Разделы

Авто
Бизнес
Болезни
Дом
Защита
Здоровье
Интернет
Компьютеры
Медицина
Науки
Обучение
Общество
Питание
Политика
Производство
Промышленность
Спорт
Техника
Экономика

Процеси.

Нагромадження знань про мінерали, породи і

Джерела геології починаються з глибокої давнини. Тисячоліття тому люди навчились знаходити і використовувати корисні копалини. В практичній діяльності нагромаджувались знання про властивості мінералів і гірських порід та місця їх знахідок. З незапам’ятних часів (з мідного, бронзового і залізного віків) відомі рудники на Уралі, Закарпатті, на території Сибіру, Середньої Азії та в інших місцях. В археологічних розкопках Індії знаходять чудової огранки дорогоцінні камені. Крім золота і срібла, тоді також вміли добувати ртуть, миш'як, свинець, сурму, залізо, мідь, нашатир та ін. Піраміди Єгипту (2-3 тис. р. до н.е.) побудовані з граніту, діориту і пісковику. Керамічні вироби трипільської культури (7-7,5 тис. р. назад) говорять за використання родовищ глини.

Першу класифікацію корисних копалин розробив ще Арістотель (384-322 р. до н.е.), в якій виділяв руди, камені і землі. Його учень Теофраст (372-287 р. до н.е.) виділив уже вісім видів "мінеральних тіл": прості (звичайні) камені, кольорові, плавкі (метали), горючі, негорючі, дорогоцінні (коштовні) камені; землисті мінерали (мінеральні фарби) і м'який камінь (тальк).

В ті часи римські вчені прагнули пояснити утворення мінералів. Вони зводились до провідної ролі води або вогню. Пліній Старший (23-79 роки н.е.), в своїй 37-томній "Історії природи", наприклад, писав, що гірський кришталь утворюється в горах від затвердіння льоду (до речі, слово "кристал" пішло з грецького kristallоz – лід. Розроблена Плінієм класифікація мінералів була настільки досконалою, що нею користувались аж до XVIII століття. Правда, вона була не єдина. В Х столітті великий вчений Середньої Азії Ібн Сіна (Авіценна) в "Книзі зцілення" дав свою класифікацію мінералів, виділивши 4 групи: камені, плавкі камені (метали), горючі і сірчані речовини, солі. У науковій праці "Метеорологіка" він писав: "Одній і ті ж місця не залишаються завжди землею або морем. Море приходить туди де раніше була суша; повернеться туди, де тепер ми бачимо море. Потрібно при цьому думати, що ці зміни йдуть одні за другими в певному порядку і являють собою певну періодичність". На основі збережених в шарах землі морських черепашок він зробив висновок про те, що на місці суші колись було море, що гори утворились в результаті підняття шарів осадочних порід, які нагромадились, на дні моря. Він писав також про те, що море в результаті коливання земної кори наступало на сушу кілька разів.

Вчений старовинного Хорезму Біруні в 1043 році написав трактат "Збір відомостей про пізнання дорогоцінних мінералів", в якому було описано 100 мінералів та вказано їх родовища в Середній Азії, Китаї, Індії, Цейлоні, Візантії та інших країнах.

В епоху Відродження (XV-XVI століття) появились гіганти наукової думки: М.Копернік, Г.Галілей, Леонардо да Вінчі та інші, в працях яких були висвітлені уявлення про будову Всесвіту, форму і розміри Землі. Їх доповнювали результати великих географічних відкриттів Колумба, Магелана, Васко да Гами та інших. В цей час також розширювались пошуки і розробка руд і будівельних матеріалів і разом з тим поповнювались знання з мінералогії і гірничої справи.

Велике значення в нагромаджені знань про мінерали і гірські породи мали праці німецького вченого XVI століття Георга Агріколи. Він чітко відмежував мінерали від гірських порід і описав фізичні властивості мінералів: колір, твердість, блиск, прозорість, запах, смак та інші.

Значний вплив на розвиток геологічних ідей мали праці Р.Декарта ("Початки філософії", 1644), Н.Стенона (1669), Г.Лейбніца ("Протогея", 1693 і "Теодіцея", 1710), Р.Гука (1705) та інших, про значення яких ми ще розповімо у темі "Розвиток уявлень про будову Землі".

Отже, вчені багато знали про мінерали, гірські породи, процеси на поверхні Землі і в її надрах, але науки геології, тоді ще не існувало. Вона оформилася з середини XVIII століття завдяки видатним узагальнюючим працям Ж.Бюффона, І.Канта, М.В.Ломоносова, П.С.Палласа, А.Вернера, Д.Геттона та інших.

Геологія дала, незлічені матеріальні блага вона дала людству, невпізнанно змінила уявлення про Землю та її історію.

Ми багато знаємо про розвиток нашої планети, будову земної кори, зміни на її поверхні на протязі сотень мільйонів років, утворення та поширення найрізноманітніших корисних копалин, розвиток життя на ній, різноманітні процеси в земній корі. Але разом з тим, ми ще мало знаємо про утворення типів земної кори, глибинні процеси в надрах Землі, причини її вертикальних і горизонтальних рухів. Не все ми знаємо про утворення і закономірності поширення окремих корисних копалин, ще не можемо надійно і заздалегідь передбачати землетруси та виверження вулканів. Та вже наука близько підійшла до того часу, коли незрозуміле стане зрозумілим, таємниче – розгаданим, заховане – знайденим.

 

Дисципліни геологічного циклу і галузі науки.

З того часу, як оформилась наука про Землю, вона настільки розвинулась, що почала складатись із великої кількості самостійних наук. Вірніше буде сказати, що геологія сьогодні – це комплекс наук про Землю. Найголовніші з них, вивчають:

Динамічна геологія – процеси, що відбуваються на поверхні та надрах Землі і наслідки цих процесів.

Історична геологія – історію розвитку Землі, послідовність геологічних процесів та їх зміни в часі як на поверхні, так і в її надрах.

Геотектоніка – рухи земної кори в різних напрямках та форми (геологічні структури), що утворені в результаті цих рухів, а також розвиток земної кори і верхньої мантії Землі на протязі геологічного часу (ер і періодів).

Геохімія – хімічний склад земної кори, закони розподілу і переміщення хімічних елементів та їх ізотопів.

Мінералогія – (від лат. minera – руда) – хімічний склад, кристалічну будову, фізико-хімічні властивості мінералів, їх утворення в природі і штучне вирощування та використання людиною.

Петрографія – (від грец. і лат. petros – твердий камінь, скеля і грец. “графо” – пишу) – гірські породи, їх мінеральний склад, структуру, умови утворення, залягання і зміни під впливом різних факторів. Виділяють петрографію магматичних і окремо осадочних порід. Вивчення осадочних порід нерідко відносять до окремої науки – літології (з грецької “litos” – м`який камінь і “logos” – вчення).

Регіональна геологія – будову і геологічну історію великих територій земної кулі (геологія Східно-Європейської рівнини, геологія Кавказу, геологія Африки і т.д.).

Гідрогеологія – підземні води, їх походження, хімічний склад, режим, розподіл у земній корі і їх діяльність.

Інженерна геологія – фізико-технічні властивості порід, процеси в них і динаміку геологічного середовища, які враховуються при всіх видах великого будівництва та експлуатації споруд.

Вчення про корисні копалини – розглядає умови утворення і поширення в земній корі рудних і нерудних корисних копалин.

Геофізика – комплекс наук, що вивчають фізичними методами землю і її оболонки.

Крім того, в названі геологічні науки входить багато дрібніших підрозділів, наприклад: вулканологія, морська геологія, рудна геологія (металогенія), нафтова геологія, структурна геологія, кристалографія, палеогеографія та інші.

Говорячи про окремі галузі геології, ми бачимо, що багато з них виникли на межі з іншими науками: геохімія – з хімією, кристалографія – з хімією і фізикою, палеогеографія – з фізичною географією, геофізика – з фізикою і т.д.

Цей великий комплекс геологічних наук виник у зв'язку з невпинним розширенням теоретичних і практичних знань про надзвичайно різноманітні і складні явища і процеси в надрах та на поверхні Землі. Кожна з них має свій предмет, методи і завдання досліджень.

 

Методологія і основні методи геології.

Від зародження геологічної науки (з ІІ-ї половини XVIII ст.) до початку ХХ століття, основою методології (вченням про науковий метод пізнання чи сукупність методів, що застосовуються в науці) були емпіричні узагальнення і метод аналогій.

Вони давали уявлення про якісну характеристику геологічних об'єктів, процесів і явищ. Але для геології дуже важливе наслідувальності процесів і явищ. Тому історичності вона набула після встановлення двох наукових істин: а) процесів утворення осадочних порід і закону послідовності їх нашарування (Стенон, 1669), б) доказу можливості розчленування цих шарів за віком (Сміт, 1790) – тобто після того, як всі процеси в надрах і на поверхні Землі та шару порід можна було уявити не тільки у просторі, а й у відносному часі – які з них відбулись чи утворились раніше, а які пізніше.

Сучасна геологія має комплекс методів, які дозволяють геологічний час визначити і в абсолютному літочисленні: в мільярдах, мільйонах; сотнях, десятках, одиницях тисяч років. Крім часу, в методологію сучасної науки увійшли математичні розрахунки, експериментальне моделювання, картографування, геофізичні і геохімічні характеристики.

Іншою особливістю методології сучасної геології є систематизація і класифікація геологічних об'єктів, процесів і явищ: в геотектоніці, стратиграфії, мінералогії, геохімії, петрографії та в інших науках. Тільки після цього можна впевнено говорити про закономірності процесів і явищ та їх поширення.

Отже, кожна наука геологічного циклу охоплює цілий комплекс методів, які дають можливість відкривати наукові знання. Але вони мають різну ступінь досконалості, а тому і надійності.

Всі методи геології можна поділити на прямі і непрямі. До прямих методів відносяться ті, які дають можливість безпосередньо вивчати породи, корисні копалини, особливості їх залягання у відслоненнях і гірничих виробках (шурфах, кар'єрах, канавах, шахтах, свердловинах). Тут речовину надр Землі можна спостерігати безпосередньо і відбирати зразки для лабораторних досліджень хімічними, рентгено-структурними, спектральними, електронно-мікроскопічними, ізотопними, термічними, кристалооптичними та іншими методами. До прямих можна віднести також експериментальні методи, які зводяться до вирощування штучних мінералів, дослідження на моделях та інше.

До непрямих, а тому менш точних методів досліджень, належать геофізичні, аерогеологічні і космічні.

Геофізичні методи дозволяють вивчати фізичні властивості земної кори і Землі в цілому шляхом аналізу швидкості проходження сейсмічних хвиль через різні шари кори і геосфери (сейсмічні методи); магнітну властивість гірських порід (магнітні методи); силу тяжіння в різних місцях поверхні Землі (гравіметричні методи); електропровідність різних порід (електрометричні методи) та інші.

Аерогеологічні і космічні методи (їх ще називають дистанційними) дозволяють розпізнавати геологічні структури і простежувати геологічні процеси на поверхні Землі, а в багатьох випадках – навіть розшифровувати внутрішні процеси та їх наслідки. Це дає не тільки велику економію часу і коштів на польові дослідження, а й швидко картографувати результати спостережень.

Дослідження геології з літаків та космічних апаратів охоплює геологічне і геоморфологічне фото- і телевізійне знімання, а також обробку матеріалів інфрачервоних, мікрохвильових, радарних, радіотеплових, магнітометричних видів зйомки і зондування земної поверхні.

Інфрачервоні знімки реєструють випромінювання різних типів гірських порід і геологічних об'єктів в інфрачервоних ділянках спектру. За результатами знімків складаються карти термічної неоднорідності поверхні Землі та інтенсивності теплового потоку і його варіацій у часі. Особливо чітко цей метод фіксує зони сучасного вулканізму і залягання термальних підземних вод, температуру морських течій та інше.

Радіотеплове знімання фіксує випромінювання Землі. Його застосовують при вивченні льодових покривів, вологості гірських порід і грунтового покриву та геологічних процесів на поверхні, що пов'язані зі зміною вологи.

Радарні (радіолокаційні) знімки дозволяють зафіксувати великі розривні і складчасті порушення, тектонічні структури, геологічну будову областей вулканізму.

З космосу одержують також магнітометричну і гравітаційну інформацію, яка істотно доповнює уявлення про загальну будову магнітного та гравітаційного поля Землі.

Використання знімків Землі, Місяця та планет Сонячної системи з штучних супутників Землі і міжпланетних станцій та обробка одержаних матеріалів стали основою для виникнення нової галузі науки – космічної геології.

 

Завдання геології.

Мінеральні багатства нашої держави – це наша сила, технічний прогрес і розвиток багатьох галузей промисловості. І тому найголовнішим завданням геологів буде відкриття родовищ корисних копалин.

На навчальній карті України показані тільки найбільші родовища і тільки ті, що розробляються. Коли б на неї нанесли усі відомі рудні, паливні родовища, то вони б зарясніли, як зірки на небі, бо тільки тих, що розробляються нараховується біля 3 тис. (ще 7,5 тис. відкрито, але не розробляються). Та не слід думати, що нові родовища відкриваються легко. Це далеко не так, бо все, що легко можна було знайти чи відкрити – давно знайдено і відкрито. Відкрити родовище одному в наш час практично неможливо, бо щоб вийти на прогнозну територію чи глибину, потрібні висновки цілих колективів спеціалістів геологічного профілю.

Видобуток корисних копалин в Світі з кожним роком зростає. Яка б не була гірка правда, її треба знати: деякі корисні копалини, що утворилися на протязі сотень мільйонів років, можуть бути вичерпані уже через кілька десятиліть.

Фактичні дані показують, що в 1950 р. людством видобуто корисних копалин в 3,4 рази більше ніж в 1900 р. В 2000 р. їх видобуто в 14-15 разів більше ніж у 1950 р. Тому питання охорони і раціонального використання мінеральних ресурсів набуло надзвичайно важливого державного значення.

Проте, завдання геології не вичерпується пошуками і видобутком мінеральних багатств. Жодне велике будівництво (промислове, житлове, гідротехнічне, транспортне, військово-стратегічне, портове) не може обійтись без вирішення інженерно – геологічних завдань. Інженерна геологія повинна також давати обґрунтування при будівництві зрошувальних систем; протиерозійних і протизсувних споруд, прокладання трубопроводів та інше. Навіть при будівництві бальнеологічних санаторіїв потрібні надійні обґрунтування геологів (оцінка якості і кількості мінеральної води, лікувальної грязі).

Геологія покликана формувати діалектико-матеріалістичний світогляд людини, бо вона пояснює утворення Землі, походження і розвиток життя на ній, рух і вічність матерії.

Вона також пояснює катастрофічні процеси, які відбуваються в надрах і на поверхні землі: діяльність вулканів, виникнення землетрусів, зсувів, тощо.

Величезний комплекс наукових і практичних завдань покликані вирішувати геологи виробничих організацій, проектних і наукових академічних і відомчих інститутів, численних навчальних закладів. Найбільш авторитетною науковою організацією є Міжнародний геологічний конгрес, який збирається раз у 5 років і рішення якого обов'язкові для усіх геологів Світу (наприклад, стосовно Міжнародної геохронологічної шкали, стратиграфічного кодексу, складання геологічних карт). Спеціальні питання вирішуються також в рамках міжнародних конференцій, симпозіумів, колоквіумів фахівців різного профілю.

Розвитку науки сприяють також наукові товариства: мінералогічне, стратиграфічне, петрографічне та інші.

Отже, розглянувши ідеї про розвиток Землі від середини ХVІІ до кінця ХХ століття, ми уявляємо, як важко добувались наукові знання про найголовніший об’єкт природознавства – планету Земля: її будову в цілому, форму, розміри, фізичний стан оболонок (геосфер), особливості будови земної кори і сучасні уявлення про її утворення.

Запитання і завдання

1. Дайте визначення геології і згадайте, яке її науково-світоглядне і практичне значення.

2. Як нагромаджувались геологічні знання?

3. Назвіть науки геологічного циклу.

4. Проаналізуйте основні методи геології.

5. Які завдання стоять перед геологією?

Тема: Загальні відомості про будову, склад та вік Землі. Методи вивчення земної кори.

План лекції:

1. Ідеї про утворення і розвиток Землі.

2. Будова Землі за даними геофізики і геохімії.

3. Будова земної кори.

4. Сучасні уявлення про утворення земної кори.

 

Ідеї про утворення і розвиток Землі.

З школи ми знаємо, що Земля складається з трьох основних частин: літосфери, мантії і ядра. Однак це відображає рівень знань про будову Землі на кінець XVII століття.

На підтвердження цього можна навести дані, що починаючи праць Р.Декарта (Початки філософії, 1644 р.), математика і філософа Г.Лейбніца (Протогея, 1693 р. і Теодицея, 1710 р.) вже були закладені ідеї оболонкової будови Землі.

Не можна не дивуватися наскільки вірним матеріалістичним шляхом розвивалась наукова думка Декарта. Він писав, що Сонце і зірки складаються з текучої речовини, а за фізичним станом вони схожі на полум'я. Земля теж колись була спочатку вогняним тілом. Потім при охолоджені, за його уявленнями, утворилось ядро, дві частини мантії і земна кора.

Г.Лейбніц теж вважав, що Земля колись була вогняною, розплавленою кулею. Потім на її поверхню піднялись шлаки, з яких утворилася тверда земна кора, а під нею знаходиться магма. Прогинання земної кори і заповнення прогинів солоними морями, в яких нагромаджувались осадки, Лейбніц помилково пояснював наявністю великих порожнин під тонкою земною корою. Але думка про походження осадочних і магматичних порід була в цілому вірною.

В середині XVIII ст. в науках про Землю і Всесвіт утвердились ідеї про розвиток Землі. Основні з них належать Ж.Бюффону, І.Канту і М.В.Ломоносову.

Свої погляди французький вчений Бюффон виклав у 1749 р. в "Теорії Землі". Згідно його уявлень, Земля спочатку була в розжареному стані, бо вона відокремилась від Сонця в результаті удару комети у світило. Тоді ж утворились інші планети Сонячної системи. Пізніше Земля охолола і повністю затверділа. Бюффон вважав, що всередині Землі знаходиться тверда, подібна до скла речовина. Вище розташовані оболонки із піску і глини. Вчений допускав, що після затвердіння земної кори її повністю покривало море, а рельєф дна був схожий на рельєф суші. Потім материки піднялись над рівнем моря. Цю теорію згодом було названо плутоністичною (від бога вогню Плутона за древньогрецькою міфологією). Цікаво і те, що Бюффон передбачав існування єдиного материка, який складався із Європи і Північної Америки. Це передбачення майже через два століття підтвердилось, коли було доказано, що в ранньому палеозої на місці сучасної Північної Атлантики існував материк, який об'єднував Північно-Американську і Східно-Європейську платформи. Тільки це було в багато разів раніше ніж передбачав автор гіпотези.

Перед геологічною наукою має заслугу і відомий німецький філософ І.Кант. Вона полягає в тому, що вчений в 1755 р. в книзі “Загальна історія природи і теорії неба” на основі закону про всесвітнє тяжіння обґрунтував гіпотезу про походження Землі і Сонячної системи із пилоподібної туманності, в якій у центрі утворився згусток речовини, що потім розігрівся – сучасне Сонце. Із залишку речовини утворилась Земля та планети із своїми супутниками.

На формування уявлень про будову Землі великий вплив мали праці М.В.Ломоносова "Слово о рождении металлов от трясения Земли" (1753 р.) і "О слоях земных" (1763 р.), в яких розвивались ідеї загальної будови Землі та зміни земної поверхні під впливом внутрішніх і зовнішніх сил.

Значний вплив на формування уявлень про будову Землі і особливо земної кори мали наукові висновки академіка Петербурзької академії наук П.С.Палласа. Здійснивши експедиційні дослідження в різних провінціях Російської держави, а також вивчивши існуючі на той час наукові праці про геологічну будову Кавказу, Анд, Альп та інших гірських систем, Паллас в 1777 р. виклав свою теорію будови Землі і утворення гір. Основне в ній те, що найдавнішою "первозданною" породою є граніт, з якої складається вся внутрішня частина Землі або її значна частина. Ядро вчений вважав твердим, що складається з граніту або магнетиту (залізистого мінералу).

На думку Палласа спочатку всю поверхню Землі вкривав океан, над яким здіймались лише гранітні острови. Вулканічні виверження, підняття гірських систем і навіть континентів відбувалися в результаті горіння колчедану (сполуки металів з сіркою) в надрах Землі. Уявлення Палласа про Світовий океан і про роль потоків в утворенні шарів порід були використані представниками нептуністичного вчення (від бога моря Нептуна), а його твердження про катастрофічні явища мали значний вплив на природознавців і, зокрема, на основоположника катастрофічного вчення в розвитку життя на Землі – Ж.Кюв'є.

Значну увагу питанню будови Землі приділяв у своїх працях професор Фрейбергської гірничої академії А.Г.Вернер (1787), який відомий в геологічній науці як найбільш яскравий теоретик нептунізму. Він рішуче відкидав гіпотезу Бюффона (основоположника плутонізму) про утворення земної кори з розплавленої, а потім застиглої маси і вважав, що вирішальна роль в її утворенні належить осадкам, що утворились в Світовому океані.

Великий вплив на формування уявлень про земну кору мала праця шотландського вченого Джеймса Геттона "Теорія Землі" (1795). Він надавав “підземному вогню” і вулканічним явищам вирішального значення в утворенні земної кори . Розплавлена маса, яка, за уявленням Геттона, існувала в середині Землі, активно впливала на підняття земної кори. В результаті – виникали нові острови, зминалися в складки осадочні шари, утворювались гірські системи. Останні руйнувались під впливом Сонця, води і повітря, а уламки зносились в море, де вони ущільнювались під впливом внутрішньої температури Землі. Через деякий час ці шари порід знову під впливом внутрішньої енергії піднімались на поверхню Світового океану. Так повторювалось все спочатку. Ці явища супроводжувались діяльністю вулканів, що призводило до утворення магматичних порід: трапів, базальтів, гранітів та інших. Отже, хоч Геттон і надавав вирішального значення ендогенним (внутрішнім) процесам, все ж він не відхиляв важливих висновків в утворенні осадочних порід у Світовому океані і це мало великий вплив на уявлення про формування земної кори і зокрема "базальтової", "гранітної" і осадочної оболонок.

Велике значення для наукових висновків про походження і будову Землі мала космогонічна гіпотеза французького астронома і математика П.С.Лапласа, яка була опублікована в 1796 р. в другому томі "Викладення системи світу". Вона розвивала і доповнювала вчення І.Канта, від чого в узагальненому вигляді одержала назву гіпотези Канта-Лапласа. Опускаючи уявлення Лапласа про походження Землі з розжареної газової туманності, що існувала навколо Сонця, звернемо увагу на те, що він вважав існування вогнево-рідинної маси всередині Землі, яка була прикрита тонкою корою. З цими висновками Лапласа погоджувалось багато видатних вчених, в тому числі О.Гумбольдт, Д.І.Соколов, О.О.Іностранцев, І.В.Мушкетов, та інші. Але з другої половини XIX століття уявлення про внутрішню будову Землі значно доповнились. Так, відомі американські вчені-геологи Д.Дена і А.Лазо прийшли до висновку, що між корою і ядром Землі існує шар в'язкої маси і що саме в ній криються причини коливальних рухів на континентах.

Уявлення про будову Землі були істотно доповнені працями відомого англійського астронома Дж.Дарвіна (сина Ч.Дарвіна). В 1870-80 роках він писав, що Земля спочатку була в розплавленому стані, про що свідчить її сферична форма; що всередині планети існує не тільки висока температура, а й величезний тиск. Від цього стан її надр твердий і разом з тим в'язкий.

Поряд з фізичним станом надр Землі в XIX ст. розвивались уявлення про її хімічний склад. Ряд німецьких, англійських і французьких вчених прийшли до висновку, що ядро планети складається з нікелістого заліза. Цю думку підтримував і Д.І.Менделєєв.

Уявлення про залізо-нікелевий склад ядра Землі одержали найбільше визнання, яке ґрунтувалось на метеоритному походженні нашої планети і розрахунках її щільності. Зародилась нова наука – порівняльна планетологія, яка почала вивчати сферичну будову планетних тіл. Взагалі ж уявлення про геосфери одержало астрономічне, фізичне, хімічне і геолого-географічне обгрунтування. Найбільш повно воно знайшло відображення в трьохтомній праці австрійського вченого Е.Зюсса (1831-1914) "Лик Земли" (1909). Він прийшов до висновку, що тверда Земля підрозділяється на “літосферу”, внутрішню більш важку “барисферу” і залізо-нікелеве ядро (NiFe), агрегатний стан якого передбачався як повністю або частково рідинним. В такій ”літосфері” вчений виділяв два шари: неоднорідну земну кору, що складається переважно з кремнію і алюмінію – SiAl і проміжний шар між ядром і корою, який складається з кремнію і магнію – SiMa. Цей вчений виділив у складі земної кори осадочну оболонку, або стратисферу.

Норвезький геохімік В.М.Гольшмідт в 1922 р. виділив силікатну оболонку, під нею – сульфідно-оксидну, а всередині Землі – ядро.

 

Будова Землі за даними геофізики і геохімії.

В 1909 р. югославський геофізик А.Мохоровичич установив нижню сейсмічну межу земної кори, яка потім була названа на його честь “Поверхнею Мохоровичича” (скорочено Мохо). Межу ядра на глибині 2900 км установив у 1914 р. Б.Гутенберг. А в 1915 р. інший геофізик В.Клуссман поділив мантію на дві частини – нижню і верхню. В 1925 р. земна кора розчленовується австрійським геофізиком В.Конрадом на "гранітний" і "базальтовий" шари. Межу між шарами назвали “Поверхнею Конрада”. На рік пізніше Б.Гутенберг детально обгрунтував наявність під літосферою пластичної оболонки, яку раніше сейсмічними методами встановив Дж.Барелл і назвав її астеносферою. Грецькою мовою asqeghz (астенос) означає “слабка сфера”. В 1936 році датчанка І.Леманн відкрила внутрішнє тверде ядро Землі.

Таким чином, накоплений науковий матеріал дозволив на кінець 60-х років дати майже беззаперечне уявлення про будову Землі. Вона складається з трьох основних частин: земної кори, мантії і ядра. Земна кора складається з трьох оболонок: осадочної, "гранітної" і "базальтової" з перехідними шарами – “поверхнями”. Мантія поділяється на три частини: верхню, середню і нижню. Всередині верхньої мантії в інтервалі 75-150 км є в`язкий шар, що називається астеносферою. Середню мантію недавно стали називати “Шаром Голіцина”. В нижній мантії виділено перехідний до ядра шар. Ядро поділяється на зовнішнє і внутрішнє, а між ними також існує перехідний шар.

Щодо літосфери, то слід чітко знати, що до неї належить два шари – земна кора і підкорова тверда частина мантії. Іншими словами літосфера – це тверда оболонка Землі, що залягає вище астеносфери.

Перед тим, як перейти до розгляду особливостей оболонок, або геосфер і шарів, нагадаємо, що Земля має форму геоїда (близьку до трьохвісного еліпсоїда), який зумовлений нерівномірним розподілом мас різної щільності в надрах Планети. Якщо маси не вистачає – відбувається опускання поверхні геоїда відносно поверхні сфероїда (фігури, що схожа на еліпсоїд обертання), а при її надлишку – підняття. Такі відхилення коливаються від 50 до 150 м. А взагалі, сили обертання сплюснули Землю в напрямку полярного радіуса на 21, 38 км, а різниця між великою і малою півосями екваторіального еліпса становлять 213 м. Радіус земної кулі, при умові, що він проведений від середньої поверхні геоїда, буде дорівнювати 6371 км.

Кулеподібність Землі першим передбачав ще Піфагор (древньогрецький вчений – 371-497 роки до н. е.). Але науковий доказ такої форми належить Арістотелю (384-322 роки до н.е.), який першим пояснив природу місячних затемнень, як тінь нашої планети. Великий англійський вчений І.Ньютон (1643-1727 рр.) розрахував, що обертання Землі обумовлює відхилення її форми від правильної кулі і надає їй деякої сплющеності біля полюсів. Причиною цього є відцентрова сила Fц, величина якої збільшується із збільшенням радіусу обертання r, тобто при наближенні до екватору. Тому на полюсі сила тяжіння максимальна, а на екваторі - мінімальна.

Маса Землі дорівнює 5,98*1024 кг, а середня щільність – 5,517*103 кг/м3 (тобто 5,5 т.). На земну кору припадає 0,8% всієї маси планети. Якщо враховувати, що щільність порід становить 1,6 – 3,2*103 кг/м3 , то це говорить про те, що речовина в надрах Землі значно важча від середньої величини. Але там вона міняється в різних оболонках і шарах, що видно з таблиці 1.

 

 

Таблиця 1.

Назва оболонок (геосфер) Середня глибина Нижньої межі від поверхні Землі (км) Щільність (n*103 кг/м3 )
Земна кора 1,6-3,2
Мантія: верхня середня нижня     3,3-3,63 4,0-4,6 4,8-5,5
Ядро: зовнішнє внутрішнє   (центр Землі) 10,6-12,3 13,3-13,6

 

Тиск під земною корою становить 1,3*103 МПа, на межі із зовнішнім ядром – майже 1,4*105 МПа, а у внутрішньому ядрі збільшується до 4*105 Мпа.

Глибини залягання геосфер і шарів надр Землі та їх властивості були встановлені сучасними геофізичними методами: сейсмічними, гравіметричними, геотермічними та іншими, навіть експериментальними. Але найбільшу інформацію про геосфери і шари Землі дав сейсмічний метод, який ґрунтується на швидкості і шляхах поширення пружних коливань – сейсмічних хвиль. Чим твердіші породи чи речовина Землі – тим швидше в цілому проходять через них сейсмічні хвилі. Через земну кору вони проходять з різною швидкістю в км/сек. в залежності від того, через які шари вони проходять: осадочний, "гранітний" чи "базальтовий". В мантії і ядрі сейсмічні хвилі теж проходять з різною швидкістю (табл. 2).

Таблиця 2.

Назва оболонок і перехідних шарів Інтервали середніх глибин, км Швидкість проходження поздовжніх хвиль, км/сек.
Земна кора (шар А) 0-33 1,6-7,4
Верхня мантія (шар В – Гутенберга з астеносферою в інтервалі 75 - 150 км.) 33-410 7,9-9 (в астеносфері швидкість менша)
Середня мантія (шар С – Голіцина) 410-950 9-11,4
Нижня мантія (шар D') 950-2700 13,6
Перехідний шар (шар D''- Віхерта-Гутенберга) 2700-2900 12,6
Зовнішнє ядро (шар Е) 2900-4980 8,1-10,4
Перехідний шар (шар F-Леманн) 4980-5120 10,4-9,5
Внутрішнє ядро (шар G або суб'ядро) 5120-6371 11,2-11,3

 

Геофізики встановили, що речовина, яка складає мантію Землі, має дві властивості – твердого тіла і в’язкої речовини (на зразок смоли або льоду). Якщо на такі фізичні тіла діють раптові сили при ударі, то вони реагують як тверді тіла – розсипаються, в них поширюються повздовжні і поперечні хвилі. При повільній дії на них (остійному тиску, дії сил гравітації), такі тіла ведуть себе як в’язкі речовини – повільно течуть.

Важливо також мати уявлення про зміни температури з глибиною надр Землі. Встановлено, що на певній глибині від поверхні вона має постійну величину. Але ця глибина буде різною в певних географічних широтах і коливається переважно від 2 до 40 м. Бувають випадки, коли постійна температура зберігається на глибині за сотню метрів (наприклад, в Якутії – на глибині 116 м). Нижче вона починає зростати на 1 градус в середньому через кожні 30 м. Але нерідко спостерігаються відхилення від середньої геотермічної ступені – від 19 до 111м. Отже, можна приблизно визначити температуру надр на певній глибині земної кори. Вона буде наростати на 2-5 градуси на кожні 100 м При цьому треба вносити поправки на теплопровідність порід, характер хімічних реакцій, відстань до магматичних гарячих тіл, наявність термальних вод, концентрацію радіоактивних елементів та інше.

В мантії температура з глибиною підвищується значно повільніше

всього лише на 0,35-0,45оС на кожний кілометр. Вчені встановили, що на глибині 100 км (тобто під земною корою) температура становить близько 1200оС, на глибині 400 км – 1600оС, а в ядрі 5000-6000оС.

В хімічному складі Землі за А.П.Виноградовим (1962 р.), встановлені певні закономірності. Кора складається переважно з трьох елементів: O – 49,13% , Si – 26% i Al – 7,45%, а разом – 82,53%. Тому її нерідко називають, як уже говорилось, "Сіаль" (SiAl). (Про кількість у земній корі інших елементів повідомляє в наступному параграфі).

Хімічний склад мантії і ядра можна тільки передбачати, враховуючи склад метеоритів і диференціацію речовин в надрах Землі, і, звичайно ж, беручи до уваги речовинний склад кори та геофізичні властивості оболонок.

З мантії, як з первинної матерії Землі, відбулось виплавлення переважно легких хімічних елементів кори і важких елементів ядра. Тому передбачається, що ядро на 84-92% складається з заліза і нікелю, від чого йому і дано іншу назву – "Ніфе" (NiFe).

Зовнішнє ядро (шар Е), найвірогідніше, перебуває у в`язкому стані, а внутрішнє – у твердому.

Хімічний склад мантії досить складний. Він визначається оксидами кремнію, магнію, алюмінію, кальцію та іншими. Речовину мантії, з якої виплавилось залізо і нікель, називають піролітом. В шарі D", на думку О.Г.Сорохтіна, важливу роль відіграє одновалентний оксид заліза – Fe2O, а речовина має флюїдальну текстуру (текстуру течії). Тому допускається процес перетікання мантійної речовини. В зв'язку з цим ряд дослідників пропонує розглядати шар D" (перехідний шар до зовнішнього ядра) як другу астеносферу Землі.

За розрахунками О.Г.Сорохтіна, з такого ж заліза складається і зовнішнє ядро. Цікавий також висновок цього вченого про наростання внутрішнього ядра щорічно на 1 см за рахунок постійно поступаючого до нього заліза.

Будова земної кори.

Перейдемо тепер до більш детального розгляду основного об'єкту геологічних наук – земної кори.

Термін "земна кора" появився спочатку у працях М.В.Ломоносова, а пізніше і в Ч.Лайєля. Сучасні уявлення про будову земної кори грунтуються на основі багатовікового безпосереднього її вивчення, а також на основі новітніх результатів геофізичних досліджень – в першу чергу на основі даних про швидкість поширення пружних хвиль, які одержують при застосуванні методу глибинного сейсмічного зондування (ГСЗ). Важливі дані були також одержані іншими геофізичними методами: гравіметричним, магнітометричним, електромагнітним та деякими іншими. Особливо цінні дані одержані при глибокому бурінні на суші і в океанах.

Нами раніше було відзначено, що середня потужність (товщина) земної кори становить 33 км, але на континентах вона змінюється від 25-45 км – на платформах до 45-75 км – в гірських системах. На межі переходу до мантії міняється щільність речовини і її хімічний склад, в зв'язку в чим відбувається збільшення швидкості поширення повздовжніх пружних хвиль від 6,8 до 8,4 км/сек. Це відбувається на поверхні Мохо. Причому, встановлено, що поверхня фактично є перехідним шаром, бо його потужність становить 3-5 км.

За мінеральним складом земна кора характеризується переважно легкоплавкими силікатами з більшою частиною алюмосилікатів, а хімічний склад – підвищеною концентрацією кремнезему, лужних і рідкісних металів з пониженою концентрацією магнію і елементів, групи заліза. Але якщо говорити про земну кору конкретніше, то, перш за все, треба відзначити її велику вертикальну і горизонтальну неоднорідність.

За особливостями геологічної побудови, геофізичними властивостями і хімічним складом, земну кору поділяють на 2 основних типи – континентальний і океанічний. Але крім того, виділяють також перехідний (або проміжний) тип.

В континентальній корі виділено осадочний, "гранітний" і "базальтовий" шари. Назва "гранітного" і "базальтового" шарів умовна, бо за основу їх виділення взято не тільки перевагу відповідних порід, а й геофізичні властивості. Взагалі ж в "гранітному" шарі багато метаморфічних порід, особливо схожих на граніт гнейсів. Тому нерідко його називають гранітно-метаморфічним або гранітно-гнейсовим. Назва "базальтовий" теж береться в лапки – тому що в ньому, крім переважної кількості, базальтів, є багато інших магматичних порід, але за геофізичними властивостями вони схожі.

В океанічній корі "гранітний" шар відсутній і осадочний шар безпосередньо залягає на "базальтовому".

Перехідна кора має ознаки як континентальної так і океанічної. В залежності від того, які ознаки в ній переважають виділяють два підтипи: субокеа- нічний і субконтинентальний.

Осадочний шар складається із осадочних порід морського і континентального походження, має переважне поширення як на континентах, так і на дні океанів і морів. В місцях виходу на поверхню континентів "гранітного" шару – на кристалічних щитах (Балтійському, Українському та інших) він часто повністю відсутній. Зате в межах великих западин досягає багатьох кілометрів, а в Прикаспійській западині – аж до 25 км. Це найбільша товща осадочних порід на нашій планеті. Середня густина порід – 2,2 г/см3, температура менша 100 С, швидкість проходження сейсмічних хвиль – 1,6-5,0 км/сек.

"Гранітний" шар залягає під осадочним і має суцільне поширення на континентах. В багатьох місцях його можна спостерігати безпосередньо в річкових долинах і балках, а іноді і на вододілах центральної частини України (в межах Українського кристалічного щита). Густина порід цього шару – 2,4-2,6 г/см3. Швидкість проходження сейсмічних хвиль – 5,5-6,5 км/сек. Потужність шару в межах платформ в середньому біля 20 км, а під гірськими спорудами – до 40 км, від чого таке явище одержало у геологів назву "корені гір".

"Базальтовий" шар на денну поверхню не виходить, а ті базальтові породи, які ми спостерігаємо в Рівненській області і Закарпатті – це виливи на поверхню земної кори лави в результаті давньої вулканічної діяльності. Базальтову кору спостерігали в стінках рифтових долин Серединно-океанічних хребтів за допомогою телекамер, а відбір зразків зроблено бурінням та автоматичними підводними апаратами. В Червоному морі морські геологи породи відбирали власними руками. Отже, "базальтовий" шар залягає під “гранітним” і має суцільне поширення на Землі. Потужність його на материках близька до “гранітного”: переважно 20-25 км, а максимум – 40 км. Під океаном він стає значно тоншим і змінюється переважно від 4 до 10 км. Густина порід – 2,8-3,3 г/см3. Швидкість проходження сейсмічних хвиль – 6,5-7,4 км/сек.

В останні роки в науковій і навчальній літературі все впевненіше пишуть про те, що під океанами "базальтовий" шар підрозділяється на дві частини. Верхня складена чергуванням між собою базальтових лавових потоків та порід чисто морського походження. Потужність порід цієї частини "базальтового" шару досягає 1,5-2,0 км, але в окремих місцях вона відсутня. Нижня частина шару – це фундамент океанічної кори і простежується суцільно під океаном, переважно з потужністю 5-6 км. Складена ця частина "базальтового" шару тільки породами мантійного походження.

Субокеанічний підтип земної кори характеризується нечітко вираженою наявністю або практичною відсутністю "гранітного" шару і підвищеною потужністю – до 20 км – осадочного шару. Така кора характерна переважно для окраїнних морів (Берингового, Охотського, Японського та ін.).

Субконтинентальний підтип, у порівнянні з континентальною корою, має значно меншу товщину "гранітного" шару, що поступово виклинюється до рівня "базальтового". Тому його називають “гранітно-базальтовим”. Потужність його – 15-20 км. Осадочний шар не зменшується. Така кора характерна, в першу чергу, для острівних дуг (Японських, Курильських, Антільських островів та ін.).

 

Сучасні уявлення про утворення земної кори.

Утворення земної кори нерозривно пов'язано з походженням Землі. Історія розвитку геологічних знань говорить нам про те, що є дві принципово різні групи гіпотез про походження Землі. Перша з них об'єднує уявлення про первинно розжарену Протоземлю, яка була викладена в праці П.С.Лапласа і яка мала на геологію великий вплив на протязі сотні років. Але на початку ХХ століття ця гіпотеза почала втрачати своє значення. Друга група гіпотез базується на уявленнях про первинно холодну Землю, що утворилась з холодної космічної речовини, які виклали зарубіжні вчені Т.Чемберлін, Ф.Мультон і вчені колишнього Радянського Союзу О.Ю.Шмідт, В.Г.Фесенков, О.В.Виноградов, В.А.Амбарцумян, П.П.Паренаго та інші.

Принципова відміна в уявленнях про утворення земної кори полягає в тому, що у випадку первинно розплавленої Протоземлі, кора утворилась при поступовому охолодженні, яке продовжується і до цього часу, а при первинно холодній Протоземлі формування її відбувалось після того, як почалось розігрівання космічної речовини під впливом радіоактивного розпаду, енергії акреції (виділення тепла під впливом ударів метеоритів, поступового стягування, збирання і злипання речовини), припливних сил і гравітаційної диференціації мантійної речовини. Розігріта речовина зазнала гравітаційного розшарування, в результаті чого утворились основні оболонки Землі: кора, мантія і ядро. Під час диференціації мантійної речовини першими викристалізувались тугоплавкі (високотемпературні) речовини: Fe, Ni, Cr, Co, Mg та інші, які сконцентрувались в ядрі. За ними викристалізувались легкоплавкі (відносно низькотемпературні) елементи: Si, Al, K, Ca, V, Th та інші. Вони поступово піднялися вверх і утворили "базальтовий" шар. Проте, розігрівання надр Протоземлі відбулось, як допускав академік О.В.Виноградов, у вигляді окремих вогнищ або зон, що привело до уявлення про зонну плавку речовини. Причому, вчений розрахував, що максимальне розігрівання було у верхній мантії – до глибини 500 м. Від окремо розігрітих локальних зон речовина підіймалась вверх і розігрівала холодну речовину. В результаті цього на поверхні планети виникли первинні вулкано-плутонічні кільцеві структури, що були заповнені базальтовою лавою. Цей процес почався приблизно 4,6 млрд. років назад і знаменує собою початок геологічного етапу розвитку Землі. Поряд з ними часто зустрічаються метеоритні кратери, яких на всіх континентах нарахували більше сотні. Зовнішній вигляд рельєфу нашої планети в той дуже давній час нагадував сучасну поверхню Місяця. Тому академік А.П.Павлов назвав цю стадію "місячною". Вона продовжувалась в інтервалі 4,6–4,0 млрд. років назад.

В цю ж стадію з мантії інтенсивно виділялась величезна кількість різних газів, які утримувались в навколоземному просторі завдяки земному притяганню. Вчені передбачають, що в той час атмосфера складалась з метану, аміаку, водню, парів води, двооксиду і оксиду вуглецю. Вільного кисню практично не було.

Пройшло багато часу і в результаті конденсації парів води, на Землі утворились перші водні басейни. На думку американського вченого Г.Юрі води тоді було всього лише 10% від сучасної кількості в морях і океанах. Але А.П.Виноградов доводив, що при зонній плавці було виділено майже всю сучасну кількість води планети.

Отже, в кінці "місячної" стадії утворився "базальтовий" шар, первинна атмосфера і гідросфера.

В інтервалі від 4,0 до 3,7-3,6 млрд. років назад, тобто на початку архейської ери, на поверхні Землі існували високі гори вулканічного походження. Вони досить інтенсивно руйнувались під впливом атмосфери, тимчасових і постійних водотоків. пухкі осадочні породи, заповнювали великі западини в рельєфі, які утворились в результаті опускання земної кори. За великий відрізок часу (десятки млн. років) в глибоких западинах нагромадились потужні товщі таких порід. Вони під впливом великого тиску, високої температури і фізико-хімічних процесів перетворились у дуже міцні, в тому числі і гранітоїдні породи. Утворились величезні масиви нових порід великої потужності і округлої форми в плані. Розташовані такі геологічні тіла на давніх платформах хаотично. Враховуючи своєрідність етапу в розвитку земної кори, коли утворювались нуклеари (від "нуклеос" – ядро), Е.В.Павловський запропонував назвати цю стадію нуклеарною.

Сучасні космічні знімки глобального рівня дозволили встановити раніше невідомі нуклеари гігантських розмірів. Вони виділяються тільки в межах давніх платформ. Всього на суші геологи виділили 33 найбільших нуклеарів, серед яких є гігантські: Північно-Американський – понад 3800 км в діаметрі, Амазонський – понад 3200 км, Західно-Африканський – 3600 км. В межах Росії оконтурені Обський нуклеар – 1500 км, Хета-Оленекський – 1100 км, Алдано-Становий – 1300 км, Сарматський (Верхньоволзький) – 1000 км та інші. Цікаво, що вся рівнинна Україна попадає на Скіфський (Дніпровський) нуклеар діаметром до 1000 км. Звичайно, ці структури виникли не одночасно. Різниця у їх віку могла досягати 500 млн. років. За цей час вони були поширені майже повсюдно і, зливаючись, утворювали майже суцільний "гранітний" шар давніх платформ. І тільки 200 млн. років назад (на початку мезозойської ери), коли в результаті конвекційних течій в мантії Землі, почав розпадатися суперматерик Пангея на окремі літосферні плити, деякі нуклеари розірвались і їх частини опинились по різні боки Атлантичного та Індійського океанів: на території Африки, Південної Америки, Австралії та Індостану. Детальніше про рух літосферних плит і утворення океанів (а значить і океанічної кори) ми розповімо окремо.

Звичайно ж, і на початку формування земної кори поверх "гранітного" шару не суцільним покривом існував осадочний шар, але його породи дуже відрізнялись від тих, що утворились пізніше.

Всі три шари земної кори змінювались в кількісному і якісному відношенні: "базальтовий" шар постійно наростав знизу за рахунок надходження мінеральних речовин з мантії; "гранітний" – розширювався за рахунок гранітизації і метаморфізації в умовах активних рухів земної кори; осадочний - в зв'язку з постійними змінами гідрокліматичних і біологічних умов протягом останніх 600 млн. років.

Отже, розглянувши ідеї про розвиток Землі від середини XVII до кінця XX століття, ми уявляємо, як важко добувались наукові знання про найголовніший об'єкт природознавства – планету Земля: її будову в цілому, форму, розміри, фізичний стан оболонок (геосфер), особливості будови земної кори і сучасні уявлення про її утворення.

 

Запитання і завдання

1. Як змінювались наукові погляди про утворення і розвиток Землі?

2. Яка будова Землі?

3. Яке значення геофізики і геохімії у вивченні будови Землі?

4. Охарактеризуйте типи земної кори.

5. Які сучасні уявлення про утворення земної кори?

 

Тема: Мінерали та гірські породи.

 

План лекції:

1. Поняття про мінерали і гірські породи.

2. Кристалічний і аморфний стан мінеральної речовини.

3. Мінеральні агрегати.

4. Фізичні властивості мінералів.

5. Утворення мінералів і їх класифікація.

 

Поняття про мінерали і гірські породи.

Земна кора складається майже повністю з усіх хімічних елементів, які входять до таблиці Менделєєва (за виключенням елементів, що одержані штучно). Але кількість кожного з них дуже відрізняється.

Вперше середній вміст хімічних елементів в земній корі до глибини 16 км підрахував американський вчений Ф.У.Кларк ще в 1889 році. Потім кількість хімічних елементів уточнювало багато російських і зарубіжних вчених. Але найбільш переконливі дані одержали радянські вчені В.І.Вернадський, О.Е. Ферсман і О.П.Виноградов.

Середній вміст у земній корі кожного з хімічних елементів О.Е.Ферсман запропонував називати кларками. Згідно висновків О.П.Виноградова (1962), в земній корі (в %) кисню – 49,13, кремнію – 26,0, алюмінію – 7,45, заліза – 4,20, кальцію – 3,25, натрію – 2,40, калію – 2,35, магнію – 2,35, водню – 0,15, титану – 0,61, вуглецю – 0,36.

Найменше поширення мають рідкоземельні (n:10-5%), ртуть (8,3:10-6%), золото (4,3:10-7 %) реній (7:10-8 %). Ще менше поширені елементи радію, протоактинію і полонію. Отже, на перші три елементи припадає 82,58 % маси земної кори (тому раніше нерідко земну кору називали "Сіаль"), а на перші вісім елементів – 97,13 %,

В результаті складних фізико-хімічних процесів ці елементи поєднуються (за рідкими виключеннями) у прості і складні сполуки, тобто утворюються мінеральні тіла. Отже, мінерали (від лат. minera – руда) – це природні хімічні сполуки або самородні елементи, які утворились в результаті фізико-хімічних процесів у земній корі і на її поверхні. Утворення мінералів може також бути пов'язане з біохімічними процесами, що викликані життєдіяльністю організмів (у першу чергу бактерій). Крім того, однорідні за хімічним складом мінеральні сполуки складають інші космічні тіла: Місяць, планети Сонячної системи, комети, астероїди, метеорити.

Мінерали можуть мати кристалічну будову речовини (певний порядок розташування атомів та іонів), або бути аморфними. Проте, академік В.І.Вернадський сюди відносив також рідини і природні гази.

В кінці XIX століття французькому вченому Вернейлю вдалося в лабораторних умовах одержати штучний рубін. В 1905-1910 роках ним було налагоджено його промислове виробництво, а крім того – сапфіру і шпінелі. З того часу в лабораторіях і на заводах різних країн вирощують багато мінералів для ювелірної справи і технічних потреб. Більшість з них не відрізняються від природних за хімічним складом, структурою та властивостями.

Серед мінералів розрізняють мінеральні види і різновидності.

Перші чітко відрізняються за складом і структурою хімічної речовини, другі – це варіації мінерального виду за кольором (наприклад, різновидності кварцу, опалу, гранату), або по структурі тієї ж речовини.

Загальна кількість відомих мінеральних видів – близько 4000, а з різновидностями – близько 5000. Цікаво, що до початку 19 століття було відомо без різновидностей менше 100 мінералів. За останні 25-30 років щорічно в середньому геологи відкривають і описують 40-50 нових мінералів (щотижня 1-2).

В 1980 році усьому світі було відкрито 101 мінерал, з них 28 – в колишньому СРСР.

Спеціалісти по мінералогії пишуть, що в природі широко розповсюджено 450 мінералів, але тих, що утворюють породи всього близько 50.

З величезної кількості мінералів в різній мірі людством використовується 15%. Серед них особливо цінними для потреб життя є рудні мінерали – ті, з яких добувають метали або іншу сировину. Наприклад, з галеніту добувають свинець, із сфалериту – цинк, із магнетиту – залізо, з ільменіту – титан, з апатиту – фосфор і мінеральні фосфорні добрива.

Всі мінеральні види і різновидності мають свої назви, які дані їм відповідно до фізичних властивостей (колір, блиск, твердість та інші), місця знахідки, способу утворення, хімічного складу. Багато мінералів названо прізвищами та іменами людей. Проте слід мати на увазі, що нерідко один і той же мінерал в різних країнах та у ювелірів має, іншу ніж у геологів, назву.

Коли різні мінерали поєднуються в більш-менш постійний склад – таке угрупування називається гірськими породами. Більшість з них складаються з багатьох мінералів і їх називають полімінеральними (граніт, лес). Але коли порода приблизно на 95% складається з одного мінералу (мармур, пісковик) то її називають мономінеральною. Якщо в породі, крім характерних для неї мінералів, трапляються в незначній кількості (менше 1%) інші мінерали їх називають акцесорними (від лат. accеssorius – додатковий, привхідний). За способом утворення гірські породи підрозділяються на магматичні, осадочні і метаморфічні.

Всього зараз відомо майже 900 видів гірських порід з яких 700 магматичних. Кожна з них відрізняється не тільки мінеральним складом, а й кольором, масивністю та іншими ознаками.

Геологи встановили, що хоч осадочна оболонка покриває "гранітну" (на континентах) і "базальтову" (під океанами) приблизно на 75% всієї земної поверхні, на загальний об'єм літосфери її припадає всього лише 5%. На магматичні і метаморфічні породи разом припадає 95%.

Вивчення мінералів і гірських порід в кінцевому результаті зводиться до найголовніших завдань геологів – відкриття і добування корисних копалин. Родовищем корисних копалин називається концентрація мінеральної речовини в надрах Землі або на її поверхні, кількість, якість і умови залягання якої придатні для промислового використання. Вони формуються в результаті різних геологічних процесів і концентруються в різній мірі як по глибині так і по територіях. А утворитись вони можуть одночасно з формуванням гірських порід або пізніше. Причому в схожих геологічних умовах утворюються мінеральні генетичні асоціації на певній ділянці чи в певному місці земної кори (наприклад, у рудному районі, зоні, пласті, жилі).

Отже, з хімічних елементів земної кори утворилась велика кількість мінералів, які є складовими частинами різних гірських порід. В породах при певних умовах сформувались різні види корисних копалин.

 

Кристалічний та аморфний стан мінеральної речовини. Властивості кристалів.

Близько 98% мінералів мають кристалічну будову. Слово "кристал" походить від грецького krustalloz, що означає лід або гірський кришталь, бо думали, що гірський кришталь (прозора, безбарвна різновидність кварцу) утворюється при таких же низьких температурах, як і лід. В спрощеному сучасному визначенні кристали – це тверді тіла, що утворились в природі або одержані штучно з мінеральної речовини і мають форму багатогранників.

Кристалічна будова мінералів зумовлена певним порядком розташування атомів та іонів, які щільно прилягаючи один до одного, утворюють різноманітні кристалічні решітки. Якби ми могли подивитись на порядок розташування атомів та іонів у мінералах, які складають кристали, то побачили б, що вони утворюють правильні геометричні фігури: куби, октаедри, паралелепіпеди, шестигранники, у яких грані є паралелограмами, або призми у яких основами будуть паралелограми, ромбоедри тощо. Внутрішня будова кристалів визначає і їх зовнішній вигляд. Вона також зумовлює фізичні і хімічні властивості мінералів.

Кристалічні форми і кристалічний стан мінеральної речовини вивчає наука – кристалографія. Для кристалів характерні такі властивості як симетричність, здатність до самоогранки, анізотропність.

Визначення симетричності кристалів зводиться до встановлення площин, осей і центру симетрії.

Площиною симетрії називають уявну площину, яка ділить кристал на дві дзеркально рівні частини. Таких площин у кристалі можна провести від одної до дев'яти.

Віссю симетрії називають уявну пряму, при повороті навколо якої на 3600 окремі елементи кристала повторюються 2, 3, 4 і 6 разів. Кількість осей симетрії у різних кристалів може змінюватись від одної до тринадцяти. Вони можуть проходити через центри протилежних граней, вершини протилежних кутів і середини протилежних ребер.

Центр симетрії – це уявна точка в середині кристала, від якої на рівній відстані знаходяться вершини і паралельні грані. Центр симетрії у кристалів один (детальніше про елементи симетрії кристалів див. у практикумах).

Здатність до самоогранки – це утворення плоских граней і прямих ребер як під час первинного утворення, так і при відродженні зруйнованого кристала (при створенні первинних умов).

Анізотропність (нерівновластивість) означає різну властивість (твердість, теплопровідність, проходження світла) в певних напрямках кристалів.

Якщо речовина, з якої утворюється мінерал, немає упорядкованого розташування атомів та іонів, то мінерал не матиме кристалічної будови (янтар, агат, опал та інші). Але для того, щоб утворився кристал, властивий певному мінералу, треба щоб він мав умови для вільного росту (наявність пустоти і тріщини в породах). Якщо вільного місця немає, чи його мало, то кристал не утворюється, або він буде мало схожий на типовий, хоч розташування елементарних частин буде у вигляді певної кристалографічної решітки. В таких випадках, наприклад, у галіту (кухонної солі) або піриту, кристал не буде мати типового вигляду куба. Не виросте в таких умовах і кристал апатиту, що має шестигранну призму.

І все-таки форм кристалів у природі дуже багато. Більшість із них навіть назвати важко. Та коли уважно придивитись до них, нерідко дуже складних форм, то можна помітити, що вони ніби складаються з кількох простих кристалів. Отже, в природі існують ще й різні комбінації кристалів.

Серед інших кристалів слід відзначити поліморфізм – здатність однакових хімічних речовин кристалізуватись у різних формах кристалів (алмаз і графіт). Інша особливість - здатність різних речовин утворювати кристали однакової форми (галіт і пірит) називається ізоморфізмом. Крім того, при утворенні кристала з певної речовини його сусідні грані формуються під постійним кутом. Грані можуть бути більшими чи меншими, ширшими чи вужчими, довшими чи коротшими, від чого кристали однієї і тієї ж речовини (наприклад, SiO2 – кварцу) будуть мати різну форму (габітус). Але кути між відповідними гранями завжди постійні. Цей закон, який був установлений Ніколасом Стеноном ще в XVII столітті, одержав назву закону постійності граних кутів, або закону Стенона.

В залежності від довжини, ширини і товщини мінералів виділяють їх морфологічні типи і різновиди. Серед типів виділяють ізометричний, видовжений і сплющений. Ізоморфнікристали мають однакові розміри в усіх напрямках (гранат, магнетит, пірит). Видовжені характерні тим, що в них довжина значно перевищує ширину. Різновидами серед них будуть стовпчасті, голчасті, волокнисті, ниткоподібні (турмалін, гіпс, селеніт, хризотил-азбест). Сплющені мінерали товщину мають меншу, ніж ширину, причому нерідко в багато разів (ільменіт, різні слюди, гіпс кристалічний).

Крім того, при вивчені форм мінералів слід звертати увагу на штриховку на гранях (у кварцу, топазу, турмаліну), утворення двійників (ортоклаз, гіпс), характерне зростання тощо.

Дуже часто в природі трапляється сукупність багатьох кристалів або зерен мінералів одного і того ж походження, яка називається мінеральним агрегатом. Мінералів, що утворюють агрегати, багато. Серед них найчастіше кварц, гіпс, залізо-марганцеві сполуки, халцедон, кальцит та інші. Різні форми мінеральних агрегатів залежать не тільки від хімічного складу мінералів, а й від умов їх утворення. Це друзи, дендрити, конкреції, секреції, натічні форми та інші.

Друзи – це зростки добре утворених, переважно правильних кристалів, які прикріплені одним кінцем до породи. Якщо утворились дрібні кристали, то тоді їх називають щітками. Ці мінеральні агрегати утворились на стінках пустот і тріщин в результаті викристалізації речовини із розчинів і летючих компонентів.

Дендрити – це мінеральні тіла різної розгалуженої форми, які утворюються в результаті швидкої викристалізації в тонких тріщинах і порах порід (від гр. dendron -гіллястий, деревоподібний). У вигляді дендритів трапляється самородна мідь, золото, залізо-марганцеві сполуки та інші (мал.).

Конкреції – кулеподібні або неправильної округлої форми утворення, які виникають у пухких осадочних породах (переважно в пісках і глинах) в результаті стягнення мінеральної речовини до центрів кристалізації, якими часто бувають сторонні тіла. Кристали в такому випадку ростуть радіально від центру. Якщо розбити конкрецію, то часто можна побачити радіально-променеву або концентрично-зональну її будову. Розміри конкреції від 1 см до 1 м і більше. Найчастіше у вигляді конкреції трапляється фосфорит, марказит, залізо-марганцеві та інші утворення.

Ооліти – дрібні (до 10 мм) округлі утворення, які нагадують конкреції. Вони мають концентричну, рідше радіальну будову і утворюються при випаданні мінеральної речовини з водних розчинів. Мінеральна речовина, як і в попередньому випадку, стягується навколо дрібних сторонніх частинок. В такому вигляді часто утворюються руди алюмінію, марганцю, заліза, різновидність кальциту під назвою арагоніт та інші.

Секреції – мінеральні агрегати округлої форми, які утворились в таких же порожнин порід в результаті відкладання мінеральної речовини від краю до центру. Пустота може бути заповнена кристалічною або колоїдною речовиною. Часто в секреціях можна спостерігати забарвлення мінеральної речовини або відмінності в її складі. Найчастіше секреції утворюються в результаті заповнення порожнин різновидностями кварцу, кальцитом, сіркою та інші. Коли секреція не заповнюється всередині до кінця мінеральною речовиною, то такий агрегат називають жеодою. Часто всередину порожнини проростають дрібні кристали мінеральної речовини. Розміри секрецій приблизно дорівнюють конкреціям.

Натічні форми – мають різний вигляд, тобто будь-які форми, які можуть утворитися в порожнинах при обволіканні їх стінок колоїдними розчинами, або при просочуванні розчинів через тріщини. У поперечному розрізі натічні форми мають концентрично-зональну будову (малахіт, опал, халцедон, кальцит та тощо). Розміри натічних форм – від дрібненьких до великих стовпоподібних сталактитів і сталагмітів.

Зернисто-кристалічні агрегати – утворення, які складаються із одного або кількох зернистих мінералів, часто разом з добре вираженими кристалами (пірит, галеніт, апатит, граніт). В залежності від того, яку форму мають частинки мінералів, агрегати називають зернистими, листуватими, лускоподібними, волокнистими, голчастими тощо. Якщо розмір зерен мінералів більше 5 мм в поперечнику, такі агрегати називають великозернистими – від 5 до 1 мм – середньозернистими, менше 1 мм – дрібнозернистими.

Землисті агрегати (маси) – м'які, схожі на борошно утворення, в яких неозброєним оком не можна побачити кристалічні утворення. За кольором вони бувають білі (каолін), чорні (оксиди марганцю), вохристі (гідроксиди заліза) та інші. Найчастіше це продукт хімічного вивітрювання.

Псевдоморфози – мінеральні утворення, форми яких не відповідають даній речовині. Найчастіше це буває у випадках, коли мінеральною речовиною (кальцитом, фосфором, малахітом) заповнюється порожнина, яка утворилась, наприклад, в результаті розчинення черепашок, молюсків, залишків дерев, кристалів інших мінералів.

Крім того, дрібненькі форми кристаликів можна побачити (через мікроскоп або лупу) на поверхні порід у вигляді кірочки, нальоту, вицвіту.

Фізичні властивості мінералів.

Фізичні властивості мінералів дадуть нам уявлення про різноманітний і цікавий світ мінералів.

З тієї величезної кількості мінералів у природі, про яку уже говорилось, кожний із мінералів або їх різновидів має властиве йому поєднання фізичних властивостей, яке і відрізняє його від інших. Ці фізичні властивості тісно пов'язані з їх структурою і хімічним складом. Вони мають велике значення для діагностики мінералів і розуміння їх практичного застосування: в техніці і виробництві – надтвердого алмаза, корунду, кристалічного кварцу, в ювелірній справі – дорогоцінних каменів і металів.

Отже, під фізичними властивостями мінералів розуміють їх колір, блиск, спайність, твердість, густину, прозорість, запах, смак, магнітність та інші. За вказаними властивостями можна визначити багато мінералів і зокрема ті, що вивчатимуть студенти на лабораторних заняттях. Проте, більшість природних матеріалів можна визначити тільки в спеціальних лабораторіях при застосуванні більш досконалих методів: кристалооптичних, кристалохімічних, хіміко-аналітичних, рентгенометричних та інших. За фізичними властивостями можна визначити багато мінералів, що зустрічаються в природі і в першу чергу на території України.

Колір мінералу може бути різним від смоляно-чорного до білосніжного, від криваво-червоного до біло-рожевого, від темно-зеленого до салатно-зеленого, від густо-фіолетового до блакитного і т.д. Часто можна зустріти такий колір мінералів, який навіть важко передати словами. Нерідко він непомітно переходять в інший. Колір мінералу, інтенсивність відтінків, морфологія та інші, на перший погляд непомітні особливості, дають можливість знавцям не тільки визначити мінерал, а й сказати, як він утворився і з якого він родовища: з Південного Уралу, з Житомирщини чи з Бразилії.

Надзвичайно багатий колір мінералів зумовлений багатьма причинами: вбиранням і відбиванням променів світла, хімічним складом мінералу, розташуванням атомів, домішками елементів (хромофорів), які дають їм (часто навіть одному кристалу) різне забарвлення. Сюди належать домішки хрому, заліза, нікелю, міді та інші.

Хром, наприклад, може надавати мінералам червоного, рожевого, яскраво-зеленого, синього і навіть фіолетового забарвлення, мідь – блакитного і зеленого, кобальт – персиково-рожевого і малинового. Це залежить не тільки від хромофорів, а й від їх кількості та порядку розташування в кристалічній решітці.

Іноді забарвлення мінералів зумовлене незначними "механічними" домішками інших мінералів.

Але, багато мінералів мають постійне забарвлення: галеніт – свинцево-сірий, пірит – латунно-жовтий, малахіт – зелений, кіновар – червоний, графіт – сталево-сірий і т.д.

Слід мати на увазі, що колір мінералу може змінюватись ще і від того, скільки він перебуває на поверхні землі під променями сонця, як довго на нього діяла вода. Впливає на виразність кольору ступінь поліровки поверхні мінералу.

Іноді, крім основного забарвлення мінералів, на його поверхні утворюється тонка плівка з райдужним переливом кольорів. Таке явище називається мінливістю і пояснюється окисленням поверхні мінералів. Проте гра кольорів, яка характерна, наприклад, для лабрадору і опалу, пояснюється інтерференцією світла через прозору частинку мінералу.

Колір риски (колір мінералу в порошку). Багато мінералів у розтертому вигляді мають інший колір. Риску мінералу (порошок) можна легко одержати, якщо провести мінералом по неглазурованій (матовій) поверхні фарфорової пластинки. Ця пластинка має бути твердішою за мінерал. Колір риски мінералу в багатьох випадках є важливою діагностичною ознакою. Наприклад, магнетит і лімоніт в кусках часто мають однаковий колір, але колір риски у магнетиту буде чорний, а у лімоніту бурий, або жовто-бурий; гіпс, крім білого, може бути червоного, жовтого, бурого і сірого кольору, але риска у нього завжди буде біла.

Блиск мінералів є також важливою діагностичною ознакою. Він залежить від здатності мінералу відбивати світло. За блиском мінерали поділяють на три групи: з металічним, напівметалічним і неметалічним блиском.

Металічний блиск схожий на блиск відполірованого металу. Він характерний для мінералів, які є рудами для одержання різних металів (пірит, халькопірит, сфалерит).

Напівметалічний блиск мають мінерали, у яких металічний блиск потускнів (схожий на поверхню зламаного металу – графіт, гематит, кіновар).

Неметалічний блиск поділяється на скляний (кварц, кальцит), жирний, коли поверхня мінералу ніби змазана жиром (нефелін, сірка), перламутровий (тальк, слюда), шовковистий (азбест, селеніт), восковий (опал, халцедон).

Спайність – це здатність мінералу розколюватись або розщіплюватись у певних напрямках, утворюючи при цьому поверхні, які називаються площинами спайності. Спайність властива тільки для мінералів з кристалічною будовою речовини і завжди направлена паралельно до граней або осей мінералів.

Розрізняють п'ять видів спайності:

1) Дуже досконала спайність, коли мінерал легко розщеплюється на окремі листочки або пластинки, утворюючи дзеркально-блискучі площини спайності (слюда, тальк).

2) Досконала спайність – коли мінерал легко розколюється навіть від слабкого удару по ньому на окремі уламки, які мають чітко виражені площини (кам'яна сіль, кальцит).

3) Середня спайність – це характерне поєднання чітко виражених площин спайності з повною їх відсутністю (польові шпати, рогова обманка).

4) Недосконала спайність – це коли на окремих уламках мінералу видно одну або дві слабо виражені площини (апатит, олівін).

5) Дуже недосконала спайність – площини практично зовсім відсутні (кварц, пірит).

Злам – це вид поверхні мінералу, який простежується не по площинах спайності. Злам може бути раковистим, що нагадує ввігнутий відбиток стулки черепашки (кварц, опал); скалкуватий, який має орієнтовані в одному напрямі скалки (азбест, гіпс); землистий, що характеризується шершавою поверхнею – у м'яких і пористих мінералів (лімоніт, каолін); зернистий – спостерігається у мінералів, які мають зернисту будову (магнетит, апатит); ступінчастий (ортоклаз, галеніт).

Твердість мінералів – це здатність їх протистояти зовнішнім механічним діям. Вона визначається дряпанням предметами або іншими мінералами, твердість яких відома. Для визначення твердості мінералів користуються шкалою Мооса (від імені німецького мінералога Фрідріха Мооса). До цієї шкали належать 10 мінералів, що розміщені в порядку збільшення їх твердості. Кожний послідуючий мінерал дряпає попередній. Наведемо шкалу для визначення твердості мінералів:

1. Тальк 6. Ортоклаз

2. Гіпс 7. Кварц

3. Кальцит 8. Топаз

4. Флюорит 9. Корунд

5. Апатит 10. Алмаз

За цією шкалою твердість тальку – 1, кварцу – 7, алмазу – 10.

Слід мати на увазі, що твердість мінералів за шкалою Мооса є відносною. Вона насправді не показує у скільки разів мінерал твердіший від попереднього. Це встановлюється мікротвердометром. За його допомогою виявлено, наприклад, що алмаз твердіший від тальку не в 10, а більше як у 4 млн. разів. А коли дослідили різницю у твердості мінералів, які стоять поряд у цій шкалі, то виявилось, що вона найбільша між корундом і алмазом.

При визначені твердості мінералів, які вкраплені в породу, треба слідкувати, щоб дослідженню підлягав мінерал, а не порода. Це особливо важливо для м'яких мінералів.

Твердість може відрізнятись у різних напрямках кристалів, бо вона належить до тих властивостей, які свідчать про анізотропність кристалів. Так, наприклад, є мінерал під назвою дістен, який має твердість вздовж кристала 4,5, а поперек тієї ж грані 6 (від цього і пішла назва мінералу).У кальциту теж може бути різна твердість: на гранях ромбоедра – 3, а на гранях призми – 4.

Більшість мінералів має твердість від 2 до 7. Твердіші мінерали трапляються рідко. Сюди належать топаз (8), берил (8), гранат (7,5) та єдині мінерали з твердістю 9 і 10 – корунд і алмаз.

Твердість мінералів можна визначити також іншими предметами, у яких вона відома: ніготь – 2, бронзова монета – 3,5-4, скло – 5, стальний ніж – 6, напилок – 7.

Шершуватість і жирність. Розрізняють мінерали, які при розтиранні пальцями дають відчуття шершуватості (дрібнокристалічний опал, боксит) або здаються на дотик жирними (тальк, каолініт).

Гігроскопічність – це здатність мінералів вбирати воду, яка є у повітрі. Є навіть мінерали, які при значній вологості повітря можуть розтанути (карналіт). Нерозчинні мінерали можуть розтріскуватись, увібравши в себе воду.

Пружність – здатність пластинок мінералів пружинити (слюди).

Густина – мінералів змінюється від 0,6 до 23. Ії точно можна встановити тільки в лабораторних умовах.

За густиною всі мінерали поділяються на 4 групи: легкі – з густиною до 2,5 (сірка, гіпс), середні – від 2,5 до 4 (кальцит, кварц), важкі - від 4 до 10 (пірит, галеніт), дуже важкі – від 10 до 23 (срібло, золото, найважчий – платиновий іридій).

Найчастіше трапляються мінерали з густиною від 2 до 5.

Густину мінералів у польових умовах визначають приблизно. Цього можна досягти після певних навичок, порівнюючи його вагу з іншими.

Магнітність – це властивість мінералів притягуватись магнітом або відхиляти магнітну стрілку. Магнітність властива не багатьом мінералам – які мають залізо. Дуже магнітними вважаються магнетит і пірротин (магнітний колчедан). Ці мінерали притягуються в невеликих зернах навіть слабкими магнітами, або намагніченими предметами. Великі маси діють на магнітну стрілку досить сильно. Щоб дослідити на магнітність, мінерал подрібнюється до порошку. Потім до нього торкаються магнітом, або намагміченим предметом. Якщо частки прилипають до магніту, то мінерал має магнітну властивість.

Ковкість і крихкість. Ковкі мінерали при ударі молотком сплющуються, а крихкі розсипаються на дрібні частинки. При дряпанні ножем крихких мінералів - летить порошок, а ковких мінералів –залишиться блискучий слід (маленька борозна).

Горючість і запах. Самородна сірка, деякі сірчані і органічні сполуки (бурштин, озокерит, асфальт) при нагріванні легко загоряються і при горінні дають характерні запахи (янтар – ароматний, сірка – сірчаного газу). Іноді запах відчувається при різкому ударі по мінералу або терті по ньому твердим предметом. Запах сірчаного газу характерний для мінералів піриту і марказиту, часниковий запах – для арсенопіриту (миш'якового колчедану). Якщо терти один об одного два куски фосфориту, то ми відчуємо запах горілої кістки або згорілої головки сірника.

Смак – мають тільки ті мінерали, які добре розчиняються у воді. Галіт (кам'яна сіль) має солоний смак, сильвін і мірабіліт – гіркувато-солоний.

Реакція на розчин соляної кислоти. При дії на мінерал 5-10% розчином соляної кислоти вона починає "кипіти". Таким чином можна легко визначити мінерали класу карбонатів. Електричні властивості, люмінесценція, радіоактивність та інші визначаються в лабораторних умовах.

 

Утворення мінералів.

Процеси у природі дуже різноманітні і часто досить складні. Вони протікають в різних термодинамічних умовах на протязі тривалого часу.

Одним із найважливіших завдань мінералогії і є вияснення походження (генезису) мінералів, яке потрібне геологам, перш за все, для того, щоб знати де шукати ту чи іншу мінеральну сировину. Засновником генетичного напрямку в мінералогії був академік В.І.Вернадський (1863-1945) і його талановитий учень – академік О.Е.Ферсман (1883-1945). Згідно їх наукових висновків, мінерали, що виникли в результаті фізико-хімічних і процесів у земній корі і на її поверхні, – стійкі в певних інтервалах температур, тиску, складу і кількості речовини, які їх оточують. При зміні цих умов мінерал стає нестійким і його речовина переходить у інший або у кілька мінералів.

Отже, виявлення умов утворення будь-якої асоціації мінералів неможливо без урахування геологічних процесів, як глибоко в надрах Землі, так і на її поверхні.

Магматичне утворення мінералів відбувається при повільному охолодженні магми. Магма – первинний силікатний розплав, в якому при надходженні його з мантії в земну кору або на її поверхню і при застиганні утворюється багато мінералів. Дослідники вважають, що в надрах земної кори речовина починає викристалізовуватись при температурі 700-9000С, а при виливі на поверхню – при температурі 1000-20000C.

Викристалізація мінеральної речовини при зниженні температур магми йде в певній послідовності. Першими утворюються високотемпературні мінерали: магнетит, хроміт, титаніт, циркон та інші. Потім кристалізуються залізо-магнезіальні мінерали: олівін, піроксени, рогова обманка, за ними – польові шпати, останніми – слюди і кварц.

З магматичним процесом мінералоутворення пов'язані контактно-метаморфічний, пегматитовий, пневматолітовий і гідротермальний процеси, які проходять послідовно по мірі віддалення від магматичних інтрузивних тіл.

Контактно-метаморфічне утворення мінералів відбувається в зоні контакту магматичного тіла з оточуючими породами. При цьому оточуючі породи під впливом високих температур і тиску, міняються докорінно в результаті повної або часткової заміни одних мінералів іншими, або утворення зовсім, які не характерні ні для магматичних, ні для осадочних порід. Особливо великі зміни відбуваються при контакті магми з карбонатними породами (вапняками, мармурами). В результаті цього утворюються характерні мінерали: гросуляр (зелена різовидність гранату) і цінний мінерал волластоніт. Багато мінералів утворюється тоді, коли в зону контакту починають поступати гарячі мінеральні розчини. В такому випадку утворюються породи під назвами “скарн”, ”березит”, ”грейзен”. Для них характерні піроксени, гранати, різновидності корунду, магнетит, сульфідні, нікелеві, хромітові, молібденові руди.

Пегматитове (від гр. phgma -скріплення, зв'язок) утворення мінералів відбувається паралельно з магматичною викристалізацією в інтрузивних тілах, але тоді, коли температура магми уже значно понизилась. В цю стадію основна маса заліза, магнію та інших елементів уже увійшла до складу магматичних мінералів. Але в залишковому розплаві, який має температуру від 7000С до 2000С, концентрується багато кремнію алюмінію, натрію, калію та литких компонентів (парів води, рідкісних і рідкоземельних елементів).

По мірі накопичення литких елементів – збільшується їх тиск, що створює дуже сприятливі для мінералоутворення умови. Залишковий розплав під великим тиском легко проникає у порожнини і тріщини, що утворились навколо інтрузивного тіла де і відбувається викристалізація мінералів. Таким шляхом в окремих пегматитових камерах може нерідко утворюватися до 100-150 видів мінералів, а всього в так званих гранітних пегматитах (найбагатших на мінерали) геологи нарахували більше 300 видів. Отже, з терміном "пегматит" пов'язані три поняття: походження мінералів, геологічне тіло і назва породи, утворення якої зв'язане з інтрузивним магматизмом, про що розповідається далі.

Розміри пегматитових камер досягають у довжину іноді до 3-5 км і в ширину до 100-120 м. При такому просторі і багатому та тривалому надходженні мінеральної речовини, в них виростають великі, іноді навіть гігантські кристали. Так, наприклад, в пегматитах Карелії був знайдений кристал польового шпату вагою в кілька сотень тон, а на Мадагаскарі – берилу до 380 т при довжині до 18 м (не ювелірної якості). Знайдені також кристали кварцу вагою до 75 т (в Росії), мусковіту – більше 77 т (в Індії), біотиту з площиною пластини до 7 кв. м (в Норвегії), сподумену вагою до 90 т і довжиною до 16 м при товщині біля 1 м (в США), з якого добувають літій. Відомий також ювелірної якості топаз вагою 117 кг (Україна, Житомирщина), турмаліну – з довжиною кристалів до 2-3 м (Цейлон). В пегматитах є також багато рідкісних мінералів, з яких добувають цезій, рубідій, вольфрам, торій, уран, ніобій, тантал і рідкоземельні елементи.

Утворення мінералів відбувається також на значній відстані від магматичного тіла (до кількох км), де тиск значно менший. При охолодженні магми виділяються мінералізовані і перегріті пари води, різні сполуки газів з металами, а також леткі сполуки бору, сірки, вуглецю та інші. Цей процес мінералоутворення називається пневматолітовим (від гр. pgeuma – подув і літос – камінь). Так утворюються ті ж самі мінерали, що у пегматитах: кварц, топаз, слюди, флюорит, берил та інші.

Коли після подальшого охолодження магми і газів утворюються гарячі водні розчини (переважно з температурами від 400 до 1000 С, які циркулюють по тріщинах і порожнинах), вони також приводять до утворення багатьох мінералів. Цей процес називається гідротермальним. Серед гідротермальних мінеральних жил виділяють високо-, середньо- і низькотемпературні. В них відповідно утворюються різні групи мінералів.

Високотемпературні жили, які знаходяться на великих глибинах (навіть до 10 км), утворюються на невеликій відстані від магматичного тіла при температурі 400-3000С і високому тиску. Тут виростають кристали переважно кварцу, топазу, мусковіту, польових шпатів, а також мінералів, з яких добувають молібден, вольфрам, олово. В цих же умовах утворюється золото і срібло. Середньотемпературні жили виникають на меншій глибині і на більшій відстані від магматичного тіла при температурах від 200 до 3000С. В них появляються мінерали, з яких добувають мідь, цинк, свинець, срібло. Тут же часто зустрічаються кальцит і барит.

Низькотемпературні жили виникають на малих глибинах і найдальше від магматичного тіла при температурах менше 2000С і незначному тиску. В таких жилах відкладаються барит, флюорит, кварц, кальцит, сурма, ртуть, миш'як.

Отже, в жилах можна зустріти мінерали пегматитового, пневматолітового і гідротермального походження. В зв'язку з тим, що жили бувають досить великими (до 200 км – золоторудні в Каліфорнії, США), широкими і глибокими (кілька км), то виділяється окремий жильний тип родовищ корисних копалин.

Всі розглянуті типи мінералоутворення відносяться до так званих ендогенних (внутрішніх) процесів.

На поверхні або біля поверхні Землі, в результаті екзогенних (зовнішніх) процесів, мінерали можуть утворюватись: в результаті фізичного і хімічного руйнування уже існуючих мінералів і гірських порід, після чого з`являються нові мінерали і породи (каолініт, боксит, опал та інші); в результаті відкладання на дні водойм різноманітних речовин, що приносяться з суші потоками (лімоніт, гіпс, галіт та інші); життєдіяльності організмів – бактерій, найпростіших, багатоклітинних, молюсків та інших, які відбирають розчинені сполуки і концентрують їх в собі. Після відмирання цих організмів, що відбувається безперервно на протязі багатьох мільйонів років, утворюються цілі товщі порід, збагачені на фосфорити, самородну сірку, руди заліза і марганцю

Важливу роль в утворені мінералів в екзогенних умовах відіграють колоїдні розчини. В результаті випадання із них гелів утворюється такі мінерали, як халцедон, гідроксиди заліза і марганцю, марказит та інші мінерали.

Велика кількість мінералів утворюється при вивітрюванні рудних родовищ, в результаті чого з`являються вторинні мінерали. Наприклад, при хімічному вивітрюванні сульфідних руд утворюються сульфати, оксиди, карбонати тощо. В результаті формуються цілі зони окислення сульфідних родовищ, зверху яких знаходиться зона так званої "залізної шляпи". В зоні окислення цієї "шляпи" появляються малахіт, азурит, хризокола, опал та багато інших.

Отже, ми розглянули основні умови утворення мінералів. Але є ще ряд закономірностей, які дозволяють краще зрозуміти способи їх викристалізації і поширення в надрах Землі: ці "секрети" криються в типоморфних ознаках, генераціях і парагенезисах мінералоутворення.

Типоморфні ознаки дозволяють нам до певної міри наближення встановити склад і температуру утворення мінералів, що часто відображається в змінах кольору мінералу, міняється в залежності від змін фізико-хімічних умов середовища. Є цілий ряд мінералів – індикаторів, які вказують на температуру їх утворення: сфалерит змінюється при підвищенні температури від коричневого до чорного кольору, гранат міняє свій хімічний склад і появляються його різновиди в залежності від того, в яких геохімічних умовах він утворюється. Якщо в пегматитових тілах ми знаходимо рожевий і поліхромний турмалін, то це вказує на те, що поряд з ним є мінерали з рідкісними металами (літій, цезій, тантал, ніобій). Мінерал каситерит має різну форму кристала в залежності від того де він утворився – в пегматитових чи гідротермальних умовах.

Генерацією називають певне взаємовідношення мінералів. Причому, нерідко один і той же мінерал (наприклад, кварц) може утворюватись в кількох генераціях, маючи різний колір, огранку і величину кристалів. Ці особливості враховуються геологами при пошукових і розвідувальних роботах.

Парагенезис – це сумісне утворення мінералів. Причому утворюється не два, як можна зрозуміти, а ціла група мінералів в певних фізико-хімічних умовах. Знання цих закономірностей дає можливість не тільки професіоналам, а й любителям успішно знаходити цілі групи мінералів. Так, наприклад, парагенетична асоціація руд включає в себе свинцеві, цинкові, мідні і срібні руди. Є асоціації пегматитів, скарнів, гідротермальних жил (причому різних температур) і т. д.

 

Класифікація мінералів.

Для того щоб розібратись у великій кількості мінералів, яка існує в природі, вчені розробили їх класифікацію, взявши за основу хімічний склад і кристалічну будову (з цим і пов'язані їх хімічні і фізичні властивості).

Всю кількість мінералів можна розділити на окремі надкласи, класи, підкласи і групи. Але в рамках даного курсу ми наведемо спрощену класифікацію, яка зводиться до виділення таких класів мінералів:

1. Самородні елементи – це мінерали, які складаються з одного елемента (золото, платина, графіт, сірка, алмаз).

2. Сульфіди – сполуки сірки з металами і металоїдами (пірит – FeS2, галеніт – PbS, кіновар – HgS).

3. Галоїдні сполуки – (галіт – NaCl, сильвін – KCl, флюорит – CaF2).

4. Оксиди і гідроксиди – кисневі сполуки металів і металоїдів (кварц – SiO2, гематит – Fe2O3, опал – SiO2*nH2O).

5. Карбонати – солі вуглецевої кислоти (кальцит – CaCO3, магнетит – MgCO3).

6. Сульфати – солі сірчаної кислоти (ангідрит – CaSO4, барит – BaSO4).

7. Фосфати, арсенати, ванадати – переважно рідкісні мінерали, за виключенням апатиту, монациту і фосфориту.

8. Силікати – солі кремнієвих кислот (гранати, берил, авгіт, рогова обманка, тальк, польові шпати).

9. Борати – група мінералів з яких добувають бор. Серед них можна назвати борацит, людвигіт, гідроборацит.

10. Нітрати – відносно рідкісні мінерали. Найбільш поширені натрієва і калієва селітри, що найбільше застосовуються як мінеральні добрива.

11. Вольфрамати і молібдати – невелика група мінералів з яких добувають вольфрам і молібден (шеєліт – Ca[WO4], ковеліт – Ca[MoO4], ферримолебдит – Fe[MoO4]3 *7H2O)

12. Вуглецеві або органічні сполуки (бурштин, озокерит, асфальт).

Запитання і завдання

1. Що таке кларки і мінерали?

2. Як розумієте поняття “гірська порода” і “родовище корисних копалин”?

3. Дайте визначення основних елементів кристалів і покажіть їх на малюнках.

4. Дайте характеристику мінеральних агрегатів і замалюйте їх у конспекті.

5. За якими фізичними властивостями визначають мінерали?

6. Як утворюються мінерали?

7. Вивчіть напам`ять класифікацію мінералів.

 

 

Тема: Iнтрузивний магматизм та магматичні гірські породи.

 

План лекції:

1. Поняття про ендогенні процеси.

2. Інтрузивний магматизм і форми інтрузивних тіл.

3. Хімічний склад магми.

4. Характеристика магматичних порід.

5. Корисні копалини магматичного походження.

Поняття про ендогенні процеси.

До ендогенних процесів відносяться ті, що відбуваються в надрах Землі (з грецької egdog - префікс, що означає знаходження всередині чогось): в земній корі, мантії і ядрі.

Зароджуються ці процеси в результаті різних причин: від енергії радіоактивного розпаду; гравітаційної енергії мантійної речовини, що виникає в результаті руху до ядра важких речовин; впливу на Землю космічних тіл (в першу чергу Сонця і Місяця); ротаційної енергії. В результаті взаємодії усіх сил відбувається переміщення мас мантійної речовини і виникнення конвекційних течій; розтріскування і переміщення в різні боки частин земної кори (літосферних плит і блоків); внедріння в кору магми або виверження її на поверхню; утворення гірських систем і глибоких прогинів з підпорядкованими складчастими формами і блоками. В результаті прогинання земної кори опускаються на велику глибину гірські породи, які зазнають перетворень під впливом тиску, температури і хімічних реакцій.

Від розрядки величезної напруги в земній корі і літосфері, що викликана внутрішньою енергією, виникають землетруси.

Всі ці процеси і явища ми розглянемо в розділі "Ендогенні процеси", який включає кілька тем.

 

Інтрузивний магматизм.

Безпосередньо від мантії беруть початок процеси, що відіграють вирішальну роль у формуванні земної кори і корисних копалин. Їх називають магматичними або магматизмом.

Під магматизмомрозуміють сукупність складних процесів, які проявляються у вигляді внедріння магми в земну кору або виверження її на поверхню. Грецькою мовою magma означає “тістоподібна маса”.

Магматизм розподіляється на інтрузивний (від лат. intrusio – вклинення, внедріння), та ефузивний (від лат. effusio – виливання, розтікання). Ефузивний магматизм частіше називають вулканізмом.

Магматичні процеси відбувалися на протязі усієї історії формування земної кори (близько 4,6 млрд. років). Відбуваються вони і зараз, хоч і набагато менше ніж на початковій стадії. Тому магматичні породи мають значне поширення в земній корі і складають не тільки "базальтовий" та "гранітний" шари, а й вклинюються в осадочну оболонку у вигляді різних за формою і величиною інтрузивних тіл.

За умовами формування інтрузивні тіла можна поділити на п’ять груп:

1. Гранітні масиви – в докембрійських складчастих комплексах. В їх утворенні основну роль відіграли процеси гранітизації.

2. Інтрузії батолітового типу, які утворюються переважно на великих глибинах в складчастих областях.

3. Інтрузивні тіла, які утворились на невеликій глибині (менше 1,5-2 км) і мають значно менші розміри.

4. Численні порівняно невеликі тіла, які генетично пов’язані з вулканічними процесами. Вони утворюються близько поверхні і тому їх часто можна побачити на поверхні Землі (в каналах, через які магма виливається на поверхню).

5. Тіла, що утворились у тріщинах гірських порід.

 

Форми інтрузивних тіл.

Батоліти (від грец. baqos – глибина) – великі інтрузивні тіла, у яких площа поверхні більше 100 кв. км. Вони складаються переважно з гранітоїдів і залягають в ядрах гірських споруд, а тому витягнуті в напрямку їх простягання. На поверхню батоліти виходять після руйнування гірських споруд. Висота їх може бути від 3-4 до 10 км. Походження цих інтрузивних тіл до кінця не вияснено. Вони можуть виникати не тільки в результаті вклинення гранітного розплаву, а в першу чергу завдяки процесу гранітизації осадочно-метаморфічних порід (переробки порід глибинними магматичними процесами).

Батолітиє на Уралі, в горах Середньої Азії, на Алтаї, в межах Українського кристалічного щита, в горах Північної та Південної Америки та в багатьох інших місцях. Довжина їх іноді досягає 500 км.

Штоки (від нім. stock– стовбур) – інтрузивні тіла округлої (циліндричної) або витягнутої форми, у яких площа виходу на поверхню менше 100 кв. км. Штоки утворюють самостійні масиви і дуже схожі на батоліти, від яких вони часто відгалужуються.

Лаколіти (від грец. lakkos – підземний камінь) – одиночні або групові утворення, які мають грибоподібну форму. В поперечному напрямі вони можуть досягати 3-6 км, а у висоту – до 1,5-3 км. Утворюються близько поверхні в складчастих шарах земної кори. Вклинення магми відбувається між підняті пласти, від чого вони ще більше підіймаються. Прикладами лаколітів можуть бути гора Аюдаг (з тюрськ. – Ведмідь-гора) в Криму, а також гори в околицях П’ятигорська.

Бісмаліт (від грец. – корок) це лаколіт з виступом на вершині "гриба". Він часто підіймає шари осадочних порід і схожий на шляпу.

Лополіти (від грец. lwros – чаша, блюдо) – чашеподібні тіла, які теж утворюються в складчастих шарах і залягають згідно до їх нашарування. Розміри лополітів досить різні - від невеликих до гігантських (наприклад, лополіт Бушвельда в Південній Африці, який має довжину 460, а ширину 250 км. Потужність порід цього лополіту більше 8 км. В ньому знаходиться велике родовище платини і платиноїдів має довжину близько 300 км.)

Дата публикации:2014-01-23

Просмотров:450

Вернуться в оглавление:

Комментария пока нет...


Имя* (по-русски):
Почта* (e-mail):Не публикуется
Ответить (до 1000 символов):







 

2012-2018 lekcion.ru. За поставленную ссылку спасибо.