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2地壳的结构与物质组成
(1)地壳元素组成和分类
地壳元素丰度的总特征可大致归纳如下:地壳中已发现的化学元素有
92种,即元素周期表中1至92号元素。地壳中不同元素的含量差别很大,
含量最高的元素氧(47%)与含量最低的氡(10-16)差1017倍。含量最
高的三个元素氧、硅、%。若加上含量
大于1%的元素铁、钙、钠、钾、镁,总和达98%,剩余的84个元素重
量的百分含量之和仅为2%。总体上,元素的原子丰度随元素的原子序数
增大而降低,偶数原子序数的元素比相邻的奇数原子序数的元素丰度值
高。惰性元素丰度偏低。
按化学计量比计算,地壳中阴离子的总数大大低于阳离子总数,阳离
子与阴离子结合能力的大小和倾向性决定了元素的地球化学行为。地壳中
元素的地球化学行为与元素的化学和晶体化学性质有关,也与地壳中元素
的丰度和物理化学条件有关。
元素的地球化学分类方案较多,以下从地壳化学组成的角度出发,结
合元素的地球化学行为将地壳中元素的丰度分为主量元素、微量元素、硫
(硒、碲)和卤族元素、金属成矿元素、亲生物元素和亲气元素、放射性
元素。
主量元素:
主量元素有时也称为常量元素,是指那些在岩石中(≠地壳中)含量
大于1%(%)的元素,在地壳中大于1%的8种元素都是主量元
素,除氧以外的7种元素在地壳中都以阳离子形式存在,它们与氧结合形
成的氧化物(或氧的化合物),是构成三大类岩石的主体,因此又常被称
为造岩元素。
地壳中重量百分比最大的10个元素的顺序是:O>Si>Al>Fe>Ca
>Na>K>Mg>Ti>H,若按元素的原子克拉克值(原子个数),则原子个
数最多的元素是:O>Si>H>Al>Na>Mg>Ca>Fe>K>Ti。Ti、H在地
壳中的重量百分比虽不足1%,但在各大类岩石中频繁出现,也常被称为
造岩元素。
上述地壳中含量最高的十种元素,在各类岩石化学组成中都占重要地
位。虽然不同类型岩石的矿物成分有差异,但主要矿物都是氧化物和含氧
盐,尤其是各种类型的硅酸盐,因此可将整个地壳看成一个硅酸盐矿物集
合体。:.
岩浆岩是地壳中分布最广的岩石大类,从酸性岩直到超基性岩,主要
矿物都是硅酸盐。不同的是,超基性岩和基性岩主要由镁、铁(钙)的硅
酸盐组成,中、酸性岩主要由钾、钠的铝硅酸盐和氧化物组成。大陆地壳
中上部中酸性岩石占主导地位,下部中基性岩为主体。大洋地壳以基性岩
石为主。因此地球科学家常称地壳为硅酸盐岩壳。也有的学者将以中酸性
岩为主的部分称为硅铝质地壳,将以基性岩为主的部分称为硅镁质地壳。
由此可知,地壳中主量元素的种类(化学成分)决定了地壳中天然化
合物(矿物)的类型。主要矿物种类及组合关系决定了其集合体(岩石)
的分类。而地壳中主要岩石类型决定了地壳的基本面貌。
微量元素:
在地壳(岩石)%的元素,一般来说不易形成自己的
独立矿物,多以类质同象的形式存在于其他元素组成的矿物中,这样的元
素被称为微量元素。比如钾、%,属主要元素,在
自然界可形成多种独立矿物。与钾、钠同属第一主族的铷、铯,由于在地
壳中的含量低,在各种地质体中的浓度亦低,难以形成自己的独立矿物,
主要呈分散状态存在于钾、钠的矿物中。
硫(硒、碲)和卤族元素:
在地壳中,除氧总是以阴离子的形式存在外,硫(硒、碲)和卤族元
素在绝大多数情况下都以阴离子形式存在。虽然硫在特定情况下可形成单
质矿物(自然硫S),硫仍是地壳中除氧以外最重要的呈阴离子的元素。
2
硫在热液成矿阶段能与多种金属元素(如贵金属Ag、Au,贱金属Pb、Zn、
Mo、Cu、Hg等)结合生成硫盐和硫化物矿物,这些矿物是金属矿床的物
质基础。若矿物结晶时硫含量不充分,硒可以进入矿物中占据硫在晶格中
的位置,硫、硒以类质同象的方式在同种矿物中存在。碲与硫的晶体化学
性质差别比硒大,故碲通常不进入硫化物矿物,当硫不足时,它可以结晶
成碲化物。
***、***等卤族元素,通过获得一个电子就形成稳定的惰性气体型(8
电子外层)的电层结构,它们形成阴离子的能力甚至比氧、硫更强,只是
因为卤族元素的地壳丰度较氧、硫低得多,限制了它们形成独立矿物的能
力。卤族元素与阳离子结合形成典型的离子键化合物。离子键化合物易溶
于水,但气化温度较高,在干旱条件下,卤化物还是比较稳定的。当卤族
元素的浓度较低,不能形成独立矿物时,它们进入氧化物,在含氧盐矿物
中,常见它们以类质同象方式置换矿物中的氧或羟基。
金属成矿元素:
在地质体中金属元素多形成金属矿物(硫化物、单质矿物或金属互化
物,部分氧化物),在矿产资源中作为冶炼金属物质的对象。:.
金属成矿元素按其晶体化学和地球化学****性以及珍稀程度可以分为:
贵金属元素、金属元素、过渡元素、稀有元素、稀土元素。
贵金属元素Ag、Au、Hg、Pt等,贵金属元素在地壳中主要以单质矿
物、硫化物形式存在,在地质体中含量低,成矿方式多样,但矿物易分选,
元素化学稳定性高,成矿物质的经济价值高。
金属元素Pb、Zn、Cu(又称贱金属元素)、Sb、Bi等,在地壳中主
要以硫化物形式存在。成矿物质主要通过热液作用成矿,硫(硒、碲)的
富集对成矿过程有重要意义。矿床中成矿元素含量较高,是国民经济生活
中广泛应用的矿产资源。
过渡元素Co、Ni、Ti、V、Cr、Mn和W、Sn、Mo、Zr、Hf等,这些
元素在自然界多以氧化物矿物形式存在,部分也可形成硫化物(如钼)或
硫盐(如锡)。
稀有元素Li、Be、Nb、Ta、Ti、Zr在地壳中含量很低,主要形成硅
酸盐或氧化物。
稀土元素钇和镧系元素统称为稀土元素,地壳中稀土元素含量低,
但它们常成组分布。稀土元素较难形成自己的独立矿物,主要进入钙的矿
物,在矿物中类质同象置换钙。较常见的稀土元素矿物和含稀土元素的矿
物都是氧化物或含氧盐类矿物。
亲生物元素和亲气元素:
主要有C、H、O、N和P、B,它们是组成水圈、大气圈和生物圈的主
要化学成分,在地壳表层的各种自然过程中起着相当重要的作用。除上述
元素外,生物还需要K、S、Mg、Fe、Si、Al、Ar等。部分微量元素(如
Zn、Pb、Se等)以及在地壳表层和水圈中富集的元素Ca、Na、F、Cl等
对生命的活动有重要意义,具亲生物的属性。某些亲生物元素的过量或馈
乏不仅会影响生命物体的正常发育,严重时还会引起一些物种的绝灭。
放射性元素:
现代地壳中存在的放射性元素(同位素)有67种。原子量小于209
的放射性同位素仅有十余种,它们是:10Be,14C,40K,50V,87Rb,123Te,187Re,
190Pt,138La,144Nd,147Pm,147Sm,148Sm和149Sm。自84号元素钋(Po)起,元
素(同位素)的原子质量都等于或大于209,这些原子核都有放射性,它
们都是放射性同位素。
现代核物理技术的高度发展,已经能够通过中子活化及核合成技术生
成许多新的放射性元素(同位素),若将这些人造元素计算在内,元素周
期表内的元素总数应增加到109个。:.
(2)矿物的分类、晶形及其物理性质
地壳中各种元素多数组成化合物,并以矿物的形式出现。矿物多数是
在地壳(地球)物理化学条件下形成的无机晶质固体,也有少数呈非晶质
和胶体。矿物学是地球科学中研究历史最悠久的分支学科之一。自有人类
以来就开始了对矿物的认识和利用,人类有了文字就有了对矿物认识的记
载。矿物学作为一门独立的学科已有近三个世纪的历史了,20世纪20年
代以来在矿物学研究中逐步引入了现代科学技术的研究手段和方法,使矿
物学进入了由表及里、由宏观到微观的研究层次,开始了矿物成分、结构
与物理性质、开发应用综合研究的新阶段。
迄今发现的矿物种数已达3000余种。常见的造岩矿物只有十余种,
如石英、正长石、斜长石、黑云母、白云母、角闪石、辉石、橄榄石等,
其余属非造岩矿物。按矿物中化学组分的复杂程度可将矿物分成单质矿物
和化合物。化合物按与阴离子的结合类型(化学键)划分为若干个大类,
主要大类有硫化物(包括***、锑、铋、碲、硒的化合物)、氧的化合物和
卤化物。在各大类中按阴离子或络阴离子种类可将矿物划分类,各类中按
矿物结构还可以划分亚类,在亚类中又可以进一步划分部、族和矿物种。
硫化物及其类似化合物:
在矿物分类中,硫化物大类还可以分成三个矿物类。硫化物矿物的总
特征是:首先,它们由金属阳离子与硫等阴离子之间以共价键方式结合形
成。它们在地壳中的总量很低(<1%),但矿物种较多,占矿物种总数
%。硫化物矿物的生成多与成矿作用有关,即绝大多数矿床中的
金属矿物都属硫化物大类。其次,硫化物类矿物透明度和硬度较低,但通
常色泽鲜艳、有金属(半金属)光泽、比重也较大。最后,结晶程度较好,
硫与其他元素结合时配位方式多样,因此晶体结构类型多,晶体形态多样,
容易识别。
在成员众多的硫化物矿物家族中,方铅矿(PbS)、闪锌矿(ZnS)、
黄铜矿(CuFeS)、黝锡矿(CuSnFeS)和黄铁矿(FeS)、斑铜矿(CuFeS)、
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雄黄(AsS)、雌黄(AsS)、辰砂(HgS)等是最常见的硫化物。此外,
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还有硒化物和碲硫化物。
氧的化合物:
几乎所有造岩矿物都是硅酸盐和氧化物,如长石、云母、角闪石、辉
石等。但也有一些氧化物和含氧盐主要与成矿作用有关,如锡石(SnO)、
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黑钨矿((FeMn)WO)、磁铁矿(Fe2+Fe3+O)和钛铁矿(FeTiO),是锡、
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钨、铁矿床中的资源矿物(矿石矿物)。
单质及其类似物::.
它们在矿物分类中也是一个大类,包括由单质原子结晶的矿物和多种
原子结合的金属互壳重量的1%,但成矿能力很强,如自然铜(Cu)、银
金矿(AgAu)、自然铂(Pt)、金刚石(C)、石墨(C)和自然硫(S)
都可富集成矿。单质矿物中原子以金属键或共价健和分子键相结合,原子
间紧密堆积,矿物晶体对称性高。
宝石矿物:
在矿物学分类中并未划分此大类,但它们是具特殊经济意义的矿物群
体。经过加工,能用于装饰的矿物,称为宝石矿物。宝石矿物主要有以下
特点:第一是晶莹艳丽,光彩夺目,即矿物的颜色和光泽质地优良。第二
是质地坚硬,经久耐用,即宝石矿物的硬度较大。第三是稀少,即矿物产
量少,又有一定的价值。据以上特征,能称为宝石矿物的只可能是氧的化
合物和单质矿物中的少数非金属矿物。自然界的宝石矿物共有百余种,较
重要的约20种。最贵重的宝石有四种:钻石、红宝石、蓝宝石和祖母绿。
钻石的宝石矿物是金刚石(C),它属单质非金属矿物,是硬度最大
的矿物。金刚石结晶温度(>1100℃)和压力(>40Pa)很高,是元素碳
在距地表大约200km或更深处结晶的晶体。
红宝石和蓝宝石是两种极贵重的宝石,其宝石矿物都是刚玉(AlO)。
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刚玉虽是较常见的矿物,但能成为宝石矿物的刚玉仅出现在某些石灰岩和
中酸性岩浆岩的接触带、基性岩墙及纯橄榄岩中,成为宝石矿床还需经过
沉积作用,即在碎屑矿物中聚集。
还有一种宝石祖母绿也十分名贵,它的宝石矿物是绿柱石
(BeAl[SiO]),绿柱石是环状构造硅酸盐,主要产于岩浆晚期形成的
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伟晶岩和一些高温热液形成的脉状岩石中,作为宝石矿物的绿柱石主要产
在热液脉中,而且十分罕见。
矿物的形态由矿物的晶形和结晶程度决定。矿物的结晶程度主要受
矿物生长时的物理化学环境控制,而矿物的晶形则与矿物的晶体结构有
关。晶体是晶体结构的最小单位(晶胞)在三维空间重复增长的结果,如
果晶体结构的对称性高,晶体的对称性也高。三维对称的晶体呈粒状晶体
(如金刚石、方铅矿等),二维对称的晶体沿C轴发育的为长柱状(如石
英晶体),(图4-1)若C轴不发育则呈片状(如辉钼矿、云母等)。化
学键的各向异性也影响晶体的形态,如金红石、辉锑矿的八面体化学键沿
C轴延伸,它们的晶体发育成柱状、针状或毛发状。硅酸盐矿物晶形与其
结构的对应关系,将在岩浆岩组成矿物中作简要介绍。:.
矿物的比重是单位体积中矿物的重量与4℃水重量之比。矿物的密
度是单位体积中矿物的质量。两者概念不同,但数值相当。决定矿物比重
和密度的主要因素是:阳离子的原子量、晶体中的原子间距和原子的配位
数。例如,方解石CaCO和菱锌矿ZnCO结构相同,但Ca、Zn的原子量分
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,因而方解石的密度()比菱锌矿(
/cm3)小。又如文石和方解石的成分都是CaCO,但两者的配位数分别为
3
9和6,/cm3。
矿物硬度是矿物内部结构牢固性的表现,主要取决于化学键的类型
和强度:离子键型和共价键型矿物硬度较高,金属键型矿物硬度较低。硬
度也与化学键的键长有关,键长小的矿物硬度较大。离子价态高低和配位
数大小对矿物硬度有一定影响,离子价态高,配位数较大的矿物硬度也较
大。
矿物的颜色由矿物的成分和内部结构决定。组成矿物的离子的颜色,
矿物晶体中的结构缺陷,以及矿物中的杂质和包裹体等,都可影响矿物的
颜色。在离子键矿物晶体中,矿物的颜色主要与离子的颜色有关。如Cu2+
离子为绿色,铜的氢氧化物、碳酸盐和硫酸盐矿物都呈绿(黄)色;又如
Ca2+离子无色;Fe2+、Mn2+离子主要呈灰、红色,故白钨矿(CaWO)为灰白
4
色,黑钨矿(MnFe)WO为黑-褐色。共价键化合物矿物中离子受极化作用
4
的影响,矿物的颜色与离子的颜色无明确关系,如黄铜矿为金黄色,而辉
铜矿则是烟灰色。
矿物的透明度指矿物对光吸收性的强弱。受矿物颜色、裂隙、放射
性物质含量等影响,也与化合物化学键类型有关。
矿物表面反射光的能力称为光泽,按反射光能力由强到弱可分为金属
光泽、半金属光泽、金刚光泽和玻璃光泽。矿物光泽受化合物化学键型、:.
矿物的成分结构和矿物表面的性质等条件的制约。光泽是评价宝石的重要
标志。
矿物的导电性与化学键类型有关,金属键型矿物导电性强,离子键和
共价键矿物不导电或仅有弱导电性。某些矿物有特殊的电学性质,如电气
石在加热时可产生电荷,具焦电性;石英晶体在加压时可产生电荷,具压
电性。这些性质被应用于现代技术和军事工业。
矿物还有一些其他物理性质,如过渡性元素的矿物(磁铁矿、磁黄铁
矿等)常具磁性。某些矿物具磁性是壳幔内部产生局部磁场的基础,矿物
的热导性、热膨胀率、放射性、表面吸附能力等物理性质对矿物的利用价
值也有影响。
(1)地壳的岩石类型
岩石是由一种或一种以上的矿物或岩屑组成的有规律的集合体,是地
质作用的产物。岩石是组成岩石圈的基本单位。岩石类型复杂多样,按岩
石形成的自然作用类型,可将它们分为岩浆岩、沉积岩和变质岩三大岩类。
岩浆岩:
岩浆岩是由炽热的岩浆冷凝结晶而成的岩石,它可以分成两个成因系
列:一是由岩浆侵入地壳并在地壳中结晶形成的岩石,称为侵入岩;另一
是岩浆喷出地表(突破地壳),在海水或大气中冷却形成的岩石,称为火
山岩。
在侵入岩中最为熟知的是花岗岩,现在我们以其作为岩浆岩的代表来
叙述。
花岗岩是属于酸性的岩浆岩类,SiO含量高达66%~63%。主要由
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三种主要矿物组成,它们是带红、黄、灰色调的浅色柱状长石,无色透明
或烟灰色的粒状石英,以及白色或黑色的片状云母。由于是在上地壳中逐
渐冷却结晶的,三种主要矿物都有较好的晶体,只是由于结晶过程的温度、
压力条件和降温速率不同,矿物晶体的大小不同。由于花岗岩主要化学组
分的含量存在一定范围变化,且次要(或微量)元素的含量变化较大,三
种主要矿物晶体的颜色有多种变化。当某些次要元素(或微量元素)的含
量较高且满足化学计量比时,可以形成它们的独立矿物——在岩石中这些
矿物被称为次要矿物和副矿物,如磁铁矿、磷灰石等。以上种种差异和变
化,使花岗岩这一类型的岩石显得不那么简单了,因此花岗岩还可以进一
步分类。
花岗岩中矿物良好的结晶形态和各矿物晶体形态的相互衬托,使花岗
岩整体很美观,常被用来作装饰石材。花岗岩的三种主要矿物中,长石和:.
石英的颜色都较浅,而且硬度都较大,它们在岩石中的总量达占到80%~
85%以上。
岩浆岩除了可以按形成方式分为火山岩和侵入岩两大类型外,还可进
一步按岩石的化学成分、矿物成分、产状等再进行分类。其中岩石的化学
成分是最重要的分类依据,岩石中SiO的含量常作为一个重要指标(表
2
4-1,图4-2):SiO含量高于66%的为酸性岩,花岗岩、花岗闪长岩属
2
于酸性侵入岩,流纹岩是酸性火山岩;SiO含量为53%~66%的岩石为中
2
性岩,如闪长岩,相对于花岗岩来说,其中石英含量降低,暗色矿物中长
柱状角闪石比片状黑云母更重要,以火山岩形式产出的中性岩是安山岩;
含SiO45%~53%的称基性岩,典型的基性侵入岩为辉长岩,暗色矿物以
2
辉石为主,浅色矿物主要为斜长石,石英含量已很少,各类玄武岩都是基
性火山岩;含SiO最低(<45%)的岩浆岩是超基性岩,超基性岩一般不
2
再出现石英和斜长石,因此它们是由暗色结晶矿物组成的岩石,岩石多为
深灰—黑色。若SiO含量极低(<40%),由于橄榄石的含量大于辉石,
2
岩石可呈绿(或黄)色,各类橄榄岩都是超基性岩。超基性火山岩分布较
局限,苦橄岩是它们的代表之一。从酸性岩到超基性岩,岩石的颜色总体
上是逐渐加深的。应当说明,在石材商业交易中,“花岗岩”—名被用来
泛指各类岩浆岩,要注意避免名词混淆。
岩石学家用岩石中的KO+NaO含量或里特曼指数:
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碱性(δ=~9)、过碱性(δ>9)三个系列。:.
侵入岩和火山岩的本质区别在于它们产出的地质构造位置和结晶环
境,两者间除可以通过结晶程度进行鉴别外,侵入岩侵入于早先形成的岩
石中时,“最省力”的方式是沿裂隙侵入并使其横截面有较小的周长,主
体沿侵入方向延伸,虽形态多样,但多为近圆柱状。大侵入体常呈圆锥状,
其边缘或上部可有枝状或脉状延伸部分,与周围岩石的产状不协调。火山
岩是岩浆喷出地表,在大气圈和水圈中冷却结晶形成的,当岩浆沿裂隙喷
发时,火山岩形态一般与地表形态比较协调,呈被状或层状。
沉积岩:
沉积岩仅占地壳岩石总体积的5%,但由于它形成于广泛分布的陆地
表面及海洋盆地中由沉积作用形成,因而,它占据地表75%面积。沉积
岩最显著的特征是成层性,在山区常常可以看到一层层的岩石,这就是沉
积岩。组成沉积岩的物质来自陆地上已生成的各类岩石,它们称为沉积岩
的母岩(或源岩)。除以上母岩外,火山喷出物,生物物质,水体中的化
学沉淀物也是沉积岩的组成部分,在一定条件下,沉积岩中还有宇宙物质
加入。
沉积岩根据物质来源、沉积物搬运和沉积作用方式可以分为陆源碎屑
岩和化学、生物化学沉积岩两大类。
陆源碎屑岩指沉积物来自大陆物理侵蚀作用,经流水、风、冰川、
泥石流、重力流等搬运到沉积盆地沉积而成的岩石。沉积过程受物理的或
机械的因素控制,如流体性质(气体、液体、固体),运动状态(流动、
波浪)及其强度控制。碎屑岩占沉积岩总量的3/4以上。
陆源碎屑岩根据颗粒大小可分为砾岩(>2mm)、砂岩(2~)、
粉砂岩(~)、泥岩(<)。
对于碎屑岩而言,有两个方面的特征最为重要:一是结构,二是构造。:.
碎屑岩的结构是指组成它的碎屑颗粒的特征。包括粒度、分选性、磨
圆度、胶结方式和颗粒表面特征。地质学家可以根据它来确定搬运碎屑的
沉积介质的性质,是风?是水?是冰川或是重力流?还可以据此确定它离
源区的远近,盆地沉积介质的动力特征。
沉积岩的构造是指组成沉积岩的颗粒的排列特征,有层理构造、层面
构造等等。如水平层理、交错层理、平行层理、反丘交错层理等(图4-3)。
层面构造如波痕、流痕、冲刷痕、铸模及生物活动的遗迹等。
火山碎屑岩是火山爆发的碎屑物质经过搬运在盆地中(陆上或水下)
沉积下来,经成岩固结或熔结而成的岩石。它既有火山作用的特征,又有
沉积作用的特征(搬运和沉积),介于火山熔岩与陆源碎屑岩之间。典型
的火山碎屑岩,火山物质含量达90%以上,其中可以有10%的陆源碎屑
混入物。
化学及生物化学沉积岩其物质(矿物)来源是风化成真溶液或胶体
溶液搬运到盆地内,或者其本身就来自盆地内部,通过物理化学或生物化
学方式沉积下来并经成岩作用转化为岩石。化学及生物化学沉积岩可根据
成分进一步分类。首先根据沉积作用的控制因素分为化学或物理化学成因
的岩石,如蒸发作用形成的石膏、岩盐和钾盐;白云岩的形成也与蒸发作
用有关。物理化学或化学沉淀形成的沉积岩如锰质岩、铜质岩、铁质岩、
铝质岩及沸石质岩等等。生物及生物化学形成的如碳酸盐岩、硅质岩、磷
质岩及部分铁质岩和有机质岩石如煤、油页岩、石油、天然气及沥青质岩
等等。
分布最广的碳酸盐岩,它的成因与生物化学作用十分密切,但是它的
沉积作用却与碎屑岩一样,受盆地水动力因素控制,因此它是按结构进行
分类的。可进一步分为颗粒灰岩、泥粒灰岩、粒泥灰岩、泥晶灰岩以及生
物格架灰岩等。碳酸盐岩按成分还可分为石灰岩(CaCO)、白云岩
3
(MgCa[CO])。
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变质岩:
地壳内早先形成的岩石(岩浆岩、沉积岩)为适应新的温度和压力条
件,在不发生整体熔融的固态前提下,矿物成分和岩石结构发生不同程度:.
的变化,称为变质作用。经历变质作用后形成的岩石称变质岩。变质岩形
成后还可经历新的变质作用过程,有的变质岩是多次变质作用的产物。
虽然岩浆岩和变质岩都是内生地质作用的产物,但两者的形成机制和
特征有很大的不同。它们之间的主要区别是:前者主要是从流体相(岩浆)
结晶转变成固相(岩石)的降温过程产物;后者主要经历了温度和压力的
变化,是从一种固相转变为另一种固相的结晶过程。
从体积上看,变质岩约占地壳总体积的四分之一(%)。其中最
常见的是片麻岩(%),其次为片岩(%)、板岩、千枚岩和大
理岩。片麻岩的化学成分大致相当于岩浆岩的中性岩,它是比较典型的、
矿物结晶度好(像岩浆岩)、矿物有定向排列****性(条带状、片麻状构造、
貌似沉积层理构造)的变质岩(图4-4)。片岩由泥岩或页岩变质而成,
由于泥质、粘土质矿物转变成片状云母有良好片理而得名(图4-5)。大
理岩是经历了重结晶的石灰岩或白云岩。
沉积岩和岩浆岩可以通过变质作用成为变质岩。在地球表面,岩浆岩、
变质岩又可以通过风化—搬运—沉积转变成沉积岩;变质岩、沉积岩进入
地下深处,在一定的温度压力条件下熔融成岩浆,再经历冷却结晶作用又
可生成岩浆岩。因此,在地壳—地幔范围内,三类岩石处于不断循环演化
过程中(图4-6,图4-7)。:.
(2)地壳的结构
大陆地壳和大洋地壳在组成和结构上都存在明显差异(图4-7)。大
陆地壳的厚度较大,平均为33~35km,但在各处是不均一的。受重力均
衡作用的控制,在高山区大陆地壳下部存在山根(mounatinroots),致
使该处地壳厚度很大,如喜马拉雅地区和安第斯山地区的地壳厚度分别厚
达近80km和70km。
大陆地壳是否具分层结构,至今尚无统一认识。七十年代以前据地震
波速曾认为大陆地壳可分为上、下两层——上层由花岗质和花岗闪长质岩
石(硅铝层)组成;下层由玄武质岩石(硅镁层)组成。近二十年来超深
钻项目的执行,更精密的地震波研究以及出露地表的地壳剖面观察,发现
下地壳的玄武岩层(硅镁层)在空间分布上并不连续,从而动摇了地壳整
体均匀的分层概念。近年来对某些大陆地区多种地球物理资料的综合分析
和系统的地球化学研究,分辨出上下两层地壳间还存在一个明显的高导低
速层,具三分层结构。可见大陆地壳不仅厚度变化大,其结构也是复杂多
样的。若按大陆地壳两分的观念进行归纳,上地壳厚度约为8~12km,主
要由偏酸性的岩浆岩和沉积岩组成,在不同区域间岩石组成差异大,且岩:.
石类型及岩石变质的程度也不相同;下地壳主要由不同比例的长英质麻粒
岩和镁铁质麻粒岩组成,岩石类型相对比较简单,但也是不均一的。
大陆地壳的总质量几乎是大洋地壳总质量的四倍,因此地壳总的化学
成分与大陆地壳成分很接近。大洋地壳中出现的矿物几乎在大陆地壳中都
可见到,了解了大陆地壳矿物及分类就不难认识大洋地壳中的矿物。大洋
地壳中的岩石类型在大陆地壳中几乎都有分布,因为地质历史中在大洋内
形成的岩石,一部分通过构造运动保存于大陆地壳中。
大洋地壳的厚度及厚度变化均较小,一般总厚为8~10km,最薄处仅
。大洋地壳的结构和岩石类型也比较简单,主体为厚5~8km的玄武
质岩石,~2km未固结的深海沉积物,大洋地壳被大洋水覆
盖(图4-7)。
大洋地壳中最主要的岩石类型为岩浆岩,其中又以基性火山岩(玄武
岩)为主,少量基性—中基性岩墙。此外,在大洋地壳的表层,还常覆盖
着不同厚度的,未固结成岩的碳酸质或硅质,泥质沉积物。在基性岩浆岩
中,主要矿物是基性斜长石和辉石,及部分角闪石、黑云母,有时还有橄
榄石,它们都属镁铁质或钙质硅酸盐。海底火山热液作用结晶的矿物,主
要有石英、碳酸盐和各类硫盐、硫化物,还有磷酸盐、卤化物等。海洋沉
积作用形成的矿物,主要有各类碳酸盐、磷酸盐、石英、燧石、蛋白石及
各类粘土矿物,它们多是简单氧化物或含氧矿物。
与大陆地壳相比,大洋地壳的化学组成有以下特征:SiO、NaO、KO
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含量相对偏低;MgO、∑FeO(全氧化铁)、MnO、CaO、TiO含量相对偏高;
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离子半径小。与Fe、Mg地球化学性质相似的微量元素,如V、Co、Ni、
Zn、Cd等和重稀土元素含量较大陆地壳高;大离子半径、与Na、K性质
相似的元素,如Rb、Cs、Ba、Sr、Zr、Nb、U、Th等元素和轻稀土元素含
量较低。
在大洋地壳中的基性火山岩以下是变质橄榄岩,有人认为这部分橄榄
岩也是大洋地壳的组成部分,但更多的人认为两者的界面即地壳/地幔界
面(莫霍面),也就是说变质橄榄岩并不是大洋地壳,而是大洋地幔的组
成部分。
大陆型和大洋型地壳之间,还存在一类过渡型地壳——它们是岛弧和
大陆边缘区的总称,一般厚度15~30km,局部最大厚度可以达到80km。
过渡型地壳的体