Контрольная работа по геологии

Ответы на вопросы по заказу контрольной работы по геологии:

Сколько стоит помощь с контрольной работой?

• Цена зависит от объёма, сложности и срочности. Присылайте любые задания по любым предметам - я изучу и оценю.

Какой срок выполнения контрольной работы?

• Мне и моей команде под силу выполнить как срочный заказ, так и сложный заказ. Стандартный срок выполнения – от 1 до 3 дней. Мы всегда стараемся выполнять любые работы и задания раньше срока.

Если требуется доработка, это бесплатно?

• Доработка бесплатна. Срок выполнения от 1 до 2 дней.

Могу ли я не платить, если меня не устроит стоимость?

• Оценка стоимости бесплатна.

Каким способом можно оплатить?

• Можно оплатить любым способом: картой Visa / MasterCard, с баланса мобильного, google pay, apple pay, qiwi и т.д.

Какие у вас гарантии?

• Если работу не зачли, и мы не смогли её исправить – верну полную стоимость заказа.

В какое время я вам могу написать и прислать задание на выполнение?

• Присылайте в любое время! Я стараюсь быть всегда онлайн.

Содержание:

1. Ответы на вопросы по заказу контрольной работы по геологии:
2. Геология
3. Общие сведения о земле
4. Гидросфера.
5. Внутренние геосферы
6. Мантия.
7. Земная кора
8. Физические поля земли
9. Гравитационное поле.
10. Магнитное поле.
11. Химический состав земной коры
12. Минеральный состав земной коры
13. Симметрия минерального мира
14. Морфология и основные физические свойства минералов

Геология

Геология (греч. "гео" - Земля, "логос" - учение) изучает строение, состав, происхождение и развитие Земли. Основной задачей явлйется изучение наружной каменной оболочки планеты - земной коры и взаимодействующих с ней внешних и внутренних оболочек Земли. Объектами изучения геологии являются минералы, горные породы, ископаемые органические остатки и геологические процессы. Минералами называют природные химические соединения, однородные по составу и строе- нию, образовавшиеся в результате естественных физико-химических про- цессов.

Горные породы - это природные устойчивые ассоциации минералов, сформировавшиеся в результате определенных геологических процессов и образующие в земной коре самостоятельные геологические тела. По проис- хождению выделяют три типа горных пород:

• магматические, или изверженные, возникшие при остывании магмы (огненно-жидкого силикатного расплава);
• осадочные, образовавшиеся при механической, химической или биохимической переработке вещества земной коры в поверхностных условиях;
• метаморфические, которые формируются в процессе преобразования любых первичных пород в недрах Земли под действием высоких температур, давления и химически активных веществ.

По этой ссылке вы сможете узнать как я помогаю с контрольными работами:

Помощь с контрольными работами

Ископаемые органические остатки позволяют определить возраст и условия образования горных пород, в которых они обнаруживаются. Процессы, меняющие состав, строение земной коры и рельеф земной поверхности, называются геологическими. По источнику энергии, месту и условиям протекания геологические процессы разделяются на экзогенные (т.е. извне рожденные) и эндогенные (т.е. внутри рожденные). Экзогенные геологические процеосы протекают под воздействием солнечной энергии на поверхности Земли. Они выражаются в изменении (выветривании) горных пород, разрушении и переносе продуктов разрушения водными и воздушными массами, осаждении и накоплении продуктов разрушения.

Эндогенные геологические процессы развиваются благодаря внутренней энергии Земли. К ним относятся тектонические процессы, объединяющие медленные (вековые) колебательные движения земной коры, и быстро протекающие дислокационные: магматизм - образование в недрах Земли огненножидких расплавов, их движение и остывание; метаморфизм - процесс перерождения горных пород на больших глубинах под действием высоких температур, давлений и химически активных веществ.

• В геологии применяются прямые, косвенные, экспериментальные и математические методы
• Основным методом геологических исследований является геологическая съемка и картирование.

В процессе геологической съемки оценка состава и строения земной коры производится путем изуче- ния естественных обнажений (обрывы рек, ' оврагов, склоны гор), искус- ственных горных выработок (канавы, шурфы, карьеры, шахты) и буровых скважин (наиболее глубокой является Кольская скважина - более 12 км).

Максимальная глубина, достигнутая горными выработками, около 4 км. Среди наук геологического цикла выделяются дисциплины, изучающие вещественный состав земной коры, ее строение, геологические процессы и их историческую последовательность, а также прикладные науки. Вещество земной коры изучают следующие дисциплины.

Геохимия - наука о распределении и процессах миграции химических элементов в земной коре и в Земле в целом. Кристаллография изучает внутреннее кристаллическое строе- ние минералов.

Минералогия занимается изучением состава, условий образования и закономерностей распространения минералов. Изучению горных пород посвящены петрография (греч. "петрос" - камень) и литология (учение об осадочных горных породах). Современное строение и происхождение рельефа земной поверхности изучает геоморфология; развитие и строение земной коры - геотектоника (греч. "тектоника" - строительство), формы залегания горных пород - структурная геология. Общие закономерности и последовательность процессов формирования земной коры изучает историческая геология.

По этой ссылке вы сможете научиться оформлять контрольную работу:

Теоретическая контрольная работа примеры оформления

Историю земной коры исследует также стратиграфия (лат. "стратум" - слой), рассматривающая последовательность образования и заложения слоистых толщ горных пород, и палеонтология (греч. "палеос" - древний, "онтос" - существо), изучающая развитие органического мира прошлых геологических эпох. Динамическая геология - наука о геологических процессах, включает в качестве разделов сейсмологию - науку о землетрясениях и вулканологию. Вопросами геологического строения и развития отдельных регионов земной коры занимается региональная геология. К геологическим прикладным наукам относятся учение о месторождениях полезных ископаемых, их поиске и разведке; гидрогеология - наука о происхождении, составе, условиях залегания и движении подземных вод; инженерная геология - наука о геологических, условиях возведения и эксплуатации инженерных сооружений; горнопромышленная геология изучает геологическое обеспечение горного производства при проектировании, строительстве, эксплуатации и ликвидации горных предприятий.

Науки геологического цикла играют большую роль в общенаучном и народнохозяйственном аспектах. От них зависит решение задач обеспечения минерально-сырьевыми ресурсами, в том числе водными, а также обоснование строительства различных инженерных объектов. Особенно велико значение геологии для горной науки и промышленности. В овязи со значительным исчерпанием полезных ископаемых в приповерхностных частях земной коры ведущей задачей становится детальное изучение более глубоких зон на основе глубинной комплексной геологической съемки, картирования и разведки.

Актуальная проблема комплексного использования полезных ископаемых решается на основе глубокого изучения вещественного состава месторождений. Внедрение новых методов добычи полезных ископаемых, к которым относятся подземное выщелачивание руд (урана, меди, золота), калийных и каменных солей, подземная выплавка серы и подземная газификация углей, добыча полезных ископаемых со дна морей и океанов, невозможно без всестороннего геологического изучения разрабатываемых объектов.

Поскольку процесс добычи минерального сырья выступает как мощнейший техногенный фактор воздействия на зеьшую кору, сопоставимый с геологическими процессами, на первый план выдвигается наука об охране и рациональном использовании недр.

По этой ссылке вы сможете заказать контрольную работу:

Заказать контрольную работу

Общие сведения о земле

Земля - внутренняя планета Солнечной системы - характеризуется наличием хорошо развитых атмосферы, гидросферы и внутренних оболочек. Характер движения Земли в Солнечной системе влияет на количество солнечного тепла, получаемого различными участками планеты. Скорость вращения Земли меняется в течение года и периодически в многолетнем цикле. Ось вращения находится под углом 66°33' и этот наклон с периодом 19 лет меняется. Такое раскачивание оси называется нутацией.

Под фигурой или формой Земли принимается форма ее твердого тела, образованная поверхностью материков и дном морей и океанов. Геодезические измерения показали, что упрощенная форма Земли приближается к эллипсоиду вращения (сфероиду). Полярный радиус (R„) равен 6356,8 км , экваториальный (R3) - 6378,2 км. Детальные измерения показали, что Земля имеет более сложную фигуру, свойственную только ей, которая получила название геоида. Поверхность геоида получают мысленным продолжением поверхности Мирового океана (уровенной поверхности) под континенты.

Уровенная поверхность геоида принимается за базовую при отсчете высот в топографии, геодезии, маркшейдерии. Геоид и сфероид не совпадают, и расхождение между положением их поверхностей достигает + 160 м. По последним данным, Земля имеет грушевидную форму кардиоидального (т.е. сердцевидного) трехосного эллипсоида или кардиоида. Южный псшос расположен на 242 м ближе.к экватору, чем северный. Масса Земли составляет 5,977-1021 т, объем - 1,083 млрд.км³, площадь - 510 млн.км², средняя плотность - 5,517 г/см³. Реальная поверхность твердого тела Земли имеет более сложные очертания, чем геоид, поскольку она находится под влиянием геологических процессов.

Большая часть поверхности планеты - 70,8% покрыта водой, остальная часть - 29,2% приходится на сушу. Мировой океан разделен материками на четыре океана: Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый. Суша образована шестью материками - Евразиатским, Североамериканским, Южноамериканским, Африканским, Австралийским, Антарктическим и океаническими островами. Высочайшая отметка суши - 8848 м - гора Джомолунгма в Гималаях, наиболее низкая - 11022 м - Марианская впадина в Тихом океане. Средняя высота материков 875 м. Высокогорные участки, образующие линейно-вытянутые горные хребты и пояса, приурочены обычно к краевым частям континентов. Выделяют два меридиональных (Восточно- и Западно-Тихоокеанский) горных пояса и один широтный (Средиземноморский). Ровные участки суши о отметками в среднем 200 м называются равнинами. Они занимают около 2D7. суши. Возвышенные (до 1000 м) холмистые участки суши, называемые плоскогорьями, занимают 53% суши.

Возможно вам пригодятся эти страницы:

Контрольная работа по географии заказать

Контрольная работа по геодезии заказать

Контрольная работа по естествознанию заказать

Контрольная работа по автоматике и управлению заказать

Средняя глубина океана 3800 м. В строении океанического дна выделяют: шельф до глубины 200 м (5,5%), континентальный склон до глубины 3000 м (34.7%), доже Мирового океана, глубоководные впадины или желоба глубиной до 11 км и орединные океанические хребты. Выделяются два типа сочленения материков с океанами. Тихоокеанский тип характеризуется резким переходом краевых высокогорных сооружений через узкую полосу шельфа к глубоководным океаническим впадинам. Атлантический тип, характерный для побережий Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого океанов, отличается постепенным погружением равнинной суши под уровень океана с образованием широкой шельфовой полосы.

Строение Земли Земля как планета характеризуется оболочечным строением с центральной симметрией. Оболочки Земли или геосферы различаются составом, физическими свойствами, состоянием вещества и подразделяются на внешние и внутренние.

Внешние оболочки - атмосфера, гидросфера и биосфера составляют характерную особенность строения Земли и играют важную роль в формировании и развитии земной коры. Эти оболочки находятся во взаимодействии между собой и с твердыми оболочками Земли.

Атмосфера - газообразная оболочка Земли с массой 5, 15.10%. Большая часть маооы атмосферы (90%) сосредоточена в слое до высоты 16 км, выше 100 км находится одна миллионная часть массы атмосферного воздуха. Атмосферу подразделяют на три горизонта: тропосферу, стратосферу и ионосферу. Важной особенностью стратосферы является наличие озонового слоя. Главные компоненты атмосферы - азот, кислород, аргон, углекислота составляют 99,99% сухого воздуха. В состав атмосферы входят также водород, озон и инертные газы. Особое место занимают мелкие коллоидные частицы - пыль различного происхождения и техногенные соединения: SO , N0 , NH и др.

Атмосферная влага образуется путем естественной дистилляции - испарения воды с поверхности Земли. Воздушные массы атмосферы находятся в постоянном движении под воздействием неравномерного нагревания поверхности Земли и сил Кориолиса. В результате возникают периодически дующие ветры (бризы, муссоны, пассаты), циклоны и антициклоны, а также постоянные потоки воздуха. Воздушные потоки переносят влагу, пыль и существенно влияют на температуру различных областей поверхности Земли.

Климатотрофная функция атмосферы связана с многообразием явлений, происходящих в тропосфере. В зависимости от влажности и температурных условий различают климаты: гумидный - влажный, с умеренной или высокой температурой, свойственный тропическим зонам и прилегающим областям; аридный - сухой жаркий климат пустынь и сухих степей; нивальный - влажный и холодный климат полярных и высокогорных областей. Кроме того выделяют умерен- новлажный и тропический типы климата.

Гидросфера.

Верхняя граница гидросферы определяется уровнем поверхности открытых водоемов.

Нижняя граница неопределенная,предполагается, что она соответствует температурному уровню 374°С (критическая температура воды), при котором вся вода переходит в газообразное состояние. В составе гидросферы выделяют три основных типа природных вод, обладающих различным составом и различными физическими свойствами. Это океаносфера (воды морей и океанов), воды суши и ледники. Промежуточное положение занимают подземные воды, сосредоточенные в земной коре.

Общая масса гидросферы 1644*10¹⁵т,что составляет около 0,025% общей массы Земли. Количество океанических вод - 1370 млн.км³ (86,5%), вод суши - 0,5 млн.км³, объем материковых льдов - около 22 млн.км³, подземных вод - 196 млн.км³. Все вода тлрооферы в тсй или иней мэре минерализованы и могут рассматриваться как природные растворы. Воды океана содержат в среднем 36 г солей на 1 л (3,5%). В составе морской воды катионы Na⁺, Mg²⁺ Ca²⁺, К⁺, Sr²⁺ и анионы Сl^-, S0₄^2-, НС0₃^-, С0₃^2-, Rr^-, F^- , НВО_з^- составляют 95,8% массы растворенных веществ. Большая часть вод суши образуется за счет атмосферных осадков и отличается минимальной минерализацией.

Под влиянием солнечной радиации воды гидросферы находятся в непрерывном кругообороте, в процессе которого в единую систему связываются все воды, а также осуществляется связь природных вод с атмосферой, земной торой и живым веществом планеты. Биосфера. Это сфера обитания живых организмов. Она включает в себя всю гидросферу, верхнюю часть литосферы и нижнюю часть атмосферы (ниже озонового экрана). Живое вещество Земли по своей массе (2,4*10¹²т) составляет ничтожную долю по сравнению с другими оболочками планеты. Но по своему воздействию на окружающую среду оно стоит на первом месте.

Основу живого вещества составляет углерод. Кроме углерода широко распространены в живой природе кислород, водород, азот и сера. Остальные элементы встречаются в относительно небольших количествах. Основная масса живого вещества представлена зелеными растениями, главной функцией которых является фотосинтез - процесс поглощения солнечной энергии и консервации ее в виде химических связей органических соединений, происходящий с поглощением углекислого газа и выделением кислорода.

В планетарном масштабе в реакциях фотосинтеза живым веществом биосферы ежегодно усваивается 3,65-10^пт углекислоты и 1,5*10^пт воды и выделяется 266 млрд.т свободного кислорода. Главным генератором свободного кислорода является биомасса Мирового океана. При гибели оргзнизмов происходит процесс разложения органического вещества с участием многочисленных бактериальных и грибковых организмов. Этот процесс находится в динамическом равновесии с фстоскнтегом, поэтому общее количество биомассы на Земле постоянно. 8 Р епозиторий БН ТУ Фотосинтез вовлекает в кругооборот огромные массы вещеотва Земли и является регулятором поверхностных геохимических процессов - фактором, определяющим наличие свободной энергии внешних оболочек планеты.

Внутренние геосферы

В твердом теле Земли выделяют три оболочки: центральную - ядро, промежуточную - мантию и наружную - земную кору. Сейсмическими исследованиями выделены поверхности раздела, отделяющие друг от друга внутренние геосферы и неоднородности в их пределах. Разделы 1-го порядка определяются резкими скачками в скоростях распространения сейсмических волн и фиксируют границы между главными оболочками Земли - корой и мантией (раздел Мохоровича), мантией и ядром (раздел Вихерта-Гутенбер- га) .

Разделы 2-го порядка отмечают внутренние неоднородности в пределах коры, мантии, ядра. Они соответствуют уровню, на котором меняется производная сейсмических скоростей, т.е. скорость нарастания этих скоростей с глубиной. В настоящее время наиболее совершенной моделью строения Земли считается модель Гутенберга-Буллена (рис. 1).

Рис. 1. Внутреннее строение Земли (модель Гутенберга-Буллена) Ядро.

• К.Е. Буллен разделил ядро на три зоны:
• слой Е (2900-4980 км) - внешнее ядро;
• F (4980-5120 км) - переходная зона;
• слой S (5120-6370 км) - внутреннее ядро.

Зона F не имеет четких границ, так как сама является граничной областью между слоями Е и Q. Предполагается, что внешнее ядро является жидким. Внутреннее - твердым. Состав ядра рассматривается как железо-никелевый с примесями кремния и серы. Считается, что три его зоны по составу близки. По преобладающим химическим элементам Ni (никель) и Fe (железо) эту оболочку часто называют "нифе".

Мантия.

• В мантии выделяют три зоны:
• В - верхняя мантия (33-400 км);
• С - переходная зона (400-1000 км);
• D - нижняя мантия (1000-2900 км).

Масса мантии составляет около 2/3 массы Земли. 0 составе имеются лишь гипотетические предположения. Считается, что мантия состоит иг железо-магнезиальных силикатов Si (кремний) и Mg (магний) и поэтому эту геосферу именуют "сима". Мантия характеризуется наличием вертикальных и горизонтальных неоднородностей. Установлено, что на глубине, которая в океанах близка к 50 км, а на материках колеблется между 80 и 120 км, начинается слой пониженных сейсмических скоростей, ограниченный сверху и снизу средой с большими сейсмическими скоростями. В этом слое упругая волна распространяется как в канале, поэтому слой называется сейсмическим волноводом или астеносферой. Предполагается, что астеносфера слагается плаотичным, размягченным веществом. Под материками толщина волновода 100-150 км, под океанами до глубины 300-400 км.

К астеносфере приурочено большинство очагов промежуточных землетрясений. Полагают, что в ней возникают магматические очаги и зарождаются вертикальные и горизонтальные движения земной коры (тектонические процессы).

Земная кора

Земная кора - это верхняя часть каменной оболочки Земли (литосферы) , сложенная магматическими, метаморфическими и осадочными породами, сфера деятельности магматических и тектонических процессов. За нижнюю гранищ? земной коры принимается раздел Мохоровича. Литосфера - это подвижный поверхностный прочный слой, способный выдерживать напряжения n10⁷ н/м²'. Литосфера рассматривается как тонкая упругая оболочка, плавающая на жидком субстрате и способная изгибаться под действием нагрузок. Литосфера включает в себя земную кору и верхнюю мантию до кровли астеносферы.

Вое схемы отроения земной коры - это модели, построенные на косвенных данных. Материковая кора. Ее мощность оценивается от 20 до 80 км. Самый верхний осадочный слой коры на континентах характеризуется скоростями продольных сейсмических волн от 2 до 5 км/с. Он имеет прерывистое распространение и при средней мощности 3 км местами отсутствует, а иногда достигает 20 км. Этот слой часто называют "стратисфера". Стратисфера (лат. "стратум" - слой) сложена осадочными и вулканоген- но осадочными породами: глинами и глинистыми сланцами (42%), песчаными (20%), вулканогенными (19%) и карбонатными (19%) породами.

Объем пород, образующих осадочный чехол,более 80 млн.км3. Второй слой, ранее называвшийся "гранитовым", теперь чаще называют гранитово-гнейсовьм. Он состоит на 50% из гранитов, на 40% - из гнейсов и на 10% - из других метаморфических пород. Скорость продольных сейсмических волн составляет в нем 5-6,5 км/с. Мощность слоя колеблется от 8 до 25 км, хотя, в некоторых районах (напримзр, на Балтий- ском и Анабарсксм щитах, в центральной части Прикаспийской впадины) он не обнаружен. Третий слой "Оазальтовьй" теперь называют гранулито- базитовьм или нижней карей, так как он слажен главный образом породами гранулитовой фации мзтаморфизш.

Скорость продольных сейсмических волн 6-1,6 км/с. Граница между гранито-гнейсовьм и гранулито-базитовьм слоями носит название раздела Конрада. Океаническая кора. Верхний осадочный слой этой коры существенно тоньше, чем на материках, и обычно достигает всего несколько сотен метров. Аномальными выглядят лишь океанические желоба, где мощность осадков может быть как существенно выше средней (6,5 км на юго-западе Японии, более 3 км на северных берегах Колумбии), так и очень низкой (осадки практически отсутствуют в желобе вдоль подвижного хребта в центральной части Индийского океана). Гранито-гнейсовый слой в коре океанического типа не обнаружен. Второй слой с характерными скоростями продольных сейсмических волн 5,0-5,5 км/с здесь достигает мощностей 1,0-1,5 км и представлен в основном базальтовыми лавами. Третий слой предположительно состоит из различных основных и ультраосновных пород (габбро, перидотитов, пирок- сенитов). Сейсмические скорости в этом слое 6,5-7,0 км/с. Некоторые авторы выделяют еще и промежуточные типы коры.

Субокеаническая кора развита во внутренних и краевых морях, где глубины не превышают 2 км. Ее строение отличается от строения океани ческой коры большей мощностью рыхлых осадков (3-6 км и более). Субконтинентадьная кора характерна для окраин материков и островных дуг. От материковой коры она отличается меньшей мощностью. Другой особенностью этого типа коры является наличие постепенного перехода от гранитного слоя к базальтовому.

Участки земной коры, различающиеся типом геологического строения, называются структурными элементами. С точки зрения закономерностей пространственного строения океаны и континенты - это структуры I (планетарного) порядка, существенно отличающиеся геологическим строением и характером развития. В пределах структурных элементов I порядка по особенностям геологического отроения и развития выделяются структуры II порядка: на материках - платформенные и геосинкдинадьные области, на океанической коре - платформы и срединно-океанические хребты. В свою очередь эти структуры могут быть разделены по особенностям строения на более мелкие структурные элементы: глобальные, региональные и локальные.

Платформы (фр. "плат" - плоский, "форм" - форма) - это обширные тектонически устойчивые области. Они характеризуются средними и устойчивыми значениями мощности земной коры; горизонтальным или почти горизонтальным залеганием осадочных пород; равнинным рельефом. Платформы имеют двухъярусное строение и состоят из более древнего кристаллического фундамента и перекрывающего его осадочного чехла. расположена в пределах западной части Восточно-Европейской (Русской) платформы. Области платформ с двухъярусным строением называют плитами.

Выходы фундамента на дневную поверхность называют щитами. На Восточно-Европейсксй платформе выделяются Балтийский и Украинский щиты. Геосинклиналями (греч. "гео" - земля, "син" - вместе, "клин" - наклон) называются линейно вытянутые тектонические подвижные зоны. Они характеризуются значительной до 70-80 км мощностью эемной коры и ее резкими колебаниями; нарушенным складчато-разрывным залеганием горных пород и горным рельефом. Примером геосинклиналей служат такие горно-складчатые сооружения, как Урал, Кавказ и др.

Физические поля земли

Под полем принято понимать область, которая может быть охарактеризована какой-либо естественной физической величиной, например силой тяжести, температурой, радиоактивностью и т.д. Такая область получает название, соответствующее этой величине.

Физические поля, создаваемые Землей и отдельными изолированными телами, определяются совокупностью присущих каждому физическому объекту свойств. Поэтому на основании изучения характеристик полей можно составить представление о внутреннем строении планеты в делом, строении отдельных регионов и некоторых закономерностях развития геологических процессов. Изучение геофизических полей дает информацию о физических свойствах горных пород.

Гравитационное поле.

Огромная масса Земли является причиной существования сил притяжения, которые воздействуют на все тела и предметы, находящиеся на ее поверхности. Пространство, в пределах которого проявляются силы притяжения Земли, называется полем силы тяжести иди гравитационным полем. Величина силы тяжест выражается в галах (1 гал = • 1 см/с²). Характеристики гравитационного поля измеряются с помощью гравиметров.

Среднее значение силы тяжести на поверхности Земли равно 979,7 гал. Вследствие неравномерности распределения масс в земной коре и других причин фактические значения силы тяжести отличаются от теоретически рассчитанных. Эти отклонения называют гравитационными аномалиями.

Особенности строения и состава осадочного чехла проявляются в региональных и локальных аномалиях. Региональные занимают площади в десятки и сотни тысяч км и отличаются большой интенсивностью. В пределах региональных аномалий проявляются локальные. Изучение гравитационных полей позволяет выявить особенности строения земной коры, установить границы нефтегазоносных, угленосных и рудоносных зон и областей. Тепловое попе Земли формируется под действием внешних и внутренних источников.

Температура на поверхности Земли определяется главньм образсм солнечные теплсм, поток которого составляет в среднем 3,4• 10² Дж/с-см². 1 Дж = 10⁷ эрг; 1 кал.= 4,187 Дж. Считается, что поверхность Земли находится в состоянии, близком к тепловому равновесию, и в среднем излучает столько же тепла, сколько получает. Шток тепла меняется по интенсивности и направлению. Температурные колебания разного периода проникают на различную глубину. О длиннопериодных вариациях теплового поля Земли свидетельствуют эпохи оледенений. Тепловой поток, генерируемый в недрах Земли, оценивается в ~1025 Дж/год.

Температура горных пород с глубиной возрастает. Интенсивность этих изменений характеризуется геотермическим градиентом, среднее значение которого 3,3°С на каждае 100 м погружения. Однако в разных геологических структурах этот градиент существенно отличается от 20°С/100 м в молодых горноскладчатых областях до 0, б-1,0°С/100 для древних кристаллических щитов. Геотермическая ступень - обратная величина - изменяется от 10 до 100 м/°С.

• Значение плотности теплового потока для земной коры принимается равньм 6,03-10⁶ Дж/(см²*с) при колебаниях почти от 0 до 58 Дк/ (см²*с). О температурных условиях недр Земли известно крайне мало. Считается, что геотермическая ступень сохраняется до глубины 20 км. Предполагают, что на глубине 100 км температура достигает 1300⁰С. На глубине 400 км - 1700⁰С, 2900 км - 3500⁰С, 5000 км - 5000°С. ": Изучение теплового поля Земли позволяет определить общие геотермальные ресурсы Земли, а также прогнозировать условия подземной разработки полезных ископаемых.

Магнитное поле.

Наиболее простые модели магнитного поля рассматривают Землю как намагниченный с поверхности шар, действие которого часто заменяют действием стержнеобразного магнита (бруска), расположенного около его центра. Этот магнит смещен примерно на 40 км от центра в сторону Тихого океана и наклонен к оси вращения Земли приблизительно на 12°. Магнитное поле Земли характеризуется напряженностью Т. Единицей измерения магнитной напряженности является одна стотысячная доля эрстеда - гамма.

Линии напряженности представляют собой силовые линии магнитного поля. Они направлены от южного магнитного полюса к северному. В каждой точке этой линии напряженность является касательной. Наклон этой касательной к соответствующему магнитному меридиану (к сфероидной поверхности выше называется магнитным наклонением J . Очевидно, что на магнитном экваторе J = 0, а на полюсах J = 90°. Реальные измерения магнитного наклонения сводятся к измерению угла между горизонтальной плоскостью и наклоном магнитной стрелки. Магнитные по- люса не совпадают о географическими.

Поэтому для характеристики магнитного поля используют еще одну величину - магнитное склонение Д , которое определяется как угол между географическим и магнитным меридианами. Геомагнитное поле непостоянно, оно меняется из года в год, из столетия в столетие, возрастая в одних районах и уменьшаясь в других - вековой ход.

Помимо вековых магнитное поле испытывает суточные колебания, связанные с действием ультрафиолетового излучения Солнца. Известны очень резкие колебания продолжительностью от нескольких часов до нескольких суток магнитные бури. Исследования намагниченности лавовых потоков и отдельных минералов позволили установить инверсии магнитного поля Земли и перемещения магнитных полюсов. Изучение аномального магнитного поля широко используется для исследования строения земной коры, поисков и разведки полезных ископаемых. Электрическое поде (теллурическое) из всех физических полей планеты менее всего изучено. Наиболее сильные, естественные электрические поля Земли формируются системой, вода-порода благодаря процессам, протекающим на границе твердых и жидких фаз.

Химический состав земной коры

Земная кора образована различными по составу и происхождению горными породами. Любая горная порода представляет собой естественную ассоциацию минералов. Минералы в свою очередь являются химическими элементами или их природными соединениями. Вещество земной коры в порядке усложнения степени его организации образует такой последовательный ряд: химический элемент-минерал-горная порода-комплекс (формация) горных пород. Изучением химического состава земной коры, закономерностей его изменения в пространстве и времени занимается геохимия.

Установлено, что в земной коре присутствует 93 химических элемента (в космосе - 97). Большинство из них являются сложными, т.е. представлены смесью различных изотопов. Проблема распространенности химических элементов в земной коре принадлежит к числу важнейших проблем геохимии и имеет огромное практическое значение, поскольку среднее содержание химического элемента в технически доступных частях Земли относится к числу важнейших факторов, определяющих его ценность. Поиски, добыча в виде руды и извлечение малораспространенного элемента, как правило, обходятся значительно дороже, чем более распространенного элемента.

Расчет среднего химического состава земной коры связывают с именем американского исследователя Ф.Кларка. Исходя из предположения, что земная кора до глубины 6 км на 95% состоит ив магматических и кз 5% кг осадочных пород, он вычислил средние содержания 50 главнейших химических элементов. Изучением распространенности химических элементов в земной коре занимались многие ученые. Наиболее обоснованными и используемыми являются данные, полученные А.П.Виноградовым и Р.Тейлором.

Средние содержания отдельных элементов в земной коре называются кларками. Различают кларки весовые (массовые), атомные и объемные. Весовые кларки - это 15 Р епозиторий БН ТУ средние массовые содержания элементов, выраженные в процентах или в граммах на грамм породы. Атомные кларки выражают процентные количества числа атомов элементов. Объемные кларки показывают, какой объем в процентах занимает данный элемент.

По А.П.Виноградову, в земной коре наиболее распространены следую- щие химические элементы (%): 47,2 0; 27,65 Si ; 8,3 Al; 5,1 Fe; 3,6 Са; 2,64 Na; 2,6 К; 2,1 Mg; 0,6 Ti; 0,15 Н; 0,1 С. Таким образом, из 93 химических элементов, установленных в земной коре, на 11 элементов приходится 99,99% массы, а на остальные 82 элемента - 0,01%. Распространенность химических элементов в земной коре крайне неравномерна и характеризуется большими контрастами. Кларки отдельных элементов изменяютоя от десятков процентов до 10^-8% и ниже.

Следует отметить, что понятие "распространенность химических элементов" часто не соответствует представлениям об их обычности и редкости. Например, такие обычные элементы, как Си, Zn, Pb, имеют кларки, во много раз меньшие, чем считающиеся редкими Zr, V, Y. Причиной такого несоответствия является различная способность химических элементов к образованию значительных концентраций в земной коре.

Эта способность определяется их химическими свойствами, зависящими от структуры внешних электронных оболочек атомов, а также термодинамическими условиями земной коры. Существует целый ряд геохимических классификаций элементов. Г.Вашингтон разделил все элементы периодической системы горизонтальной ломаной линией так, что часть из них оказалась выше, а часть - ниже этой линии.

Элементы верхней части таблицы были названы петрогенными (Si, О, Са, К, Na, Me, Al). Они слагают основную массу земной коры - массивы горных пород и месторождения неметаллических полезных ископаемых. Элементы, находящиеся в нижней части таблицы, было предложено назвать металлогенными. Эти элементы содержатся в земной коре в крайне ограниченных количествах и слагают главным образом рудные месторождения (Си, Pb, Zn, Mo и др.). Часть элементов, располагающихся на границе по ломаной линии (Fe, Мп и др.), играют в природе двойственную роль: с одной стороны, они участвуют в образовании минералов, входящих в состав горных пород, как петрогенные элементы, с другой - дают типичные соединения тяжелых металлов как металлогенные элементы.

Сравнение содержаний химических элементов (в %) в Земле в целом (28,56 0; 14,47 Si; 1,22 Al; 37,04 Fe; 11,03 Mg 1,38 Са; 0,15 К; 0,52 Na) с содержанием их в земной коре позволяет заключить, что последняя по сравнению с внутренними геосферами резко обогащена такими химическими элементами, как 0, Si, Al, К, Na, Са,и обеднена Fe и Me (а также тяжелыми металлами Ni, Сг, Со). Химический состав земной коры изменяется в течение всего геологического времени.

Согласно расчетам В.И., Вернадского за счет ядерных превращений ежегодно обновляет свой химический состав 10^-6- 10¹⁰ т вещества земной коры. Продолжаются процессы миграции химических элементов из одной геосферы в другую. Происходят изменения и за счет поступления метеорного вещества в виде метеоритов и космической пыли.

Минеральный состав земной коры

В настоящее время доминирует представление, что для земной коры фундаментальным является минеральный уровень структурной организации вещества. Минералы в иерархии природных объектов занимают ключевое место между атомным уровнем, представители которого в виде отдельных элементов входят в минералы, и уровнем горных пород, элементами которого выступают сами минералы.

Под минералом понимается кристаллическая составная часть горных пород, руд и других агрегатов природного неорганического мира, которая образовалась в результате физико-химических процессов, протекающих в земной коре и в прилегающих к ней оболочках. Минералы в земной коре находятся в виде индивидов, которые представляют собой физически и химически индивидуализированные кристаллы или зерна. Совокупность минеральных индивидов одинаковой природы (близких по своей конституции) называется минеральным видом. Число минеральных индивидов в литосфере не поддается исчислению, количество же минеральных видов составляет всего около 3000.

Интересно сопоставить количественные соотношения видов живой и неживой природы:

По характеру химического соединения весь минеральный мир подразделяется на 4 типагомоатомные, сульфидные, кислородные и галоидные.

Внутри этих главных таксономических единиц выделяются классы - по ведущему электроотрицательному элементу или радикалу в составе минералов (например, сульфиды, силикаты, карбонаты), а затем подклассы - по ведущему структурному мотиву (островные, цепные, слоистые и т.п.). Следующие ступени классификации (отделы, группы и т.д., вплоть до видов) выделяются по степени сложности и особенностям конституции минералов. Кристаллохимическая структура земной коры показана в табл.1.

Таблица 1 Схема кристаллохимической классификации и распределение минералов по ее основным таксонам

Если судить по числу минеральных видов, то на первом месте находятся кислородные соединения (75,12%), далее следуют сульфиды и родственные им соединения (16,62%), галоиды (4,59%). Среди отмеченных типов наиболее высоки относительные доли следующих кристаллохимических классов - силикатов (25,14%), фосфатов (18,2%), сульфидов (12,99%), оксидов (9,28%), сульфатов (9,25%). Однако, если перейти к массовым характеристикам, то выясняется, что земная кора на 75% сложена силикатами и на 17% - оксидами и гидроксидами.

Иными словами, литосфера является по своему составу оксидно-силикатной, поскольку содержание всех остальных минеральных видов в земной коре несопоставимо, о массой оксидных и силикатных минералов.

Симметрия минерального мира

Существование минералов в природе в виде отдельных индивидов обусловлено их главнейшим признаком - кристаллическим строением. Для минерального вещества характерно то, что в основе его структуры находятся отдельные материальные частицу (атомы и ионы), которые занимают строго определенные места в пространстве, образуя кристаллические решетки.

Основная особенность этого трехмерного периодического образования заключается в повторяемости слагающих его элементов узлов (центров тяжести атомов или ионов), рядов (совокупностей узлов, лежащих на одной прямой) и плоских сеток (совокупностей рядов, лежащих в одной плоскости) (рис.2).

Рис.2. Модели кристаллических решеток галита (а) и сфалерита (б) Характерные свойства кристаллических веществ: симметричность, способность самоограняться, однородность и анизотропность.

Симметричность является фундаментальным свойством и для пространственных крис- таллических решеток, и для внешнего облика кристаллов минералов. Симметричными называются объекты или фигуры, состоящие из закономерно повторяющихся равных частей. Эта закономерная повторяемость выявляется и описывается с помощью элементов симметрии (центра - С, осей - L, плоскостей симметрии - Р) (рис.3).

В бесконечных пространственных решетках Е.С. Федоровым было установлено 230 разных сочетаний элементов симметрии. Для внешнего огранения кристаллов возможно только 32 сочетания - вида симметрии (табл.2). Последние объединяются в 7 кристаллических систем - сингоний, которые в порядке повышения степени симметричности образуют сле- дующий ряд: триклинная-моноклинная-ромбическая-тригональная-тетраго- нальная-гексагональная-кубичеокая.

Сингонии составляются видами симметрии, в которых находятся один или несколько сходных элементов симметрии, Так, например, для всех видов симметрии кубической сингонии характерно присутствие нескольких осей симметрии высшего порядка (обязательно 4L ). В гексагональной, тетрагональной и тригональной сингониях это одна ось симметрии соответственно 6, 4 или 3-го порядка (табл.2).

Сингонии группируются в категории - низшую, среднюю, высшую.

Рис.З. Элементы симметрии фигур и многогранников: а - действие центра симметрии С; б- фигура с плоскостью симметрии Р (слева) и без нее (справа); в - многогранники с осями симметрии L второго, третьего, четвертого и шестого порядков олева направо)

Твблица 2 Виды симетрии кристалов

Конституция минералов Под конституцией минералов понимаются взаимосвяванные между собой их химический состав и структура. Атомы, соединившиеся в соответствую- щую структуру, это и есть минералы - природное химическое вещество и физическое тело. В состав минералов входит большинство химических элементов (за исключением инертных газов и трансурановых элементов). Однако среди них нет химически чистых веществ.

В минералах наряду с основными видообразукщими элементами практически всегда находятся так называемые рассеянные (изоморфные) примеси. Для одних минералов количество таких элементов-примесей незначительно, в других - высокие концентрации примесных элементов. Соответственно выделяют минералы постоянного и переменного состава. Если рассеянные элементы замещают в кристаллической решетке минерала видообразующие, то имеет место явление изоморфизма, которое широко развито в минеральном мире.

Как было установлено, нет строгого соответствия между кларком элемента и количеством минеральных видов, где он является видообразующим. Многие сравнительно слабо распространенные элементы (H,S,Cu,Pb,As,B,U,Sb) оказываются продуктивными видообразователями, тогда как элементы с более высокими кладками (K,C,Ti,Ba,Sr) значительно им уступают в этом отношении.

Различное значение элементов в минералообразовании определяется их основными свойствами (строением электронных оболочек, электроотрицательностью, валентностью и др.), которые являются главными факторами, обуславливающими формирование тех или иных химических типов природных соединений. Существенное значение имеют также и физико-химические условия процессов минералообразования. Кристаллические структуры минералов характеризуются громадным разнообразием.

Благодаря детальным рентгеновским исследованиям среди них выявлены б основных структурных типов (мотивов): координационный, каркасный, кольцевой, островной, цепной, слоистый (рис.4)

Рис.4. Типы структурных мотивов в кристаллах минералов на примере силикатов:

а)- изолированный кремнекислородный тетраэдр;

б) - сдвоенный тетраэдр;

в), г),д) - кольцевой мотив (в) - из трех тетраэдров, г) - из четырех тетраэдров, д)- из шести тетраэдров);

е) - цепочечный мотив;

ж) - ленточный мотив;

з) - листовой мотив;

и) - каркасный мотив

Выделение этих обобщающих типов кристаллических решеток отражает пространственное распределение прочнейших связей между атомами в структуре минералов. Среди известных минеральных видов основные структуры составляют (округленно): островные - 35%, слоистые - 22%, координационные - 18%, цепные - 13%, каркасные - 10%, кольцевые - 2%. Структура минералов, как и их химический состав, зависит от термодинамических параметров, в соответствии с которыми происходят полиморфные превращения.

Под полиморфизмом понимают свойство химических соединений кристаллизоваться в зависимости от тех или иных условий в различных структурных типах. Атомы, ионы или молекулы в кристаллической структуре минералов организованы по законам пространственной, регулярной решетки. Она образуется за счет взаимодействия межатомных сил - химических связей: ионной, ковалентной, металлической, смешанных и промежуточных. Атомная структура в значительной степени определяет морфологию и многие свойства минералов.

Морфология и основные физические свойства минералов

В природе минералы встречаются в виде более или менее хорошо образованных кристаллов, разнообразных сростков, оплошных зернистых масс, землистых скоплений, налетов, натеков, корок и др. Форма минеральных выделений имеет ряд специфических особенностей, благодаря которым она является их важным диагностическим признаком. При описании кристаллических индивидов прежде всего обращается внимание на развитие разных простых форм. Известно 47 простых кристаллографических форм кристаллов. Чаще всего кристаллы минералов огранены комбинацией из нескольких простых форм (рис.5).

Одиночные кристаллы встречаются редко. Чаще всего они образуют закономерные сростки (двойники и др.), разнообразные минеральные агрегаты и тела: зернистые, землистые, секреции, конкреции, друзы, оолиты и др

Рис.5. Важнейшие кристаллографические формы кристаллов минералов а)-маноэдр; б) - пинакоид; в)-е)—призмы: ромбическая; г) - тригональная; д) - тетрагональная; е) - гексагональная; ж,) к), л),о) - соответствующие пирамиды и дипирамиды; п) - тригональный скалено- эдр; р) - ромбоэдр; с) - куб; т) - октаэдр; у) - тетраэдр; ф) - ромбо- додекаэдр х) - пентагондодекаэдр; ц) - тетрагонтриоктаэдр

Диагностика минералов Диагностируются минералы на основании их физических свойств, в первую очередь по оптическим (цвет минерала и цвет его черты, блеск) и механическим (твердость, спайность) признакам. Цвет минералов очень разнообразен. Очень немногие минералы имеют только один характерный для них цвет (малахит, азурит, пирит), большинство отличается непостоянной, переменчивой окраской (сфалерит, турмалин, флюорит).

Кроме цвета в зернах и кристаллах для диагностики минералов используется цвет его порошка - черты, оставленной 'минералом на шероховатой фарфоровой пластинке. Часто оказывается, что визуально одинаковые минералы имеют разную черту. Блеск минералов зависит от показателя преломления и отражательной способности поверхности. В зависимости от этих характеристик блеск может быть металлическим и неметаллическим (стеклянным, алмазным, полу- металлическим).

Блеск также зависит от характера отражающих поверхностей: для пластинчатых индивидов - перламутровый, для параллельно-волокнистых агрегатов - шелковистый, для землистых масс - матовый. Под твердостью понимается способность минералов сопротивляться внешнему механическому воздействию. Для практических целей оперативной диагностики минералов их твердость определяется с помощью 10-ти мералов-эталонов, предложенных для этой цели Ф.Мэоссм. В этой шкале кавдый последующий минерал своим острым концом царапает предыдущий

Кроме образцов этой шкалы для определения твердости минералов можно пользоваться легкодоступными "эталонами", твердость которых известна в цифрах шкалы Мооса. Ноготь пальца (2,Б), медная монета (3), стекло (5,5-6), нож (б). Спайность - способность минералов раскалываться по определенным плоскостям с образованием гладких ровных блестящих поверхностей.

Раскол происходит параллельно плоским сеткам пространственной решетки, между которыми действуют наиболее слабые силы связи. Для спайности определяется степень совершенства и простая форма, по которой кристалл раскалывается. По степени совершенства спайность бывает:

1. -весьма совершенной - легко расщепляется руками на пластинки или листочки (слюды, гипс, тальк);
2. - совершенной - кристаллы раскалываются при слабом ударе молотком на главные ровные выколки (галит, кальцит);
3. - средней - поверхность скола может быть неровной, поскольку при раскалывании в одинаковой степени образуются как ровные, так и неровные сколы (флюорит);
4. -несовершенной и весьма несовершенной - сколы характеризуются только неровной поверхностью или изломом (кварц).

При макроскопическом определении минералов используется и ряд дополнительных свойств: плотность, излом, хрупкость, ковкость, упругость, магнитнооть, вкус, горючесть, запах, гигроскопичность, люминесценция, а также простейшие химические реакции.