Основы геологии

1.Гравитационное поле Земли. Задачи гравиметрических исследований.

Масса Земли равна 6-10²¹ т, ее средняя плотность 5,52 г/см³. Масса Земли обусловливает определенное напряжение гравитационного поля, которое влияет на жизнь Земли как планеты и на ее географическую оболочку. Гравитационное поле Земли является главной причиной, определяющей ее фигуру, строение, наличие и толщину земной атмосферы, высоту гор и глубину впадин, скорость движения воды, воздуха, перемещения рыхлых горных пород, характер залегания полезных ископаемых, развитие органической жизни и т. д. Гравитационное поле влияет также на величину первой и второй космической скоростей, на форму орбит искусственных спутников Земли, на величину приливов и отливов. Для жизни Земли большое значение имеет взаимодействие гравитационного поля Земли с гравитационными полями Луны, Солнца, планет и Галактики в целом. Такие взаимодействия не ограничиваются только движениями Земли в мировом пространстве, но имеют более глубокие не вполне еще ясные влияния на геологическую историю и географические процессы.

Напряженность гравитационного  поля измеряется ускорением силы тяжести, которая является равнодействующей между силой притяжения Земли  и центробежной силой вращения Земли  вокруг оси. Среднее ускорение силы тяжести на уровне моря равно 981 гал, или 981 см/сек². В связи с вращением Земли и ее сфероидальностью ускорение силы тяжести уменьшается от полюса к экватору. На полюсе оно равно 983 гал, на экваторе 978 гал. На основании закона всемирного тяготения сила тяжести с высотой (с удалением от центра тяготения) уменьшается. С глубиной она сначала увеличивается до 1037 гал у границы ядра, а затем уменьшается до нуля в центре Земли.

Ввиду того, что верхние  слои Земли сложены породами, имеющими разную плотность, распределение силы тяжести по земной поверхности отклоняется  от теоретически вычисленных значений. Над участками, сложенными более  плотными породами, ее значение увеличивается, а над менее плотными породами уменьшается по сравнению со значением  для однородного строения Земли. Отклонения силы тяжести от теоретических  значений — аномалии силы тяжести  — выявляются при гравиметрической съемке. Сущность гравиметрической съемки состоит в том, что определяют значение ускорения силы тяжести  в избранных точках земной поверхности  приборами гравиметрами, действующими по принципу пружинных весов.

Кроме частных аномалий силы тяжести, наблюдающихся в ограниченных районах, существуют аномалии, отражающие различное строение и мощность земной коры. Эти аномалии связаны с принципом  равновесия, или изостазией. В распределении масс земной коры существует равновесие, при котором избытку массы у поверхности соответствует ее недостаток на глубине и наоборот. Перемещение масс с суши на океан, с гор на низменности в результате процесса разрушения пород должно вызывать поднятие облегченных участков коры и прогиб участков, получивших добавочную нагрузку. Это, вероятно, приводило к обратному движению вещества под корой. Так как такое компенсационное подкорковое течение запаздывает, то поэтому океаны имеют, как правило, положительные аномалии силы тяжести, материки — отрицательные. Быстрые поднятия и опускания участков земной коры, вызванные так называемыми тектоническими причинами, нарушают изостазию и также приводят к аномалии силы тяжести.

Гравитационное поле Земли  является первопричиной круговорота  вещества в литосфере, атмосфере  и гидросфере.

Основной  круг задач решается путём изучения стационарного пространственного  гравитационного поля. Для изучения упругих свойств Земли производится непрерывная регистрация вариаций силы тяжести во времени. Вследствие того, что Земля неоднородна по плотности и имеет неправильную форму, её внешнее гравитационное поле характеризуется сложным строением. Для решения различных задач удобно рассматривать гравитационное поле состоящим из двух частей: основного — называемого нормальным, изменяющегося с широтой места по простому закону, и аномального — небольшого по величине, но сложного по распределению, обусловленного неоднородностями плотности пород в верхних слоях Земли. Нормальное гравитационное поле соответствует некоторой идеализированной простой по форме и внутреннему строению модели Земли (эллипсоиду или близкому к нему сфероиду). Разность между наблюдённой силой тяжести и нормальной, вычисленной по той или иной формуле распределения нормальной силы тяжести и приведённой соответствующими поправками к принятому уровню высот, называется аномалией силы тяжести. Если при таком приведении принимается во внимание только нормальный вертикальный градиент силы тяжести, равный 3086 этвеш (т. е. в предположении, что между пунктом наблюдения и уровнем приведения нет никаких масс), то полученные таким путём аномалии называются аномалиями в свободном воздухе. Вычисленные так аномалии чаще всего применяются при изучении фигуры Земли. Если при приведении учитывается ещё и притяжение считающегося однородным слоя масс между уровнями наблюдения и приведения, то получаются аномалии, называемые аномалиями Буге. Они отражают неоднородности в плотности верхних частей Земли и используются при решении геологоразведочных задач. В Г. рассматриваются также изостатические аномалии, которые специальным образом учитывают влияние масс между земной поверхностью и уровнем поверхности на глубине, на которую вышележащие массы оказывают одинаковое давление (см. Изостазия). Кроме этих аномалий, в Г. вычисляется ряд других (Прея, модифицированные Буге и пр.). На основании гравиметрических измерений строятся гравиметрические карты с изолиниями аномалий силы тяжести. Аномалии вторых производных потенциала силы тяжести определяются аналогично как разности наблюдённого значения (предварительно исправленного за рельеф местности) и нормального значения. Такие аномалии в основном используются для разведки полезных ископаемых.

В задачах, связанных с использованием гравиметрических измерений для  изучения фигуры Земли, обычно ведутся  поиски эллипсоида, наилучшим образом  представляющего геометрическую форму  и внешнее гравитационное поле Земли. В середине 18 в. франц. учёный А. Клеро  выяснил закон общего изменения  силы тяжести g с географической широтой j в предположении, что масса внутри Земли находится в состоянии гидростатического равновесия: где ge — сила тяжести на экваторе, ¾ отношение центробежной силы к силе тяжести на экваторе, a — сжатие земного эллипсоида, w —угловая скорость суточного вращения Земли, а — большая полуось Земли. Определив w и а из астрономических и геодезических наблюдений и измерив силу тяжести на различных широтах, на основе приведённых формул выводится сжатие Земли a. Английский учёный Дж. Стокс в середине 19 в. обобщил вывод Клеро, показав, что если задать форму уровенной поверхности, направление оси и скорость суточного вращения Земли и общую массу, заключённую внутри уровенной поверхности с любым распределением плотности, то потенциал силы тяжести и его производные однозначно определяются во всём внешнем пространстве. Для решения обратной задачи — по заданному полю силы тяжести определить уровенную поверхность, частным случаем которой является геоид, — Стокс вывел формулу, позволяющую вычислять высоты геоида относительно эллипсоида при условии знания распределения силы тяжести по всей Земле. Теория и опыт показывают, что геоид близок к эллипсоиду, его отступления не превышают десятков метров. Голландский учёный Ф. Венинг-Мейнес вывел формулу для определения отклонений отвеса по аномалиям силы тяжести. На смену теориям Клеро и Стокса в середине 40-х гг. 20 в. пришла теория физической поверхности Земли, идея которой впервые была сформулирована сов. учёным М. С. Молоденским. Его теория свободна от гипотез о распределении масс под поверхностью наблюдения. Она позволяет вычислять интересующие элементы гравитационного поля Земли с любой необходимой точностью, определяемой только точностью измерений, проводимых на земной поверхности. Вместо геоида используется близкая к нему вспомогательная поверхность, называемая квазигеоидом.

Гравиметрические  измерения используются для изучения неоднородностей плотности в  верхних частях Земли с геологоразведочными  целями. На основании анализа аномалий силы тяжести делаются качественные заключения о положении масс, вызывающих аномалии, а при благоприятных  условиях проводятся количественные расчёты. Гравиметрический метод позволяет более рационально направить бурение и геологоразведочные работы. Он помогает исследовать горизонты земной коры и верхней мантии, недоступные бурению и обычным геологическим наблюдениям. На основе изучения гравитационного поля Земли изучается проблема: находится ли Земля в состоянии гидростатического равновесия и каковы напряжения в теле Земли? Сравнивая наблюдаемые изменения силы тяжести под влиянием притяжения Луны и Солнца с их теоретическими значениями, вычисленными для абсолютно твёрдой Земли, делают заключения о внутреннем строении и упругих свойствах Земли. Знание детального строения гравитационного поля Земли необходимо также и при расчёте орбит искусственных спутников Земли. При этом основное влияние оказывают неоднородности гравитационного поля, обусловленные сжатием Земли. Решается также и обратная задача: по наблюдениям возмущений в движении искусственных спутников вычисляются составляющие гравитационного поля. Теория и опыт показывают, что таким путём особенно уверенно определяются те особенности гравитационного поля, которые по гравиметрическим измерениям выводятся наименее точно. Поэтому для изучения фигуры Земли и её гравитационного поля совместно используются спутниковые и гравиметрические наблюдения, а также геодезические измерения Земли (см. Геодезическая гравиметрия).

2.Геометрическая группировка кристаллов (сингонии).

Кристаллы группируются в сингонии (системы), которые легко определить по характерным  для них элементам симметрии. В Великобритании принято выделять семь таких сингоний. 
 
Триклинная сингония включает все кристаллы, не имеющие ни осей, ни плоскостей симметрии. 
 
Моноклинная сингония включает все кристаллы, имеющие одну двойную ось или одну плоскость симметрии. 
 
Ромбическая сингония включает все кристаллы, имеющие три взаимно перпендикулярные двойные оси (или их эквиваленты). 
 
Тригональная сингония включает все кристаллы, имеющие одну тройную ось. 
 
Гексагональная сингония включает все кристаллы, имеющие одну гексагональную ось (ось 6-го порядка). 
 
Тетрагональная сингония включает все кристаллы, имеющие одну четверную (тетрагональную) ось (ось 4-го порядка). 
 
Кубическая (правильная, изометрическая) сингония включает все кристаллы, имеющие четыре тройные и три четверные оси. Тройные оси параллельны диагоналям куба и наклонены одна к другой под углом 70°32`. (Иногда тригональная сингония считается частью гексагональной сингонии, так что в этом случае насчитывается всего шесть различных сингонии.) 
 
Кристаллы различных сингонии (систем) в свою очередь делятся на виды (классы) симметрии по совокупности элементов симметрии, которые дополняют характерные элементы сингонии, указанные выше. Существует 32 вида симметрии, но многие из них имеют очень небольшое значение и редко встречаются среди минеральных образований. В каждой сингонии подавляющее число известных представителей обнаруживает степень симметрии, максимально возможную для данной сингонии: они принадлежат к так называемому голоэдрическому виду симметрии данной сингонии. Здесь нам необходимо упомянуть все голоэдрические и только несколько других видов симметрии, в которые попадают важнейшие драгоценные минералы.

По  совокупности элементов симметрии  каждый кристалл может быть отнесен  к одному из 32 классов, объединяющихся в шесть групп, называемых сингониями. [В1 настоящее время принято рассматривать семь сингонии.] Каждая сингония характеризуется определенными, присущими ей кристаллографическими осями. В кубической сингонии, к которой относятся наиболее симметричные кристаллы, все кристаллографические оси имеют одинаковую длину и пересекаются между собой под прямыми углами. Эта сингония обладает высшей степенью симметрии и считается сингонией высшей категории. В триклинной сингонии, которая обладает низшей степенью симметрии, наоборот, все оси — разной длины и к тому же ни один угол их пересечения не является прямым.

В качестве небольшого вступления к рассмотрению кристаллографических сингоний познакомимся с основными формами кристаллов, характерными для той или иной сингоний. Представим себе куб; если у него срезать углы, получится фигура, напоминающая две пирамиды (типа египетских), соединенные друг с другом основаниями. Каждая грань этой формы представляет собой правильный треугольник. В1 целом такая фигура получила название октаэдра (восьмигранника). В некоторых минералах простые формы образуют сочетания, иногда довольно сложные, называемые комбинациями. Каким путем они возникают, понятно не всегда. Сложившаяся в конечном итоге форма, свойственная именно данному кристаллу, определяет его габитус. Такие фигуры, как куб или октаэдр, соответствуют простым формам кристаллов. По-видимому, геометрическую форму кристалла обусловливает в основном его генетический код, в то время как облик кристалла определяется условиями его роста.

Некоторые кристаллографические формы являются замкнутыми; например, куб или октаэдр  не нуждаются в каких-либо дополнительных фигурах или гранях, чтобы образовать замкнутое тело. Такие формы получили название закрытых. Но если мы представим себе продолговатую фигуру типа бруска, то очевидно, что в данном случае для того, чтобы получить замкнутое тело, нужны различные сочетания простых форм; такие формы называются открытыми. Наиболее типичной открытой формой является призма — простая фигура, состоящая из трех или более граней, пересекающихся по параллельным ребрам. Пинакоид — форма, определяемая двумя параллельными гранями и могущая существовать при наличии центра или одной плоскости симметрии.

Теперь  мы можем перейти к более подробному рассмотрению сингоний и соответствующих им наиболее типичных кристаллографических форм.

В кубической сингоний высший класс имеет 9 плоскостей и 13 осей симметрии; здесь может быть образовано 15 форм. Мы уже познакомились с такими простейшими формами, как куб и октаэдр, но кроме них имеются и другие широко распространенные формы, в том числе ромбододекаэдр, состоящий из 12 граней в виде ромба. К кубической сингоний относится и тетрагонтриоктаэдр с 24 гранями (на каждой грани октаэдра по три неправильных четырехугольника).

Облик кристаллов пирита и галенита кубический (т. е. они образуют кубы); алмаз и  шпинель представлены октаэдрами. Ромбододекаэдры  характерны для некоторых гранатов, другие представители этой группы минералов  кристаллизуются в виде тетрагон-триоктаэдров. Среди гранатов встречаются также комбинации двух последних форм. Тетраэдр — форма, состоящая из четырех равносторонних треугольных граней; она свойственна минералу из группы блеклых руд — тетраэдриту, получившему название по своему кристаллографическому облику.

Спайность часто может дать представление  о форме кристаллов; например, у  алмаза (и флюорита) спайность октаэдрическая (плоскость спайности расположена по отношению к осям как грань октаэдра). У сфалерита плоскость спайности соответствует додекаэдру — расположена относительно осей как грань додекаэдра.

При понижении симметрии после кубической следует тетрагональная сингония, характеризующаяся  тремя взаимно перпендикулярными  кристаллографическими осями, две  из которых имеют одинаковую длину, третья ось либо длиннее их, либо короче. Если хотите получить представление  об обычной тетрагональной форме, вообразите себе куб, вытянутый в одном направлении  вдоль диагонали. Аналогично из октаэдра получается форма, которую можно  представить в виде двух пирамид, сложенных основаниями, причем высота не равна центральному диаметру. Такая форма называется дипирамидой (название «октаэдр» сохраняется для кубической дипирамиды, у которой все грани представлены равносторонними треугольниками).

Призма  представляет собой распространенную открытую форму, а ее пространство обычно замыкается посредством граней пирамид. Пирамида —  
простая форма, состоящая из граней, пересекающихся в одной точке. В тетрагональной сингонии кристаллизуется циркон, он встречается (впрочем, не очень часто) в виде тетрагональных призм, увенчанных пирамидами.

К тетрагональной сингонии относится  сравнительно небольшое количество важных минералов, но в следующей (по степени симметрии) ромбической  сингонии кристаллизуется много  хорошо известных представителей минерального царства. Обобщенную форму этой сингонии лучше всего представить себе в виде бруса; три кристаллографические оси, не равные между собой по длине, пересекаются под прямым углом. Ромбическая дипирамида является возможной закрытой формой, но большинство минералов ромбической сингонии образуют сочетания из двух и более форм. К этой сингонии относятся такие минералы, как топаз, оливин, барит, антимонит и хризоберилл.

В моноклинной сингонии кристаллизуется  больше минералов, чем в какой-либо другой. Все кристаллографические оси в этой сингонии не равны между собой, при этом одна из осей направлена под прямым углом к плоскости, где расположены две другие оси, угол между которыми не является прямым. Обычные формы для данной сингонии — призма и пинакоид. В1 этой системе кристаллизуются минералы двух важных групп — пироксенов и амфиболов. Пироксены характеризуются плоскостями спайности, пересекающимися под углом около 90°, в то время как в амфиболах этот угол составляет 124°. Минералы группы слюд образуют пластинки, чешуйки, «слюдяные книжки». Для гипса характерны длиннопризматические или таблитчатые агрегаты.