Реферат по геологии

1. Гипотезы происхождения земли

Вопрос происхождения  Земли – важнейший вопрос естествознания. В различные периоды развития человечества возникали различные гипотезы происхождения нашей планеты.

Немецкий философ Эммануил Кассет в 1755 г. высказал идею происхождения  Вселенной из первичной материи, состоящей из мельчайших частиц. Образование  звезд, Солнца и других космических тел, по его мнению, произошло под воздействием сил притяжения и отталкивания в условиях хаотического движения частиц. Французский математик П. Лаплас (1796 г.) связывал образование солнечной системы с вращательным движением разряженной и раскаленной газообразной туманности, приведшим к возникновению сгустков материи – зародышей планет. По гипотезе Канта-Лапласа, первоначально раскаленная Земля охлаждалась, сжималась, что привело к деформации земной коры.

По гипотезе О. Ю. Шмидта (1943 г.) планетная система образовалась из пылевой и метеорной материи  при попадании ее в сферу Солнца. Первоначально холодные Земля и  другие планеты постепенно разогревались  под воздействием энергии радиоактивного распада гравитационных и других процессов, а затем остывали.

Советский астроном В. Г. Фесенков в 50-е годы предложил решение проблемы с точки зрения образования Солнца и планет из общей среды, возникшей  в результате уплотнения газопылевой  материи. При этом предполагалось, что  Солнце образовалось из центральной  части сгущения, а планеты –  из внешней частей.

По современным представлениям, тела Солнечной системы формировались  из первично холодной космической твердой  и газообразной материи путем  уплотнения и сгущения до образования  Солнца и прото планет. Астероиды  и Метеориты считаются исходным материалом планет Земной группы (Меркурий, Венера, Земля, и Марс – небольшие  по размерам; высокая плотность, малая  масса атмосферы, небольшая скорость вращения вокруг своей оси); а кометы и метеоры – планет-гигантов (Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон – огромные размеры, низкая плотность, плотная  атмосфера с H₂, Ge и метаном, высокая скорость вращения). Формирование современных оболочек Земли связывается с процессами гравитационной дифференциации первоначального однородного вещества.

Самая передовая гипотеза – это объяснение возникновения  Вселенной теорией Большого взрыва. В соответствии с этой теорией ~ 15 млрд. лет назад наша Вселенная была сжата в комок, в миллиарды раз меньше булавочной головки. По математическим расчетам ее диаметр был равен, а плотность близка к бесконечности. Такое состояние называется сингулярным – бесконечная плотность в точечном объеме. Неустойчивое исходное состояние вещества привело к взрыву, породившему скачкообразный переход к расширяющейся Вселенной.

Самый ранний этап развития Вселенной называется инфляционным – его период до 10^-33 секунды после взрыва. В результате возникают пространство и время. Размеры Вселенной в несколько раз превышают размеры современной, вещество отсутствует.

Следующий этап – горячий. Выброс тепла связан с высвободившейся энергией при Большом взрыве. Излучение нагрело Вселенную до 1027 К. Затем наступил период остывания Вселенной в течение ~500 тысяч лет. В результате возникла однородная Вселенная. Переход от однородной к структурной происходил от 1 до 3 млрд. лет.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

2. Силикаты

Силикаты и  алюмосиликаты объединяют около 800 минералов, многим из которых принадлежит огромное породообразующее значение, ведь представители этого класса составляют до 80 % массы земной коры. Если же к числу силикатов относить и кварц, являющийся типичным силикатом по строению кристаллической решетки (но не по химическому составу), то доля превысит 90 %. Происхождение минералов данного класса разное. В основе структурного строения всех силикатов лежит тесная связь кремния и кислорода. Эта связь исходит из кристаллохимического принципа, а именно из отношения радиусов ионов Si (0.39Å) и O (1.32Å). Каждый атом кремния окружён тетраэдрически расположенными вокруг него атомами кислорода. Таким образом, в основе всех силикатов находятся кислородные тетраэдры или группы [SiO₄]₃, которые различно сочетаются друг с другом. В зависимости от того, как сочетаются между собой кремнекислородные тетраэдры, различают следующие структурные типы силикатов:

Островные силикаты, то есть силикаты с изолированными тетраэдрами [SiO₄]^4- и изолированными группами тетраэдров: а) силикаты с изолированными кремнекислородными тетраэдрами. Их радикал [SiO₄]^4-, так как каждый их четырёх кислородов имеет одну валентность. Между собой эти тетраэдры непосредственно не связаны, связь происходит через катионы; б) Островные силикаты с добавочными анионами О^2-, ОН^1-, F^1- и др. в) Силикаты со сдвоенными тетраэдрами. Отличаются обособленными парами кремнекислородных тетраэдров [Si₂O₇]^6-. Один из атомов кислорода у них общий, остальные связаны с катионами. г) Кольцевые силикаты. Характеризуются обособлением трёх, четырёх или шести групп кремнекислородных тетраэдров, образующих кроме простых колец, также и «двухэтажные». Радикалы их [Si₃O₉]^6-, [Si₄O₁₂]^8-, [Si₆O₁₈]^2-, [Si₁₂O₃₀]^18-. Представители: оливины, гранаты, циркон, титанит, топаз, дистен, андалузит, ставролит, везувиан, каламин, эпидот, цоизит, ортит, родонит, берилл, кордиерит, турмалин и др.

Цепочечные силикаты объединяют минералы группы пироксенов, в которых тетраэдры соединены в непрерывные цепочки. Наиболее распространен породообразующий алюмосиликат авгит (Ca, Na) (Mg, Fe²⁺, Al, Fe³⁺) [(Si, Al)₂O₆].

Поясные (Ленточные) силикаты, это силикаты с непрерывными обособленными лентами или поясами из кремнекислородных тетраэдров. Они имеют вид сдвоенных, не связанных друг с другом цепочек, лент или поясов. Радикал структуры [Si₄O₁₁]^6-. Представители: тремолит, актинолит, жадеит, роговая обманка.

Листовые (слоевые) силикаты представлены минералами, в которых тетраэдры объединены в ленты, образующие единый непрерывный слой. Наибольшим распространением среди них пользуются такие породообразующие минералы, как слюды: бесцветный мусковит KAl₂ (OH)₂ [AlSi₃O₁₀] и его мелкочешуйчатая разновидность серицит, черный биотит K(Mg, Fe)₃ (OH, F)₂ [AlSi₃O₁₀]. Кроме них часто встречаются метаморфического происхождения серпентин (змеевик)  Mg₆(OH)₈ [Si₄O₁₀], тальк Mg₃(OH)₂ [Si₄O₁₀]  и непостоянного состава хлориты. Эти минералы возникают при воздействии на ультраосновные породы горячих растворов и газов. Другая часть листовых силикатов образуется в результате гипергенеза – выветривания содержащих полевые шпаты и слюды магматических и метаморфических пород. Так возникают глинистые минералы каолин Al₄(OH)₈ [Si₄O₁₀], монтмориллонит (Mg₃, Al₂) [Si₄ O₁₀] (OH)₂ x nH₂O, бейделлит  Al₂[Si₄O₁₀] (OH)₂ x nH₂O, нонтронит (Fe, Al₂) [Si₄O₁₀] (OH)₂ x nH₂O, а также гидрослюды – минералы непостоянного состава. Среди листовых силикатов выделяется также глауконит – водный алюмосиликат K, Fe, Al, образующийся в шельфовой зоне на глубинах 200 – 300 м.

Каркасные силикаты представлены группами полевых шпатов и нефелина. Важнейшей из них является группа полевых шпатов, доля которых в массе земной коре достигает 50 %. Каркас полевых шпатов создан тетраэдрами, сцепленными всеми четырьмя вершинами. Группа подразделяется на калиево-натриевые и кальциево-натриевые полевые шпаты. Первые представлены ортоклазом K[AlSi₃O₈]. Вторые – разновидностями плагиоклазов, в которых наблюдается последовательное уменьшение содержания SiO₂. В соответствии с этим плагиоклазы включают ряд минералов: от натриевого (кислого по составу) альбита Na[AlSi₃O₈] – его сокращенная запись Ab, до кальциевого (основного) анортита Ca[AlSi₃O₈] – его сокращенная запись An. Промежуточное расположение занимает кальциево-натриевый (средний по составу) лабрадор Ab₅₀ An₅₀ – иризирующий плагиоклаз. Помимо полевых шпатов, в числе каркасных силикатов выделяют группу нефелина Na₃K[AlSiO₄]₄ – породообразующего алюмосиликата магматического и пегматитового происхождения.

Диагностические признаки. Диагностика минералов этого класса вызывает определенные трудности, так как физические свойства их весьма близки. Все силикаты и алюмосиликаты обладают стеклянным блеском, исключение составляют лишь циркон и сфен, имеющие алмазный блеск. Твердость редко снижается менее 5, обычная твердость 5,5-6. Удельный вес колеблется в пределах 2,2 -3,5. Окраска силикатов зависит от наличия в их составе железа, марганца и других элементов-хромофоров. Широким распространением пользуются бесцветные, белые и светлоокрашенные минералы. Минералы, содержащие хромофоры, имеют темную, до черной, окраску.

Происхождение (генезис) эндогенное, главным образом магматическое (пироксены, полевые шпаты), они также характерны для пегматитов (слюды, турмалин, берилл и др.) и скарнов (гранаты, волластонит). Широко распространены в метаморфических породах — сланцах и гнейсах (гранаты, дистен, хлорит). Силикаты экзогенного происхождения представляют собой продукты выветривания или изменения первичных (эндогенных) минералов (каолинит, глауконит, хризоколла).

В зависимости от внешних (давление, температура) и физико-химических условий индивидуальные силикаты и горные породы на их основе классифицируют по генезису на: магматические (изверженные) породы - полевые шпаты, плагиоклазы, нефелин, кварц, темноцветные железомагнезиальные минералы - оливины, пироксены, амфиболы, слюды и др.; метаморфические породы - гранаты, сланцы, группа силлиманит-андалузит-кианитовых, берилл-кордиеритовых и др. минералов; осадочные породы-опалы, глинистые минералы, первичные сланцы и др.

Температура, давление, среда (состав парогазовой фазы, концентрация растворенных веществ, рН гидротермальных растворов и др. параметры) в каждом отдельном случае определяют последовательность кристаллизации и свойства силикатов. Так, при магматическом процессе происходит  кристаллизация флюидно-силикатных расплавов и описываются как реакционные ряды Боуэна: первым начинает кристаллизоваться наиболее тугоплавкий высокоосновный силикат - оливин (Mg, Fe)₂SiO₄, в последующем из расплава кристаллизуются мета- и диметасиликаты цепочечного (пироксены), ленточного (амфиболы) и слоистого (слюды) строения. Заканчивается кристаллизация, как правило, наиболее кислыми соединениями - кремнеземом (кварцем) и его каркасными производными из группы плагиоклазовых и щелочных полевошпатовых алюмосиликатов.

Силикаты — важные неметаллические полезные ископаемые: асбест, тальк, слюды, каолин, керамическое и огнеупорное сырьё, строительные материалы. Они также являются рудами на бериллий, литий, цезий, цирконий, никель, цинк и редкие земли. Кроме того они широко известны как драгоценные и поделочные камни: изумруд, аквамарин, топаз, нефрит, родонит и др.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

3. Магматические кислые горные породы

Магма представляет собой  огненно - жидкий силикатный расплав, магматические горные породы образуются в результате остывания и кристаллизации магмы и называются изверженными породами. В зависимости от места застывания магмы они подразделяются на интрузивные (глубинные), т. е. образующиеся в глуби земной коры, и на эффузивные (поверхностные), т. е. формирующиеся на поверхности при излиянии магмы. Интрузивам характерна полнокристаллическая структура, а эффузивам – неполнокристаллическая или даже стекловатая. Интрузивные породы в зависимости от глубины застывания магмы делятся на две фракции: абиссальные породы, образовавшиеся на значительной глубине;  
гипабиссальные (полуглубинные) породы, которые затвердели на сравнительно небольшой глубине и которые являются переходными от интрузивных к эффузивным.

В магматических породах  содержатся практически все химические элементы. Главными являются: O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, K, Na, Ti, H. Это петрогенные элементы. Химический состав пород не соответствует  химическому составу магмы, из которой  они образовались, т. к. многие составные  части магмы (вода, углекислота, соединения Cl, F и другие летучие соединения) при застывании выделяются из нее.

 В силу неоднородности  магматических расплавов, магматические  породы также отличаются по  химическому, а, следовательно,  и по минералогическому составу.  Главным критерием разделения  является содержание в породе  кремнезема SiO₂ , что чисто внешне проявляется в окраске породы: чем выше содержание кремнезема, тем светлее порода. Разделение магматических пород по SiO₂ имеет практическое значение, с уменьшением SiO₂ в глубинных породах возрастает плотность, понижается температура плавления, породы лучше поддаются полировке.

Кислые породы очень светлые, содержат более 65 % SiO₂ , состоят, в основном, из кварца, ортоклаза, слюд. Глубинные представлены группой гранита – липарита (риолита). Поверхностные представлены кварцевым порфиром, липаритом.

Структура – особенности внутреннего строения породы, обусловленные размерами, формой и количественным соотношением ее составных частей – минералов. В магматических породах различают следующие структуры: зернистые, типичные для глубинных пород, полукристаллические совместное нахождение кристаллов и аморфного стекла и стекловатые, типичные для излившихся пород.