Геология. геология (копия). Ы геологии
 Скачать 74.72 Kb.
|
|
1.Геология — наука, которая изучает твердую Землю, окаменелости и горные породы, из которых она состоит, а также все процессы, влияющие на ее формирование и изменения с течением времени. разделы геологии Современная геология представлена следующими разделами: Геология полезных ископаемых Этот раздел изучает методы разведки полезных ископаемых, а также типы и особенности образования месторождений в земной коре. Инженерная геология Раздел, изучающий воздействие геологической среды на инженерные сооружения. Геохимия Изучает химический состав Земли, а также процессы, посредством которых происходит концентрация химических элементов в различных слоях и районах планеты. Геофизика Этот раздел изучает физические свойства планет, в том числе и Земли. Гидрогеология Изучает причины появления, образования и перемещения источников подземных вод. Геохронология Изучает способы и методы определения возраста пород и минералов. Палеонтология Этот раздел геологии изучает ископаемые остатки и следы жизнедеятельности организмов. Как известно из предыдущей статьи, одним из основополагающих принципов геологии является принцип финальной сукцессии, утверждающий, что останки живых организмов в толще породы проживали в то же время, когда образовалась эта порода. Благодаря палеонтологии появляется возможность оценивать возраст пород по этому принципу. Стратиграфия Изучает относительный возраст минералов и образований, составляющих горную породу. Стратиграфия основывается на данных, представляемых палеонтологией. Минералогия Минералы - это природные химические соединения, образованные естественным путем в результате процессов, сопровождающих образование и дальнейшее существование планет или других небесных тел. Минералогия - раздел геологии, изучающий процессы образование минералов и пород в слоях планеты, их развитие и преобразования. Минералогия в свою очередь подразделяется на литологию (изучает минералы, образованные процессами в атмосфере, биосфере и гидросфере - т.е. над поверхностью планетарной коры), геокриологию (изучает вечномерзлые породы), петрографию, петрологию (изучают магматические и метаморфические породы). Геобаротермометрия Изучает температурные и барометрические условия образования горных пород. Структурная геология Этот раздел изучает нарушения и преобразования в земной коре. разделы геологии Микроструктурная геология Изучает развитие и преобразования минералов в породах на микроуровне. Геодинамика Раздел геологии, изучающий связь процессов, протекающих в ядре, мантии и земной коре на планетарном уровне. Тектоника Изучает движение и перемещение слоев земной коры. Историческая геодезия Изучает важнейшие периоды в образовании и дальнейшем развитии нашей планеты. Кроме перечисленных, существуют специализированные ветви разделов геологии, например, сельскохозяйственная геология, геология окружающей среды (экогеология), морская геология и т. д. 2. Земля – третья от Солнца планета. Крупнейшая планета земной группы по плотности, диаметру, массе. Из всех известных планет только на Земле имеется кислородсодержащая атмосфера, большое количество воды, пребывающей в жидком агрегатном состоянии. Внешние и внутренние оболочки Земли. Внутренние: субъядро, жидкое ядро, мантия, земная кора, литосфера: земная кора, верхняя мантия, астеносфера. Внешние: гидросфера, атмосфера.. 3. Атмосфера –располагается от поверхности Земли на высоту до 1300 км. Главные компоненты, слагающие атмосферу- азот, кислород, аргон, углекислота и пары воды. 3.Внутренние геосферы земного шара разделяют благодаря сейсмическим волнам, а точнее скорости с которой они проходят сквозь каждую оболочку. Отделяют одну сферу от другой поверхности раздела, в которых резко меняются различные показатели. Таким образом, существует три вида геосфер:Мантия. Ее части находятся на разной глубине от поверхности земного шара. Делиться на верхнюю (от 33 до 400 км), переходную (от 400 до 1000 км) и нижнюю (от 1000 до 2900 км). Верхняя оболочка еще называется Астеносферой. Твердая часть мантии преимущественно состоит из расплавленного базальта. Именно там расположены центры землетрясений.Ядро. Эту составляющую разделяют на внешнее и внутреннее ядро, которое состоит из жидкого металла, расположенного на глубине от 2900 до 5120 км. 4.Описание строения нашей планеты будет неполным, если не рассмотреть ее физические поля, в первую очередь, гравитационное и магнитное поля. Понятие «поле», которое появилось и наиболее широко используется в теории электромагнетизма, целесообразно использовать в тех случаях, когда каждой точке в определенной области пространства можно сопоставить значение некоторой физической величины. В этом смысле можно говорить о поле температур (тепловом поле), поле скоростей, поле сил и т. п. В соответствии с характером физической величины поля подразделяют на векторные и скалярные. Гравитационное поле Земли. Установленный И. Ньютоном в 1747 г. закон всемирного тяготения выражается формулой Fт = GMm/r2 , где Fт - сила тяготения, М и m - массы взаимодействующих тел, r - расстояние между центрами тяжести этих тел, G = 6, 673·10-11 м3с-2кг-1 - гравитационная постоянная. Описывая гравитационное взаимодействие какого-либо малого тела, обладающего массой m, с большим небесным телом (например, с Землей), закон тяготения удобно записать в виде: Fт = lm/r2, где l = GM – постоянная тяготения рассматриваемого небесного тела. В случае Земли эта постоянная имеет величину около 4·1014 м3с-2. Если малое тело (тяготеющая точка) находится в непосредственной близости над поверхностью небесного тела, силу притяжения определяют как Fт =gm, где g = l/r2 - ускорение свободно падающего тела. В случае Земли, как известно, g = 9,8 м/с2. Отметим, что при необходимости определять силу тяготения с большой точностью нужно учитывать зависимости величины g от координат точки, в которой определяется эта сила. В предположении однородного распределения массы по объему Земли силу тяжести в любой заданной точке можно рассчитать. Имеющиеся на практике отклонения фактических (измеренных) значений ускорения g от расчетных (т. н. гравитационные аномалии) обусловлены в первую очередь неравномерностью распределения масс. Тщательное изучение гравитационного поля Земли позволяет не только выявлять крупные тектонические нарушения, но и вести поиски месторождений полезных ископаемых. Наличие гравитационного поля достаточной величины явилось одним из необходимых условий возникновения и существования жизни на Земле, ведь только благодаря силам притяжения наша планета имеет гидросферу и атмосферу (на Луне, где постоянная тяготения почти на два порядка меньше, как отмечалось, нет ни воды, ни воздуха). Магнитное поле Земли. О том, что Земля обладает магнитными свойствами, известно с давних времен. Достаточно сказать, что история непосредственных магнитных измерений на земном шаре насчитывает более 400 лет, результаты своих экспериментальных исследований “большого магнита - Земли” английский естествоиспытатель Уильям Гильберт опубликовал в 1600 году. Наша планета действительно представляет собой большой магнит, форма современного магнитного поля Земли близка к той, которая была бы создана магнитным диполем, помещенным в ядре. Любая земная порода в момент своего образования под действием геомагнитного поля приобретает намагниченность, которая сохраняется до тех пор, пока эта порода не будет разогрета до температур, превышающих температуру Кюри. Изучая естественную остаточную намагниченность пород, возраст которых известен, можно узнать о пространственном распределении и временных изменениях геомагнитного поля в прошлом. Можно сказать, что информация об эволюции геомагнитного поля в буквальном смысле «записана» в земных недрах, роль магнитного носителя лучше всего выполняют магматические породы, извергавшиеся из вулканов при высокой температуре (выше температуры Кюри для содержащихся в этих породах ферромагнитных материалов). Остаточная намагниченность магматических пород определяется величиной и направлением геомагнитного поля, существовавшего в момент остывания лавы. Одним из важнейших результатов подобных палеомагнитных исследований является открытие т. н. инверсии геомагнитного поля (иногда используется термин «реверсия»), т. е. изменения направления магнитного момента Земли на противоположное. Продолжительность процесса инверсии лежит в пределах от 7 тысяч до несколько десятков тысяч лет, а промежутки между соседними инверсиями – от 200 тысяч до десятков миллионов лет. Современная полярность земного магнита сохраняется вот уже 700 тысяч лет. Существует предположение, что смещение магнитных полюсов сопровождается смещением и географических полюсов и соответствующими изменениями положения климатических поясов и зон. Магнитные полюса нашей планеты не совпадают с географическими и с течением времени могут изменять свое положение. Последние 100 лет, как показывают наблюдения, северный магнитный полюс10 перемещается в восточном направлении (с севера Канады через Северный Ледовитый океан к Сибири), его перемещение составило уже около 1000 км. Пока не вполне ясно, что это – начало очередной инверсии, или часть нормальной осцилляции, после которой полюс вернется на свое привычное место. Тепловое поле Земли. Планета Земля находится в термодинамическом равновесии с окружающей средой, она одновременно и поглощает, и излучает примерно равные количества тепла. Главным источником внешней энергии для Земли является Солнце. Среднее значение плотности потока солнечной энергии над атмосферой Земли составляет примерно 0,14 Вт/см2. Почти половина падающей энергии (порядка 45%) отражается в мировое пространство, остальная энергия аккумулируется атмосферой, водой, почвой и зелеными растениями. Преобразуясь в тепло, энергия солнечной радиации приводит в движение массы атмосферного воздуха и огромные массы воды в мировом океане. Благодаря энергии Солнца в природе существует непрерывный атмогидрооборот, оказывающий определяющее влияние на климат Земли и являющийся рабочим механизмом экзогенных геологических процессов. Определенный вклад в создание теплового поля Земли вносят и внутренние источники. Этих источников достаточно много, но к основным следует отнести только три: распад радиоактивных элементов, плотностная (гравитационная) дифференциация вещества и приливное трение. Скалярное тепловое поле Земли имеет достаточно сложное строение. В верхнем слое земной коры (до 30 – 40 м) сказывается влияние прогрева поверхности солнечными лучами, поэтому этот слой называют гелиотермической зоной. Температура в этой зоне периодически изменяется в течение суток и в течение года. Чем больше период колебаний поверхностной температуры, тем глубже эти колебания проникают в земные недра15, но в любом случае амплитуда колебаний температуры экспоненциально уменьшается с увеличением глубины. Температурный режим нижней зоны земной коры, называемой геотермической зоной, определяется внутренним теплом. В этой зоне с увеличением глубины температура повышается, скорость ее изменения различна в разных участках поверхности земного шара, что связано как с различной теплопроводностью пород, так и с неравномерностью теплового потока, идущего их земных недр. Между гелиотермической и геотермической зонами проходит пояс постоянных температур, в пределах которого среднегодовая температура, соответствующая тому или иному региону, примерно постоянна. Глубина залегания этого пояса зависит от теплофизических свойств пород и от широты местности (увеличивается с повышением широты). Если среднегодовая температура какой-то области отрицательна, то атмосферные осадки, просачивающиеся в недра, превращаются в лед, в этих условиях образуется т.н. вечная мерзлота. В зонах вечной мерзлоты, общая площадь которых составляет около четверти всей твердой поверхности нашей планеты16, верхний слой почвы оттаивает в летнее время на глубину от нескольких сантиметров до 3 - 4 метров. Развитие отечественной и мировой экономики пока базируется на росте энергопотребления. В ХХ веке население Земли увеличилось в 2,2 раза, а потребление энергии – в 8,5 раз. В условиях надвигающегося энергетического кризиса солнечная энергия, а также тепловая энергия земных недр могут и должны составить конкуренцию традиционным источникам энергии (нефть, газ, уголь, ядерное топливо). 5.Минера́л (нем. Мineral или фр. minéral, от позднелат. (аеs) minerale — руда[1]) — однородная по составу и строению часть горных пород, руд, метеоритов, являющаяся естественным продуктом геологических процессов и представляющая собой химическое соединение или химический элемент; минерал может находиться в любом агрегатном состоянии, при этом большинство минералов — твёрдые тела. Минералы подразделяют на имеющие кристаллическую структуру, аморфные и минералы, имеющие внешнюю форму кристаллов, но находящиеся в аморфном состоянии (метамиктные минералы).[2][3] Горная порода может состоять из нескольких породообразующих минералов разного вида (полиминеральная порода), или из единственного породообразующего минерала (мономинеральная порода). В литературе применяется также словосочетание — Минеральный материал. Основными свойствами кристаллов являются их однородность, анизотропность, способность самоограняться и симметричность. Однородным обычно называют тело, которое обнаруживает одинаковые свойства во всех своих частях. Кристаллическое тело однородно, т. к. различные участки его имеют одинаковое строение, т. е. одинаковую ориентировку слагающих частиц, принадлежащих одной и той же пространственной решётке. Минералы как химические соединения Химические элементы закономерно группируются в земной коре, образуя минералы. Как самородные элементы минералы встречаются редко, обычно они образуют различные химические соединения. 4 Среди минералов практически нет химически чистых веществ. В их структуру входят различные химические примеси. В одних минералах количество таких примесей незначительно – это минералы постоянного состава (галит – NaCl). Другие минералы содержат разные количества химических примесей. Такие минералы называют минералами переменного состава, и главная причина их существования – явление изоморфизма. Изоморфизм – это явление замены в кристаллической решетке минерала одних химических элементов другими, но без изменения кристаллической структуры минерала. Изоморфизм происходит при условии разницы в размере взаимозаменяемых атомов не более 15 %, близости их химических свойств и сохранения электронейтральности кристаллической решетки. Такие минералы представляют собой твердые смеси, т.е. кристаллические растворы переменного химического состава. В формулах минералов изоморфные атомы заключаются в круглые скобки и отделяются друг от друга запятыми (например, Mg и Fe в минерале оливин – (Mg,Fe)2[SiO4]). Различают два типа изоморфизма по степени совершенства: совершенный и несовершенный. При совершенном (неограниченном) изоморфизме возможна полная (до 100 %) замена одних атомов другими, т.е. могут существовать два крайних и все промежуточные по составу минералы, имеющие часто собственные названия. Например, в минерале оливин – (Mg,Fe)2[SiO4] наблюдается полный изоморфизм между Mg2+ (R = 0,078 нм) и Fe2+ (R = 0,082 нм). R – это радиус атомов или ионов, измеряемый в нанометрах (1 нм равен 10–9 м). Крайними членами изоморфного ряда являются форстерит Mg2[SiO4] и фаялит Fe2[SiO4]. При несовершенном (ограниченном) изоморфизме количество изоморфной примеси не может превышать какого-то предела, неоднозначного для разных минералов. Например, в минерале сфалерит – ZnS железа двухвалентного не более 20 % от суммы (Fe + Zn). Железистая разновидность сфалерита называется марматитом, безжелезистая – клейофаном. Существует два типа изоморфизма по характеру компенсации валентности: изовалентный и гетеровалентный. 5 Изовалентный изоморфизм характеризуется заменой в кристаллической решетке одного атома другим атомом той же валентности. Пример замены двухвалентного магния двухвалентным железом в структуре оливина рассмотрен выше. При гетеровалентном изоморфизме в кристаллических структурах минералов происходит замена одного атома другим атомом иной валентности. Гетеровалентный изоморфизм ярко проявляется на примере плагиоклазов. Плагиоклазы представляют собой изоморфный ряд с полной (100%-ной) изоморфной смесимостью при высоких температурах. Крайними членами этого ряда являются альбит NaAlSi3O8 и анортит CaAl2Si2O8, между которыми существуют переходные разновидности с различным процентным содержанием Na и Ca. Происходит замена Na1+ (R = 0,057 нм) на Ca2+ (R = 0,106 нм), а избыток заряда компенсируется вхождением Al3+ (R = 0,057 нм) на место Si4+ (R = 0,039 нм). Большинство породообразующих минералов представляет собой изоморфные смеси. Химический состав и физические свойства минерала – члена изоморфного ряда зависят от параметров среды минералообразования. Например, из магматического расплава, обогащенного магнием, железом и кальцием, будет кристаллизоваться плагиоклаз с высоким содержанием кальция (лабрадор, битовнит, анортит – основные плагиоклазы), а из расплава, обеднённого этими химическими элементами, но богатого щелочами, возникнут преимущественно натриевые плагиоклазы (олигоклаз, альбит – кислые плагиоклазы). Проявление изоморфизма оказывает влияние на те или иные физические свойства минерала, что необходимо учитывать при |