сти зависит от податливости пород силам, вызывающим смятие и смещение слоев. Раз¬ меры складок и их форма весьма разнообразны. Если складки обращены выпукло- Рис. 7.14. Опускание суши — речные стью вверх (рис. 7.15), ТО ИХ ДОЛИНЫ рек Эльбы, Рейна, Лауры и называют антиклиналь- Гароны затоплены морем (черным цветом показана современная суша> ными. Вогнутые складки v J 7 именуют синклиналь¬ ными. Короткие антиклинали овальной или эллиптической формы называют брахиантиклиналями. У каждой складки различают: з а м ок — место перегиба слоев горных пород в складке, где сходятся ее крылья (рис. 7.16); ось — линия пересечения осевой поверхности складки с поверхностью Земли; крылья — части пласта, образующие изгиб и идущие от перегиба либо вниз — нисходящие (у анти¬ клинали), либо вверх — восходящие (у синклинали). Поверх¬ ность, проведенная через замок и ось складки является осевой. По положению осевой поверхности выделяют складки: плос¬ кие, или симметричные, — осевая поверхность вертикальна, крылья падают под одинаковым углом; круглые (наклонные), или асимметричные, — осевая поверхность наклонная и крылья падают под разными углами; лежачие — осевая поверхность горизонтальная. Пластичные породы деформируются, изгибаются, скользят, надвигаются друг на друга без разрыва сплошности — такие деформации носят название складчатых. Если внешние 221
силы превосходят предел прочности пород, то сплош¬ ность последних нарушает¬ ся, в них образуются тре; щины, расколы, разломы. При перемещении пород по поверхности этих нарушений возникают разрывные де¬ формации. Различные формы зале¬ гания пород образуют струк¬ туры в коре. Месторожде¬ ния газа, нефти приурочены к антиклинальному залега¬ нию пород. При поисках воды геологи стремятся оконтурить синклинальные структуры — впадины, где находятся бассейны арте¬ зианских вод (например, Московский). Два фактора способст¬ вуют орогенезу: медлен¬ ность смятия пластов пород и их пластичность, то есть способность сохранять фор¬ му после того, как силы, вызвавшие эту деформа¬ цию, перестают дейст¬ вовать. Таким образом, пластические деформа¬ ции — процессы необрати¬ мые. Песчаные, глинистые и карбонатные осадки, осев¬ шие на морское дно и преобразовавшиеся в гор¬ ные породы, залегают обычно горизонтальными пластами, за исключением тех