Маса Землі дорівнює 5,98 X 10 24 кг, тобто близько 6 тис. трильйонів т, та її середня щільність 5,52 г/куб. див. Разом з тим середня щільність зовнішніх шарів земної кори вдвічі менша.

Зіставляючи ці цифри, необхідно дійти висновку, що начинка нашої планети повинна мати щільність не менше 8,37.

У центрі Землі щільність сягає 17,2 г/куб. см при тиску 3 млн. атм і що вона особливо різким стрибком (від 5,7 до 9,4) змінюється на глибині 2900 км., а потім на глибині 5 тис. км. Перший стрибок дозволяє виділити в земній кулі щільне ядро, а другий - підрозділити це ядро ​​на зовнішню (2900-5000 км) та внутрішню (від 5 тис. км до центру) частини.

Найприродніше думати, що така висока щільність центральних частин обумовлена ​​величезними тисками, що у глибині Землі, у результаті матерія перебуває у стан виключно великого стиску. Це пояснення зараз набуває все більшої кількості прихильників. Поки тиск у Землі не досягає відомої критичної межі – щільність змінюється поступово; коли ця межа (мабуть, 1,3 млн. атм) досягнуто, - речовина стрибком переходить у більш щільну «металоподібну» фазу.

Інше пояснення зводиться до припущення, що нутро Землі складається з речовин більшої питомої ваги, ніж земна кора, переважно з металів. Так як щільність і твердість внутрішніх частин Землі порівняно мало відрізняються від щільності і твердості заліза у звичайних фізичних умовах, більшість учених дотримується думки, що земне ядро ​​побудовано із заліза з домішкою нікелю. Таким чином, друга гіпотеза постулює розшарування Землі на оболонки, що різко відрізняються за своїм хімічним складом; перша ж, не заперечуючи відомої диференціації речовини за питомою вагою, головну причину зміни щільності матерії всередині Землі бачить у фізичних умовах (зростанні тиску) та повністю заперечує існування металевого ядра. Середня щільність планет тим вища, що більші розміри планети: Меркурій 3,8 г/куб. див, Марс 3,93, Земля 5,52. Це свідчить про можливість значного ущільнення речовини під впливом зростаючого тиску.

Особливо великі послуги у вивченні глибоких надр земної кулі надає сейсмологія, наука про землетруси. Сейсмічні хвилі в руках сучасних геофізиків стали свого роду променями, що ніби просвічують нашу планету і дозволяють робити відомі висновки про її внутрішній стан і будову.

Землетрус - це результат внутрішніх напруг у земній речовині, що призводять до розриву мас і їх зміщення. Усунення може бути дуже невелике, але пружні хвилі, породжені ним, поширюються в тілі Землі на величезні відстані від свого виникнення, іменованого осередком. Центр тяжкості сейсмічного вогнища зветься гіпоцентром. Дія хвиль позначиться нам перш за все в тій точці (вірніше області) земної поверхні, яка знаходиться найближче до вогнища, - в так званому епіцентрі, що лежить на одній вертикалі з гіпоцентром.

Пружна хвиля – сферична. Радіуси сфери, тобто траєкторії поширення хвиль, називаються сейсмічними променями.

При землетрусі виникають хвилі трьох пологів:

1) поздовжні хвилі (Р), можуть виникати в будь-яких тілах – твердих, рідких та газоподібних; нагадують звукові хвилі; рухаються швидше за всіх інших хвиль, що породжуються землетрусом;

2) поперечні хвилі (S), що рухаються повільніше поздовжніх; нагадують світлові хвилі; є хвилями зсуву, можуть виникати і поширюватися лише у твердому середовищі;

3) ще повільніші поверхневі хвилі (L) - складна група хвиль, які утворюються лише у поверхневих частинах земної кори, але в глибині згасають; починаючись від епіцентру, вони викликають на земній поверхні сильні усунення та руйнування.

Всі ці хвилі розходяться від сейсмічного вогнища різними шляхами, внаслідок чого станції, віддаленої від епіцентру, прибуття їх реєструється разночасно. Найчастіше приходять довгі хвилі L, оскільки вони поширюються лише з периферії Землі. Хвилі Р і S, що пронизують тіло Землі на великих глибинах, приходять раніше, причому першими реєструються швидші поздовжні хвилі (Р - primae - перші), а потім повільніші поперечні (S - secundae - другі).

Якби тіло Землі було однорідним, сейсмічні промені хвиль Р і S були б прямими лініями. Поступове збільшення густини Землі з глибиною дало б увігнуті траєкторії, звернені опуклістю всередину Землі. Якщо ж щільність Землі з глибиною змінюється стрибками, то цих увігнутих кривих мають бути переломи на межах середовищ, які мають різними щільностями, не кажучи вже про часткове відображення хвиль. Саме останню картину ми й спостерігаємо.

Дослідження швидкостей сейсмічних хвиль, їх характеру та траєкторій призводить до наступних висновків:

1) при проходженні крізь тіло Землі поздовжніх і поперечних хвиль швидкості цих хвиль змінюються, що свідчить про зміни властивостей проходимого ними середовища;

2) швидкості змінюються стрибками, - отже, зміна властивостей середовища відбувається теж стрибками;

Є по суті два різкі переломи швидкостей: на глибині 60 км і на глибині 2900 км. Іншими словами, виразно відокремлюються лише зовнішній шар (земна кора) та внутрішнє ядро. У проміжному з-поміж них поясі, і навіть усередині ядра очевидна лише зміна темпу збільшення швидкостей.

Видно також, що Земля до глибини 2900 км знаходиться в твердому стані, тому що через цю товщу вільно проходять поперечні пружні хвилі, які можуть виникати і поширюватися в твердому середовищі. Проходження поперечних хвиль крізь ядро ​​не спостерігалося, і це давало підставу вважати його рідким. Однак нові розрахунки М. С. Молоденського показують, що хоча модуль зсуву в ядрі невеликий, але все ж таки не дорівнює нулю (як це характерно для рідини) і, отже, ядро ​​Землі ближче до твердого, ніж до рідкого стану. Зрозуміло, у разі поняття «твердого» і «рідкого» не можна ототожнювати з аналогічними поняттями, застосовуваними до агрегатним станам речовини на земної поверхні: всередині Землі панують високі температури і величезні тиску, яких немає у ландшафтній оболонці.

Про хімічному складі внутрішніх частин планети немає одностайної думки, оскільки говорити про хімічному складі речовини, спираючись насправді лише уявлення про зміну його щільності, дуже важко.

Земна кора складається з гранітів; осадові породи у ній мають підлегле значення. Під гранітною оболонкою передбачають існування шару, близького за складом базальту або перидотиту. На порівняно вже невеликих глибинах, де температура і тиск досить високі, тверді гірські породи мають властивість пластичності, тобто, піддаючись тиску, здатні змінювати свою форму і зберігати цю зміну форми після припинення тиску.

Гранітна оболонка, у складі якої величезну роль відіграють кремній (Si) та алюміній (Al), називається «сіалічним», або просто «сіаль». Питома вага в середньому 2,7-2,8. Вона не суцільна та характеризується змінною потужністю: у Західній Європі та Північній Америці 26-28 км, на Кавказі 50 км, у Тянь-Шані 84 км, в Атлантичному океані до 18 км; у центральних частинах Тихого океану сіаля немає зовсім. І переривчастість поширення, і різна потужність однаково говорять проти те, що гранітна оболонка є результатом застигання спочатку розплавленої земної поверхні, т. е. «жора» у сенсі цього терміну: з розплаву мала б утворитися суцільна сіалическая оболонка і до того ж однакової товщини.

Базальтовий шар, що підстилає гранітну оболонку, де, крім кремнію та алюмінію, важливу роль відіграє ще й магній, прийнято скорочено позначати «сима» (силіцій + магній). Ця оболонка, питома вага якої 32-33 вже суцільна. У глибоких місцях Тихого та Атлантичного океанів сима або безпосередньо складає саме дно, будучи перекрита невеликою товщею морських ґрунтів і водою, або відокремлена від води тонкою (близько 5 км) корою сіалю.

Чим можна пояснити розшарування Землі принаймні на дві концентричні сфери, що наділяють щільне ядро?

Земля виникла як холодне тіло з згустку космічного пилу, що поступово розростався, і була спочатку однорідна за своїм складом у тому сенсі, що речовина її представляла безладну суміш частинок різної питомої ваги. Після досягнення планетою певних розмірів у ній почалася фізико-хімічна та гравітаційна диференціація речовини, тобто дуже повільне опускання більш важких елементів углиб і підняття легших догори. На глибині швидкість цього процесу була меншою, ніж у верхніх шарах, так як в'язкість речовини, під впливом зростаючого тиску, з глибиною збільшується. Тому треба думати, що відокремлення так званої земної «кори» і відокремлення ядра зобов'язані суттєво різним причинам. Ядро виникло шляхом стрибкоподібного ущільнення речовини, коли всередині зростаючої планети тиск досяг деякого критичного значення. По Б. Ю. Левіну, це могло статися лише після того, як маса Землі зросла до 0,8 її сучасної маси; утворення ядра супроводжувалося внаслідок зменшення обсягу центральних частин планети опусканням поверхні Землі приблизно на 100 км. Що стосується поверхневих шарів, то тут диференціація протікала легше і до того ж у своєму найбільш чистому вигляді: з однорідної маси базальтового складу виділилися і спливли догори легші кислі складові. Виникнення ядра звузило область дії диференціації: його ущільнена тиском речовина значною мірою втратила «потребу» (і фізичну можливість) до випливання більш високі рівні межі ядра. Вже одне це говорить проти припущення, ніби ядро ​​може складатися з якоїсь однієї, майже досконало «відпрепарованої» речовини (наприклад, заліза). Очевидно, воно навіть набагато менше диференційовано, ніж шари, що лежать вище.

Хороше підтвердження диференціації можна знайти у характері вивержень сучасних нам вулканів. Останнє виверження Гекли почалося 29 березня 1947 і тривало 13 місяців, причому лава початкової фази виверження складалася з більш кислих продуктів (59% SiO 2), ніж лава останньої фази (54% SiO 2 - базальт). Очевидно, кисліша лава надходила з верхніх частин магматичного басейну, основна - з глибших. Це свідчить, що за сто років, що минули з дня попереднього виверження (1845 р.), в магматичному осередку, що знаходився в спокійному стані, лава як би «відстоялась», відбулася її гравітаційна диференціація: кисліші легкі частини виявилися вгорі, основні, важкі – внизу.

Якщо якийсь вулкан вивергається часто - лава не встигає диференціюватися і помітної різниці у продуктах виверження немає. Але чим довше період спокою між виверженнями, тим глибше диференціація, - тому одні й самі вулкани в одних випадках виливають основну лаву, в інших кислу.

Виливання рідкої розплавленої лави на поверхню не суперечить твердженню, що надра Землі перебувають у твердому стані. Окремі магматичні вогнища можуть виникати під впливом розігріву земної кори в областях значної місцевої концентрації радіоактивних елементів. Крім того, на великих глибинах, де температури високі і в звичайних умовах були б достатні для розплавлення гірських порід, останні залишаються твердими через колосальні тиски, що підвищують температуру плавлення. Отже, достатньо послабити тиск, щоб перегріта речовина перейшла в рідину і стала газами, що містяться в ньому, захоплюватися до поверхні Землі. При гравітаційної диференціації висхідні руху, т. е. перенесення речовини у сфері спадного тиску, здійснюються у найширшому масштабі.

Якщо ви знайшли помилку, будь ласка, виділіть фрагмент тексту та натисніть Ctrl+Enter.

Хімічний склад земної кори було визначено за результатами аналізу численних зразків гірських порід і мінералів, що виходять поверхню землі при горообразовательных процесах, і навіть узятих із гірничих виробок і глибоких свердловин.

В даний час земна кора вивчена на глибину до 15-20 км. Вона складається з хімічних елементів, що входять до складу гірських порід.

Найбільшого поширення у земній корі мають 46 елементів, їх 8 становлять 97,2-98,8 % її маси, 2 (кисень і кремній) -75 % маси Землі.

Перші 13 елементів (за винятком титану), що найчастіше зустрічаються в земній корі, входять до складу органічної речовини рослин, беруть участь у всіх життєво необхідних процесах та відіграють важливу роль у родючості ґрунтів. Велика кількість елементів, що беруть участь у хімічних реакціях у надрах Землі, призводить до утворення найрізноманітніших сполук. Хімічні елементи, яких найбільше у літосфері, входять до складу багатьох мінералів (з них переважно складаються різні породи).

Окремі хімічні елементи розподіляються в геосферах так: кисень і водень заповнюють гідросферу; кисень, водень та вуглець складають основу біосфери; кисень, водень, кремній та алюміній є основними компонентами глин та піщаних порід або продуктів вивітрювання (вони в основному становлять верхню частину кори Землі).

Хімічні елементи в природі знаходяться в різних сполуках, званих мінералами.

7.Мінерали в земній корі - визначення, класифікація, властивості.

Земна кора складається в основному з речовин, званих мінералами - від рідкісних та надзвичайно цінних алмазів до різних руд, з яких одержують метали для наших повсякденних потреб.

Визначення мінералів

Мінерали, що часто зустрічаються, такі як польові шпати, кварц і слюда, називаються породоутворюючими. Це відрізняє їх від мінералів, які знаходять лише у невеликих кількостях. Кальцит - ще один породоутворюючий мінерал. Він формує вапнякові породи.

У природі існує так багато мінералів, що мінералогам довелося виробити цілу систему визначення, засновану на фізичних і хімічних властивостях. Іноді розпізнати мінерал допомагають дуже прості властивості, наприклад колір або твердість, а часом для цього потрібні складні тести в лабораторних умовах із застосуванням реагентів.

Деякі мінерали, такі як лазурит (синій) та малахіт (зелений), можна розпізнати за кольором. Але колір часто оманливий, тому що у багатьох мінералів він досить широко варіюється. Відмінності у кольорі залежать від домішок, температури, освітлення, радіації та ерозії.

Класифікація мінералів

1. Самородні елементи

Близько 90 мінералів – 0,1% маси земної кори

Золото, платина, срібло – дорогоцінні метали, мідь – кольоровий метал, алмаз – дорогоцінний камінь, графіт, сірка, миш'як

2 . Сульфіди

Близько 200 мінералів – 0,25 % маси земної кори

Сфалерит - цинкова руда, галені - свинцева руда, халькопірит - мідна руда, пірит - сировина для хімічної промисловості, кіновар - ртутна руда

3 . Сульфати

Близько 260 мінералів, 0,1% маси земної кори

Гіпс, ангідрит, барит - цементна сировина, виробний камінь та ін.

4 . Галлоїди

Близько 100 мінералів

Галіт – кам'яна сіль, сильвін – калійне добриво, флюорит – фторид

5 . Фосфати

Близько 350 мінералів – 0,7% маси земної кори

Фосфорит – добриво

6 . Карбонати

Близько 80 мінералів, 1,8% маси земної кори

Кальцит, арагоніт, доломіт – будівельний камінь; сидерит, родохрозит - руди заліза та марганцю

7. Окисли

Близько 200 мінералів, 17% маси земної кори

Вода, крига; кварц, халцедон, яшма, опал, кремінь, корунд -дорогоцінне і напівдорогоцінне каміння; бокситові мінерали - руди алюмінію, мінерали руд заліза, олова, марганцю, хрому та ін.

8. Силікати

Близько 800 мінералів, 80% земної кори

Піроксени, амфіболи, польові шпати, слюди, серпентин, глинисті мінерали – основні породоутворюючі мінерали; гранати, олівін, топаз, адуляр, амазоніт - дорогоцінне та напівдорогоцінне каміння.

Властивості

Блиск - дуже характерна ознака багатьох мінералів. В одних випадках він дуже схожий на блиск металів (галеніт, пірит, арсенопірит), в інших – на блиск скла (кварц), перламутру (мусковіт). Чимало таких мінералів, які навіть у свіжому зламі виглядають матовими, тобто не мають блиску.

Чудовою особливістю багатьох природних сполук є їхнє забарвлення. Для низки мінералів вона постійна і дуже характерна. Наприклад: кіновар (сірчана ртуть) завжди має кармінно-червоний колір; для малахіту характерне яскраво-зелене забарвлення; кубічні кристали піриту легко впізнаються за металево-золотистим кольором і т. д. Поряд з цим фарбування великої кількості мінералів мінлива. Такі, наприклад, різновиди кварцу: безбарвні (прозорі), молочно-білі, жовтувато-бурі, майже чорні, фіолетові, рожеві.

Мінерали різняться і за іншими фізичними властивостями. Одні з них настільки тверді, що легко залишають подряпини на склі (кварц, гранат, пірит); інші самі дряпаються уламками скла або вістрям ножа (кальцит, малахіт); треті мають настільки низьку твердість, що легко кресляться нігтем (гіпс, графіт). Одні мінерали при розколюванні легко розщеплюються за певними площинами, утворюючи уламки правильної форми, схожі на кристали (кам'яна сіль, галеніт, кальцит); інші дають у зламі криві, "раковисті" поверхні (кварц). Широко варіюють і такі властивості, як питома вага, плавність та ін.

Такі ж різні і хімічні властивості мінералів. Одні легко розчиняються у воді (кам'яна сіль), інші розчинні лише в кислотах (кальцит), треті стійкі навіть до міцних кислот (кварц). Більшість мінералів добре зберігається у повітряному середовищі. Однак відомий ряд природних сполук, що легко піддаються окисленню або розкладанню за рахунок кисню, вуглекислоти та вологи, що містяться в повітрі. Давно встановлено також, деякі мінерали під впливом світла поступово змінюють своє забарвлення.

Всі ці властивості мінералів знаходяться у причинній залежності від особливостей хімічного складу мінералів, від кристалічної структури речовини та від будови атомів або іонів, що входять до складу сполук.

Введение…………………………………………………………………………..2

1. Будова Землі ……………………………………………………………….3

2. Склад земної кори…………………………………………………………...5

3.1. Стан Землі …………………………………………………………....7

3.2.Стан земної кори……………………………………………………...8

Список використаної літератури………………………….…………………10

Вступ

Земна кора – зовнішня тверда оболонка Землі (геосфера). Нижче кори знаходиться мантія, яка відрізняється складом та фізичними властивостями – вона більш щільна, містить переважно тугоплавкі елементи. Поділяє кору і мантію кордон Мохоровичича, чи скорочено Мохо, де відбувається різке збільшення швидкостей сейсмічних хвиль. З зовнішньої сторони більшість кори покрита гідросферою, а менша перебуває під впливом атмосфери.

Кора є на більшості планет земної групи, Місяці та багатьох супутниках планет-гігантів. Найчастіше вона складається з базальтів. Земля унікальна тим, що має кору двох типів: континентальну та океанічну.

1. Будова Землі

Більша частина поверхні Землі (до 71%) займає Світовий океан. Середня глибина Світового океану - 3900 м. Існування осадових порід, вік яких перевищує 3,5 млрд. років, є доказом існування Землі великих водойм вже у далеку. На сучасних континентах найпоширеніші рівнини, переважно низовинні, а гори - особливо високі - займають незначну частину поверхні планети, як і глибоководні западини на дні океанів. Форма Землі, як відомо близька до кулястої, при більш детальних вимірах виявляється дуже складною, навіть якщо описати її рівною поверхнею океану (не спотвореною припливами, вітрами, течіями) та умовним продовженням цієї поверхні під континенти. Нерівності підтримуються нерівномірним розподілом маси надрах Землі.

Однією з особливостей Землі є її магнітне поле, завдяки якому ми можемо користуватися компасом. Магнітний полюс Землі, якого притягується північний кінець стрілки компаса, не збігається з Північним географічним полюсом. Під дією сонячного вітру магнітне поле Землі спотворюється і набуває «шлейф» у напрямку від Сонця, що тягнеться на сотні тисяч кілометрів.

Про внутрішню будову Землі, перш за все, судять за особливостями проходження крізь різні шари Землі механічних коливань, що виникають під час землетрусів або вибухів. Цінні відомості дають також вимірювання величини теплового потоку, що виходить із надр, результати визначень загальної маси, моменту інерції та полярного стиснення нашої планети. Маса Землі знайдена з експериментальних вимірювань фізичної постійної тяжіння та прискорення сили тяжіння. Для маси Землі отримано значення 5967 1024 кг. На основі цілого комплексу наукових досліджень було побудовано модель внутрішньої будови Землі.

Тверда оболонка Землі – літосфера. Її можна порівняти зі шкаралупою, що охоплює всю поверхню Землі. Але ця «шкаралупа» ніби потріскалася на частини і складається з кількох великих літосферних плит, які повільно переміщуються одна щодо іншої. За їх межами концентрується переважна кількість землетрусів. Верхній шар літосфери - це земна кора, мінерали якої складаються переважно з оксидів кремнію та алюмінію, оксидів заліза та лужних металів. Земна кора має нерівномірну товщину: 35-65 км на континентах та 6-8 км під дном океану. Верхній шар земної кори складається з осадових порід, нижній із базальтів. Між ними є шар гранітів, характерний лише для континентальної кори. Під корою розташована так звана мантія, що має інший хімічний склад та більшу щільність. Кордон між корою та мантією називається поверхнею Мохоровича. У ній стрибкоподібно збільшується швидкість поширення сейсмічних хвиль. На глибині 120-250 км під материками та 60-400 км під океанами залягає шар мантії, званий астеносферою. Тут речовина знаходиться в близькому до плавлення стані, його в'язкість сильно знижена. Всі літосферні плити як би плавають у напіврідкій астеносфері, як крижини у воді. Товстіші ділянки земної кори, а так само ділянки, що складаються з менш щільних порід, піднімаються по відношенню до інших ділянок кори. У той же час додаткове навантаження на ділянку кори, наприклад, внаслідок накопичення товстого шару материкових льодів, як це відбувається в Антарктиді, призводить до поступового занурення ділянки. Таке явище називається ізостатичним вирівнюванням. Нижче астеносфери, починаючи з глибини близько 410 км. «упаковка» атомів у кристалах мінералів ущільнена під впливом великого тиску. Різкий перехід виявлено сейсмічними методами досліджень на глибині близько 2920 км. Тут починається земне ядро, чи, точніше кажучи, зовнішнє ядро, оскільки у його центрі ще одне - внутрішнє ядро, радіус якого 1250 км. Зовнішнє ядро, очевидно, знаходиться в рідкому стані, оскільки поперечні хвилі, що не розповсюджуються в рідині, через нього не проходять. Із існуванням рідкого зовнішнього ядра пов'язують походження магнітного поля Землі. Внутрішнє ядро, мабуть, тверде. У нижній межі мантії тиск досягає 130 ГПа, температура там не вище 5000 К. У центрі Землі температура, можливо, піднімається вище 10 000 К.

2. Склад земного кору

Земна кора складається з декількох шарів, товщина та будова яких різні в межах океанів та материків. У зв'язку з цим виділяють океанічний, материковий та проміжний типи земної кори, які будуть описані далі.

За складом у земній корі виділяють зазвичай три шари – осадовий, гранітний та базальтовий.

Осадовий шар складений осадовими гірськими породами, що є продуктом руйнування та перевідкладення матеріалу нижніх шарів. Цей шар хоч і покриває всю поверхню Землі, але подекуди настільки тонкий, що практично можна говорити про його уривчастість. У той же час іноді він досягає потужності кілька кілометрів.

Гранітний шар складений переважно магматичними породами, що утворилися в результаті застигання розплавленої магми, серед яких переважають різниці, багаті кремнеземом (кислі породи). Цей шар, що досягає на материках потужності 15-20 км, під океанами сильно скорочується і навіть може бути зовсім відсутнім.

Базальтовий шар також складається магматичною речовиною, але більш бідним кремнеземом (основними породами) і велику питому вагу. Цей шар розвинений на основі земної кори у всіх галузях земної кулі.

Материковий тип земної кори характеризується присутністю всіх трьох шарів і значно більш потужним, ніж океанічний.

Земна кора є основним об'єктом вивчення геології. Земна кора складається з дуже різноманітних гірських порід, що складаються з не менш різноманітних мінералів. При вивченні гірської породи насамперед досліджують її хімічний та мінералогічний склад. Проте цього замало повного пізнання гірської породи. Одинаковий хімічний та мінералогічний склад можуть мати породи різного походження, а отже, і різних умов залягання та розповсюдження.

Під структурою породи розуміють розміри, склад і форму мінеральних частинок, що складають, і характер їх зв'язку один з одним. Розрізняють різні типи структур залежно від того, складена гірська порода з кристалів або аморфної речовини, яка величина кристалів (цілі кристали або уламки їх входять до складу породи), який ступінь окатанності уламків, зовсім не пов'язані один з одним, що утворюють породу мінеральні зерна або вони спаяні якоюсь цементуючою речовиною, безпосередньо зрослися один з одним, проросли один одного і т.д.

Під текстурою розуміють взаєморозташування компонентів, що складають породу, або спосіб заповнення ними простору, займаного гірською породою. Прикладом текстур можуть бути: шарувата, коли порода складається з шарів, що чергуються, різного складу і структури, сланцювата, коли порода легко розпадається на тонкі плитки, масивна, пориста, суцільна, пухирчаста і т.д.

Під формою залягання гірських порід розуміється форма тіл, що утворюються ними у земній корі. Для одних порід – це пласти, тобто. порівняно тонкі тіла, обмежені паралельними поверхнями; для інших – жили, штоки тощо.

У основу класифікації гірських порід кладеться їхній генезис, тобто. Метод походження. Виділяють три великі групи порід: магматичні, або вивержені, осадові та метаморфічні.

Магматичні породи утворюються у процесі застигання силікатних розплавів, що у надрах земної кори під великим тиском. Ці розплави одержали назву магми (від грецького слова «мазь»). В одних випадках магма впроваджується в товщу порід, що лежать вище, і застигає на більшій або меншій глибині, в інших - вона застигає, вилившись на поверхню Землі у вигляді лави.

Осадові породи утворюються в результаті руйнування на поверхні Землі раніше існуючих порід і подальшого відкладення та накопичення продуктів цієї руйнації.

Метаморфічні породи є результатом метаморфізму, тобто. перетворення магматичних і осадових гірських порід, що існували раніше, під впливом різкого підвищення температури, підвищення або зміни характеру тиску (зміни всебічного тиску на орієнтоване), а також під впливом інших факторів.

3.1. Стан Землі

Стан землі характеризується температурою, вологістю, фізичною структурою та хімічним складом. Діяльність людини та функціонування рослинного та тваринного світу можуть покращувати та погіршувати показники стану землі. Основними процесами на землю є: безповоротне вилучення з сільськогосподарської діяльності; тимчасове вилучення; механічний вплив; добавка хімічних та органічних елементів; залучення до сільськогосподарської діяльності додаткових територій (осушення, зрошення, вирубування лісу, рекультивація); нагрівання; самовідновлення.

3.1. Стан земної кори

Останнім часом спостерігається дуже складна картина розподілу полів стискаючих та розтягуючих напруг, виявлена ​​китайським геологом Х.С. Лю (1978 рік) і пов'язана із взаємодією різних за розмірами плит земної кори, що викликає утворення зсувних порушень, при яких краї плит ковзають одна щодо одної. За розрахунками П.М. Кропоткіна, ділянки земної кори, охоплені розтягуванням, не перевищують 2% загальної площі, а решта її перебуває у стані стиснення.

Виявлена ​​зусиллями дослідників різних країн у останні десятиліття глобальна картина напруженого стану земної кори дала дуже багато розуміння тонусу літосфери, як образно помітили С.І. Шерман та Ю.І. Дніпровський (1989 рік). Цей тонус безпосередньо впливає на геологічні процеси, що відбуваються в даний час, і насамперед на сейсмологічні, що дозволяє ставити питання про довгострокові прогнози землетрусів.

У чому полягає причина практично повсюдного стиску, що спостерігається в земній корі? Одне з можливих пояснень полягає у визнанні короткочасного зменшення радіусу Землі, що забезпечує ефект стиснення. Для того, щоб довести зміну радіусу Землі, необхідні точні дані щодо варіацій сили тяжіння, флуктуацій швидкості обертання Землі та чендлерівських коливань полюса. Задовільні дані з цих питань нині недостатні, отже, можливість скорочення радіуса Землі поки що розглядається як гіпотеза.

Існують методи виявлення як сучасних, а й древніх полів напруг, що дозволяє зрозуміти багато геологічні закономірності, наприклад розміщення рудних покладів, майже завжди що з ділянками розтягування (рис. 4). Знаючи становище таких зон у минулі епохи, можна прогнозувати пошуки рудних корисних копалин. Те саме стосується і сейсмічності. Наприклад, американські геологи М.Д. Зобак та М.Л. Зобак довели, що палеосейсмічні зони всередині Північноамериканської плити ще в історичний час були дуже активними, хоча зараз перебувають у стані спокою. Зміна поля напруг може спричинити нову активізацію та відновлення землетрусів.

Зусилля вчених зараз спрямовані на складання спеціальних карт із показом на них орієнтування осей головної напруги, крім того, важливо вичленувати складові різного рангу поля напруг. Енергійна техногенна діяльність людини: створення величезних водоймищ, відкачування колосальних обсягів газу, нафти, води із земних надр, розробка глибоких кар'єрів - все це порушує природні поля напружень і динамічну рівновагу в земній корі, особливо її верхній частині. Тому необхідно спостерігати за сучасними полями напруги, у тому числі і точними інструментальними методами.

Список використаної літератури

1. Алексєєнко В.А. Екологічна геохімія. - М.: Логос, 2000. - 627 с.

2. Кропоткін П.М. Тектонічні напруження у земній корі // Геотектоніка. 1996. № 2. С. 3-5.

3. Напружений стан земної кори: (За вимірами у масивах гірських порід). М.: Наука, 1973. 188 з.

4. Жуков М.М, Славін В.І, Дунаєва Н.М. Основи геології.-М.: Госгеолтехіздат, 1961.

5. Лейялль Ч. Основні засади геології чи нові зміни землі та її жителей.– Пер з англ., ТТ. І II, 1986.

Вступ

Три зовнішні оболонки Землі, що відрізняються фазовим станом, – тверда земна кора, рідка гідросфера та газова атмосфера – тісно пов'язані між собою, а речовина кожної з них проникає у межі інших. Підземні води пронизують верхню частину земної кори, значний обсяг газів знаходиться не в атмосфері, а розчинений у гідросфері та заповнює порожнечі у ґрунті та гірських породах. Вода і дрібні тверді мінеральні частинки насичують нижні шари атмосфери.

Зовнішні оболонки пов'язані як просторово, а й генетично. Походження оболонок, формування їх складу та її подальша еволюція взаємопов'язані. В даний час цей зв'язок значною мірою зумовлений тим, що зовнішня частина планети охоплена геохімічною діяльністю живої речовини.

Маси оболонок дуже різняться. Маса земної кори оцінюється в 28,46 × 1018 т, Світового океану – 1,47 × 1018 т, атмосфери – 0,005 × 1018 т. Отже, в земній корі знаходиться основний резерв хімічних елементів, які залучаються в міграційні процеси під впливом живої речовини. Концентрації та розподіл хімічних елементів у земній корі мають сильний вплив на склад живих організмів суші та всієї живої речовини Землі.

Розглядаючи проблему складу живої речовини, В.І. Вернадський зазначав: «…хімічний склад організмів найтіснішим чином пов'язані з хімічним складом земної кори; організми пристосовуються щодо нього».

Хіміки та петрографи починаючи з другої половини XIX ст. вивчали хімічний склад гірських порід методами вагового та об'ємного хімічного аналізу. Підсумовуючи результати численних аналізів гірських порід, Ф. Кларк показав, що у земній корі переважають вісім хімічних елементів: кисень, кремній, алюміній, залізо, магній, кальцій, калій та натрій. Цей основний висновок неодноразово підтверджено результатами наступних досліджень. Методами хімічного аналізу, якими користувалися в XIX ст., Визначення низьких концентрацій елементів було неможливо. Потрібні були принципово інші підходи.

Потужний імпульс до вивчення хімічних елементів з дуже низькою концентрацією в речовині земної кори дало застосування більш чутливого методу – спектроскопічного аналізу. Нові факти дозволили В.І. Вернадському сформулювати принцип "повсюдності" всіх хімічних елементів.У доповіді на XII з'їзді російських дослідників природи та лікарів у грудні 1909 р. він заявив: «У кожній краплі і порошинці речовини на земній поверхні, у міру збільшення тонкощі наших досліджень, ми відкриваємо все нові і нові елементи ... У піщинці або в краплі, як у мікрокосмосі, відбивається загальний склад космосу».

Ідея «повсюдності» хімічних елементів тривалий час викликала настороженість навіть із боку великих учених. Це було з тим, що елементи, які у кількості нижче рівня чутливості методу, при аналізі не виявлялися. Створювалася ілюзія їхньої повної відсутності, що позначилося на термінології. У геохімії виникли терміни рідкісні елементи(dieselteneElementen- нім.; rareelements- англ.), частота(dieHaufigkeit-нім.) виявлення.Насправді має місце не реальна рідкість або мала частота народження елемента при аналізах, а його низька концентрація в досліджуваних пробах, яка не може бути визначена недостатньо чутливими методами аналізу.

Низька чутливість методу часто не дозволяла визначати кількість елемента, лише констатувати присутність його «слідів». З того часу в геохімічній літературі широко використовується термін? застосовуваний В.М. Гольдшмідтом та його колегами у 1930-х рр.: елементи-сліди(dieSpurelemente-нім.; traceelements-англ.; deselementstraces-фр.).

Через війну зусиль вчених різних країн 20-х рр. н. XX ст. склалося загальне уявлення склад земної кори. Середні значення відносного вмісту хімічних елементів у земній корі та інших глобальних та космічних системах відомий геохімік О.Є. Ферсман запропонував називати кларкамина честь вченого, який окреслив шлях до кількісної оцінки поширення хімічних елементів.

Кларк - дуже важлива величина геохімії. Аналіз значень кларків дозволяє зрозуміти багато закономірностей розподілу хімічних елементів на Землі, у Сонячній системі та доступній нашим спостереженням частині Всесвіту. Кларки хімічних елементів земної кори різняться більш як десять математичних порядків. Така істотна кількісна відмінність має позначитися на якісно неоднаковій ролі двох груп елементів у земній корі. Найбільш яскраво це проявляється в тому, що елементи першої групи, що містяться у відносно великій кількості, утворюють самостійні хімічні сполуки, а елементи другої групи з малими кларками переважно розпорошені, розпорошені серед хімічних сполук інших елементів. Елементи першої групи називають головними,елементи другий – розсіяними.Їхніми синонімами в англійській мові є minorelements, rareelements, найбільш уживаний синонім traceelements. Умовною межею між групами головних та розсіяних елементів у земній корі може бути величина 0,1%, хоча кларки більшої частини розсіяних елементів значно менші та вимірюються тисячними та меншими частками відсотка. Поняття про стан розсіювання хімічних елементів, так само як і про їхню «повсюдність», було введено в науку В.І. Вернадським.

Повний хімічний склад верхнього, так званого гранітного шару континентального блоку земної кори наведено в табл. 1.1.

Таблиця 1.1 Кларки хімічних елементів гранітного шару кори континентів

Хімічний елемент	Атомний номер	Середній зміст, 1 × 10 -4 %	Хімічний елемент	Атомний номер	Середній зміст, 1 × 10 -4 %
Про	8	481 000	Mg	12	12000
Si	14	399 000	Ti	22	3300
А1	13	80 000	H	1	1000
Fe	26	36000	P	15	800
До	19	27000	F	9	700
Са	20	25000	Мn	25	700
Na	11	22000	Ва	56	680
S	16	400	Єг	68	3,6
З	6	300	Yb	70	3,6
Sr	38	230	Hf	72	3,5
Rb	37	180	Sn	50	2,7
Cl	17	170	і	92	2,6
Zr	40	170	Be	4	2,5
Це	58	83	Br	35	2,2
V	23	76	Та	73	2,1
Zn	30	51	As	33	1,9
La	57	46	W	74	1,9
Yr	39	38	Ho	67	1,8
Cl	24	34	Tl	81	1,8
Nd	60	33	Eu	63	1,4
Li	3	30	Tb	65	1,4
N	7	26	Ge	32	1,3
Ni	28	26	Mo	42	1,3
Cu	29	22	Lu	71	1,1
Nb	41	20	I	53	0,5
Ga	31	18	Tu	69	0,3
Pb	82	16	In	49	0,25
Th	90	16	Sb	51	0,20
Sc	21	11	Cd	48	0,16
У	5	10	Se	34	0,14
Sm	62	9	Ag	47	0,088
Gd	64	9	Hg	80	0,033
Pr	59	7,9	Bi	83	0,010
Co	27	7,3	Au	79	0,0012
Dy	66	6,5	Ті	52	0,0010
Cs	55	3,8	Re	75	0,0007

Для утворення будь-якої хімічної сполуки потрібна концентрація вихідних компонентів не менше мінімальної, нижче за яку реакція неможлива. Тому в земній корі переважають хімічні сполуки основних елементів із високими кларками. Незважаючи на те, що загальна кількість природних хімічних сполук – мінералів –становить 2-3 тис. видів, кількість мінералів, що утворюють поширені гірські породи, невелика. Більше 80% маси земної кори представлено силікатами алюмінію, заліза, кальцію, магнію, калію та натрію; близько 12% становить оксид кремнію. Всі ці мінерали мають кристалічну будову, яка визначає загальні особливості кристалохімії земної кори.

В.М. Гольдшмідт показав, що силікатний склад і кристалічна будова земної кори є дуже важливими для розподілу не головних, розсіяних елементів. Згідно з концепцією Гольдшмідта в кристалохімічних структурах іони поводяться як жорсткі сфери (тверді кулі). Тому радіус кожного іона сприймається як стала величина.

Головна особливість іонів у кристалохімічних структурах полягає в тому, що радіуси негативно заряджених іонів (аніонів) значно більші за радіуси позитивно заряджених іонів (катіонів). Подаємо аніони у вигляді великих куль, а катіони – у вигляді дрібних. Тоді моделлю кристалічної речовини з іонним типом зв'язку буде простір, заповнений великими кулями, що щільно прилягають - аніонами, між якими повинні розміщуватися дрібні кульки - катіони. Згідно з уявленнями Гольдшмідта, цей каркас відіграє роль своєрідного геохімічного фільтра, що сприяє диференціації хімічних елементів за величиною їх іонів. У конкретну кристалохимическую структуру можуть увійти будь-які елементи, які мають необхідної валентністю, лише ті, іони яких мають відповідний розмір радіусів.

Освіта поширених мінералів супроводжується свого роду сортуванням розсіяних елементів. Для пояснення цього процесу звернемося до поширеного мінералу – польового шпату. Його кристалохімічна структура утворена угрупованнями, що складаються з трьох катіонів кремнію та одного алюмінію, кожен з яких пов'язаний із чотирма аніонами кисню. Угруповання в цілому є комплексним аніоном, де вісім іонів кисню, три кремнію і один алюмінію. Це створює один негативний заряд, який врівноважується одновалентним катіоном калію. Через війну існує трикамерна структура, склад якої відповідає формулі K.

Розмір радіусу іона калію становить 0,133 нм. Його місце в структурі може зайняти лише катіон із близькою величиною радіусу. Таким є двовалентний катіон барію, радіус якого дорівнює 0,134 нм. Барій менш поширений, ніж калій. Зазвичай він є у вигляді незначної домішки в польових шпатах. Тільки в особливих випадках створюється його значна концентрація та утворюється рідкісний мінерал цельзіан (барієвий польовий шпат).

Аналогічним чином у поширених мінералах і гірських породах вибірково затримуються хімічні елементи, концентрація яких негаразд велика освіти самостійних мінералів. Взаємне заміщення іонів у кристалічній структурі завдяки близькості їх радіусів називається ізоморфізм.Це було виявлено ще на початку ХІХ ст., але його значення для глобальної диференціації розсіяних хімічних елементів встановлено лише століття.

Внаслідок ізоморфізму розсіяні елементи закономірно концентруються у певних мінералах. Польові шпати є носіями барію, стронцію, свинцю; олівини – нікелю та кобальту; циркони - гафнія і т.д. Такі елементи, як рубідій, реній, гафній, не утворюють самостійних сполук у літосфері та повністю розсіяні у кристалохімічних структурах мінералів-господарів.

Ізоморфні заміщення – не єдина форма знаходження розсіяних елементів. Феномен розсіювання в земній корі проявляється у різних формах різному рівні дисперсності.

Найбільш грубодисперсною формою розсіювання є добре окристалізовані, дуже дрібні (зазвичай менше 0,01 – 0,02 мм у поперечнику) акцесорні мінерали. Вони утворюють механічні включення у породоутворюючих мінералах (рис. 1.1).

Мал. 1.1 Включення акцесорних апатиту (1) та циркону (2) у зерні польового шпату. Прозорий шліф, збільшення 160 ´

Зміст акцесороріїв дуже незначний, але концентрація розсіяних елементів у них настільки висока, що ці елементи утворюють самостійні сполуки. У кристалічних породах як акцесорії присутні циркон Zr, рутил, рідше анатаз і брукіт, що мають однотипний склад ТiO 2 , апатит Са 5 [РО 4 ] 3 F, магнетит Fe 2+ Fe 2 3+ O 4 , ільменіт FeTiO 3 4 , ксенотим YPO 4 , каситерит SnO 2 , кульгає ЕеСг 2 Про 4 та інші бур'янів (7) і мінерали групи шпінелі, мінерали групи колумбіту (Fe, Mg) (Nb, Та) 2 Про 6 та ін. Зміст акцесорів породоутворюючих мінералах, особливо у слюдах, досить помітно.

У деяких мінералах, переважно серед сульфідів та подібних до них сполук, широко поширені так звані структури розпаду твердого розчину – дрібні виділення мінералу-домішки в речовині мінералу-господаря. Їх прикладом можуть бути «емульсійна вкрапленість» халькопіриту CuFeS 2 і станина Cu 2 FeSnS 4 у сфалериті ZnS, тонкі пластинчасті виділення ільменіту FeTiO 3 в магнетиті Fe 2+ Fe 2 3+ O 4 , дрібні виділення мінералів P срібла. В результаті в сульфіді свинцю присутня відчутна домішка срібла, в сульфіді міді - олова домішка, в магнетиті - домішка титану.

Застосування поляризаційного мікроскопа та прозорих шліфів дозволило виявити в мінералах не тільки тверді включення, а й мікро-порожнечі, заповнені залишками розчинів, з яких здійснювалася кристалізація (рис. 1.2).

Мал. 1.2. Мікропорожнина в кварці: 1 – кристал сильвіна; 2 – кристал галіту; 3 – бульбашка газу; 4 – рідка фаза. Прозорий шліф, збільшення 900 ´

Це явище, вперше спеціально розглянуте у 1858 р. засновником оптичної петрографії Г. Сорбі, на сьогодні всебічно вивчене. Мікропорожнина в мінералах зазвичай містять рідку і газову фази, іноді до них додаються дрібні кристали. Проблема рідких включень була ґрунтовно проаналізована У. Ньюхаузом, який відзначив присутність у рідинах важких металів (до кількох відсотків).

Деяка частина домішки розсіяних елементів, що легко екстрагується з тонко розтертих мономінеральних проб, пов'язана саме з рідкими включеннями. Н.П. Єрмаков (1972), вивчивши мікровключення з флюориту, виявив у них n×10 -1 % цинку, марганцю, n×10 -2% барію, хрому, міді, нікелю та свинцю, n× 10 -3% титану. Надалі в рідких включеннях було виявлено інші розсіяні елементи.

Разом з тим ретельний аналіз мономінеральних проб і використання електронного зондування показали, що всі без винятку породоутворюючі мінерали містять розсіяні елементи настільки високодисперсної формі, що вони не можуть бути виявлені не тільки за допомогою оптичної, але і електронної мікроскопії. І тут має місце розсіювання елементів лише на рівні іонів і молекул. Форми такого розсіювання не обмежуються розглянутими раніше явищами ізоморфізму. Відомі численні випадки присутності хімічних елементів у мінералах, які не мають жодного зв'язку з ізоморфізмом.

Результати багатьох тисяч аналізів, виконаних у різних країнах протягом останніх 50 років, дозволяють стверджувати, що це породообразующие мінерали є носіями розсіяних елементів. Саме в них зосереджена основна маса розсіяних елементів, що міститься у земній корі. Знаючи вміст мінералів-носіїв та концентрацію в них розсіяних елементів, можна розрахувати баланс усередині конкретної гірської породи.

При вивченні гранітів Тянь-Шаню було виявлено, що у кварці, незважаючи на мізерну концентрацію свинцю, укладено понад 5% усієї маси цього металу, що міститься у породі (табл. 1.2).

Таблиця 1.2. Розподіл свинцю в мінералах, що складають граніти хребта Джумгол

Неможливо припустити ізоморфне входження свинцю, цинку або іншого металу до структури кварцу, утвореної комбінацією іонів кремнію та кисню. Тим часом кварц є носієм багатьох розсіяних елементів. Розроблено особливий метод оцінки потенційної рудоносності гірських порід та жив за вмістом у кварці літію, рубідії, бору.

При експериментальному вивченні міцності закріплення розсіяних металів у породоутворюючих мінералах було виявлено, що при обробці тонко подрібненої мінеральної маси послідовними порціями слабких кислотно-лужних розчинників значна частина металів легко витягується при першій екстракції, причому це вилучення не супроводжується руйнуванням кристаллохімічн. При подальших обробках кількість металів, що екстрагуються, різко скорочується або припиняється зовсім. Це дозволило висловити припущення, що частина розсіяних елементів не входить до власне кристалохімічної структури, а приурочена до дефектів реальних кристалів. Дефекти є різного роду тріщини, причому настільки дрібні, що не виявляються оптичним мікроскопом. Легкість вилучення розсіяних металів пояснюється тим, що вони пов'язані з поверхнею мінералу-носія сорбційними силами. У породоутворюючих силікатах ця форма знаходження розсіяних металів становить 10 – 20% від усієї маси розсіяних металів. Зокрема, неміцно пов'язана форма свинцю у гранітах Тянь-Шаню становить від 12 до 18% усієї маси розсіяного елемента.

Можна виділити такі форми знаходження розсіяних елементів у кристалічній речовині земної кори:

I. Мікромінералогічні форми:

1. Елементи, що входять до акцесорних мінералів.

2. Елементи, що містяться у мікроскопічних виділеннях внаслідок розпаду твердих розчинів.

3. Елементи, що у включеннях залишкових розчинів. П. Немінералогічні форми:

4. Елементи, що сорбуються поверхнею дефектів реальних кристалів.

5. Елементи, що входять до структури мінералу-носія за законами ізоморфізму.

6. Елементи, що перебувають у структурі мінералу-носія у неупорядкованому стані.

Поєднання розглянутих форм знаходження розсіяних елементів сильно змінюється залежно багатьох чинників. Відповідно змінюється і сумарний зміст розсіяного елемента різних ділянках земної кори.

3. Особливості розподілу хімічних елементів у земній корі

Варіювання вмісту елемента у різних пробах обумовлено багатьма незалежними причинами. Коли розподіл величини визначається досить великою кількістю приблизно рівнодіючих і взаємно незалежних причин, воно підпорядковується так званому нормальному закону Гауса. Його графічним виразом є крива із симетричними гілками по обидва боки максимальної ординати. При нормальному розподілі найімовірнішим значенням є середнє арифметичне х,яке збігається з найбільш поширеними значеннями – модою.Розтягнутість симетричної кривої осі абсцис, тобто. розкид значень у більшу та меншу сторони від моди, що характеризується середнім квадратичним відхиленняма.

Нормальний розподіл може виявлятися задля самої величини, а її логарифма (логарифмически нормальний, чи логнормальний, закон розподілу). І тут мода збігається із середнім геометричним, а розкид значень характеризується логарифмом а.

У 1940 р. Н.К. Розумовський емпіричним шляхом виявив, що вміст металів у рудах відповідає логарифмічно нормальному розподілу. Л.Х. Арене в 1954 р., обробивши великий матеріал, незалежно від Розумовського встановив, що розподіл розсіяних елементів магматичних породах апроксимується логарифмічно нормальним законом. Численні факти вказують на те, що розподіл елементів із високими кларками зазвичай підпорядковується нормальному закону, а розсіяних – логнормальному. Це ще раз підтверджує важливе відмінність основних та розсіяних елементів.

З високою варіабельністю низькокларкових елементів пов'язана їхня здатність до високого ступеня концентрації. Максимальна ступінь концентрації основних елементів становить 10 – 20 разів стосовно їх кларку, а розсіяних елементів – у сотні і тисячі разів більше. Наприклад, у рудах промислових родовищ ступінь концентрації свинцю, нікелю, олова, хрому становить 1000× п.

Говорячи про величезні маси важких металів, зосереджених у родовищах руд, слід пам'ятати, що це маси – нікчемна частина загальної кількості металів, розсіяних у земної корі. Зокрема, загальносвітові запаси руд цинку, міді, свинцю, нікелю становлять лише тисячні частки відсотка мас цих металів, розсіяних у верхньому кілометровому шарі земної кори континентів.

Поклади руд пов'язані з навколишніми гірськими породами поступовими переходами. Рудні тіла знаходяться як би в чохлі концентрації металів, що поступово зменшується. Такі освіти отримали назву ореолів розсіюванняПервинні, сингенетичні рудні ореоли виникають одночасно з рудними тілами і в результаті тих самих процесів. Вони мають різноманітну конфігурацію, що залежить від геологічної будови, складу порід, що вміщають, і умов рудоутворення.

У рудах поряд з одним або декількома головними рудоутворюючими елементами є супутні елементи, концентрація яких також підвищена, але не настільки, як головних. Елементи-супутники нерідко утворюють ізоморфні заміщення основних. Наприклад, у цинкових рудах завжди міститься кадмій, у меншій кількості – індій, галій, германій. У мідно-нікелевих рудах присутня значна домішка кобальту, у меншій кількості – селену та телуру. Усі супутні елементи також розсіюються довкола рудних тіл. Маючи неоднакову геохімічну рухливість, вони утворюють перехідні зони різної протяжності. Через війну склад і будова ореолів розсіювання дуже складні.

Середній вміст хімічного елемента є нормою – геохімічний фон– для цього типу порід у певному районі. На геохімічному фоні виділяються геохімічні аномалії- Ділянки гірських порід з підвищеною концентрацією розсіяних елементів. Якщо вони пов'язані з покладами руд, це ореоли розсіювання. Якщо ж концентрації металів не досягають кондиції руди, то такі аномалії називають хибними.Використовуючи статистичну обробку масових аналітичних даних, можна виявити закономірні зміни величини геохімічного фону у просторі та виявити геохімічні провінції.У межах провінцій гірські породи одного типу мають витримані статистичні параметри, в першу чергу значеннями середнього вмісту одного або декількох розсіяних елементів. Середній вміст деяких елементів в однотипних породах різних геохімічних провінцій може відрізнятися (у кілька разів). При цьому хімічний склад цих порід, який визначається змістом головних елементів, залишається однаковим або має дуже слабкі відмінності. Наприклад, у гранітах різних провінцій, що мають практично однакову кількість кремнію, алюмінію, заліза, калію, вмісту олова, свинцю, молібдену, урану може різнитися в 2–3 рази.

Викладений матеріал свідчить про нерівномірність розподілу розсіяних елементів у земній корі. Тому поруч із визначенням кларків, тобто. величини середньої концентрації елементів у земній корі загалом, необхідно враховувати їх здатність концентруватися чи розсіюватися у різних об'єктах – різних типах гірських порід чи однотипних породах, але що у різних геохімічних провінціях, у рудах та інших. Щоб кількісно оцінити неоднорідність хімічних елементів у земної корі, В.І. Вернадський запровадив спеціальний показник – кларк концентрації До.Його числове значення характеризує відхилення вмісту елемента у цьому обсязі від кларка:

К К = А/К,

де А- Зміст хімічного елемента в гірській породі, руді, мінералі та ін;

До- Кларк цього елемента в земній корі. Якщо кларк концентрації більше одиниці, це вказує на збагачення елементом, якщо менше означає зниження його вмісту в порівнянні з даними для земної кори в цілому.

Зміна концентрації хімічних елементів у просторі, відхилення від глобальної чи місцевої геохімічної нор МЬ1 __ не окремі випадки, а характерна риса геохімічної структури земної кори. Це дуже важливо для складу фотосинтезирующих організмів суші, які утворюють основну частину маси живої речовини Землі.

Література

1. Алексєєнко В.А. Екологічна геохімія. - М.: Логос, 2000. - 627 с.

2. Арене Л. X. Розподіл елементів у вивержених породах // Хімія земної кори. - М.: Наука, 1964. - Т. 2. - С. 293-300.

3. Вернадський В.І. Нариси геохімії // Ізбр. тв.: У 5 т. - М.: Вид-во АН СРСР, 1954. - Т. 1. - С. 7-391.

4. Войткевич Г.В., Мірошников А.Є., Поварених А.С., Прохоров В.Г. Короткий довідник з геохімії. - М.: Надра, 1977. - 183 с.

5. Гольдшміт В.М. Принципи розподілу хімічних елементів у мінералах та гірських породах // Зб. ст. з геохімії рідкісних елементів. - М. - Л.: ГОНТІ НКТП СРСР, 1930. - С. 215-242.

6. Добровольський В.В. Географія мікроелементів. Глобальне розсіювання. - М.: Думка, 1983. - 269 с.

7. ПерельманА.І. Геохімія. - М.: Вищ. шк., 1989. - 528 с.

8. Ронов А.Б., Ярошевський А.А. Нова модель хімічного складу земної кори // Геохімія. - 1976. - №12. - С. 1763-1795.

Згадайте

• Що ви знаєте про внутрішню будову Землі? Які гірські породи вам відомі? За якими властивостями вони різняться?

Надра Землі - загадковий і набагато менш доступний світ, ніж навколишній космос. Ще не винайдено такий апарат, в якому можна було б проникнути у глибини планети. Найглибша у світі шахта має глибину 4 км, найглибша бурова свердловина на Кольському півострові – 12 км. Це лише 1/500 частина радіусу Землі!

Проте люди навчилися «заглядати» у земні глибини. Головний метод їх вивчення – сейсмічний (від грец. «сейсмос» – землетрус). Від землетрусів чи штучних вибухів у надрах Землі поширюються коливання. У різних за складом і густиною речовинах вони поширюються з різною швидкістю. За допомогою приладів фахівці вимірюють ці швидкості та розшифровують інформацію.

Встановлено, що надра нашої планети розділені на кілька оболонок: ядро, мантію та земну кору (рис. 33).

Ядро- центральна частина земної кулі. У ньому дуже високий тиск та температура 3000-4000 °С. Ядро складається з найщільнішої і найважчої речовини, імовірно заліза. На ядро ​​припадає близько 30% маси Землі, але лише 15% її обсягу. Внутрішня тверда частина ядра ніби плаває у зовнішньому, рідкому шарі. Завдяки такому руху навколо Землі виникає магнітне поле. Воно захищає життя на планеті від шкідливих космічних променів. На магнітне поле реагує стрілка компасу.

Мал. 33. Внутрішня будова Землі

На думку вчених, розшарування речовини Землі на ядро, мантію та земну кору відбувалося з моменту утворення планети 4,6 млрд років тому і триває досі. Тяжкіші речовини опускаються до центру Землі і ще більше ущільнюються, легені- піднімаються вгору і утворюють земну кору. При перерозподілі речовини Землі виділяється тепло - основне джерело внутрішньої енергії Землі. Коли розшарування земних надр повністю закінчиться, Земля стане холодною та мертвою планетою. За розрахунками, це може статися через 1,5 мільярда років.

Мантія(Від грец. «Мантія» - покривало, плащ) - найбільша з внутрішніх оболонок Землі. На мантію припадає основний обсяг (понад 80%) та маса (майже 70%) нашої планети. Речовина мантії тверда, але менш щільна, ніж у ядрі. Тиск та температура в мантії збільшуються з глибиною. У верхній частині мантії є шар, де речовина частково розплавлена ​​та пластична. За цим пластичним шаром переміщаються тверді шари, що лежать вище.

Земна кора- Найтонша, зовнішня оболонка Землі. Перед земної кори припадає менше 1% маси земної кулі. Саме на поверхні земної кори живуть люди, з неї добувають корисні копалини. У різних місцях земну кору пронизують численні шахти та свердловини. Мільйони зразків, відібрані з них і з поверхні Землі, дозволили визначити склад та будову земної кори.

Польові шпати становлять половину маси земної кори. Навіть назву «польові» вони набули через повсюдне поширення. Їх можна зустріти скрізь: у горах, у полі.

Кварц - один із найпоширеніших мінералів. Безбарвний кварц називається гірським кришталем. Відомі різновиди кварцу інших кольорів: фіолетового, жовтого, коричневого, чорного.

Із чого складається земна кора.Земна кора складається з гірських порід, а гірські породи – з мінералів. (Згадайте, з якими мінералами ви знайомі. Де вам удалося їх побачити?)

Мінерали - природні речовини з різним складом, властивостями та зовнішніми ознаками.

Мінерали розрізняють за такими ознаками як колір, твердість, блиск, прозорість, щільність. Мінерали утворювалися і продовжують утворюватись як у глибоких шарах земної кори, так і на її поверхні.

Мал. 34. Найпоширеніші Землі мінерали: а - польовий шпат; б – кварц; в - слюда

Людям відомо близько 3000 мінералів. Більшість із них зустрічається рідко. До рідкісних мінералів належать алмаз, платина, срібло, графіт. Широко поширених мінералів, з яких здебільшого складаються гірські породи, лише кілька десятків. Найбільше Землі польових шпатів, кварцу, слюд (рис. 34). Мінерали утворюють гірські породи.

Гірські породи – це природні тіла, що складаються з одного або кількох мінералів.

Кристали мінералів у гірській породі можуть бути різного розміру. У багатьох породах їх можна розглянути лише під мікроскопом. Кристали мінералів поєднуються між собою з різною міцністю. Тому одні породи тверді та монолітні, інші – пористі та легкі, треті – пухкі та сипкі. Склад мінералів у гірській породі та міцність їх з'єднання залежать від умов, у яких дана порода утворювалася. За умовами освіти всі гірські породи поділяються на три великі групи: магматичні, осадові та метаморфічні.

Запитання та завдання

1. Що більше за масою – ядро, мантія чи земна кора?
2. У якому стані речовина знаходиться у мантії? у ядрі?
3. Що таке гірська порода? Чим вона відрізняється від мінералу?
4. Наведіть приклади гірських порід та мінералів, поширених у вашій місцевості.