Основы геологии

Триклинная сингония занимает последнее место среди систем низшей категории симметрии (ромбической, моноклинной и триклинной). Здесь все оси симметрии не равны между собой, прямые углы отсутствуют. Единственная форма — пинакоид [могут присутствовать также и моноэдры], кристаллы имеют пластинчатый или клиновидный облик. В этой сингонии кристаллизуются плагиоклазы, дистен, кианит и некоторые другие минералы.

В кристаллах гексагональной сингонии имеются  четыре кристаллографические оси; в  удлиненном правильном шестиграннике  можно легко распознать вертикальную ось симметрии шестого порядка  и три горизонтальные оси, одинаковые по длине и перпендикулярные к  первой. Угол между горизонтальными осями составляет 120°. Важными представителями минералов гексагональной сингонии являются берилл, апатит, нефелин.

Тригональная  подсингония гексагональной сингонии (которая некоторыми кристаллографами выделяется в самостоятельную сингонию [в настоящее время тригональная сингония является общепризнанной]) характеризуется осью симметрии третьего, а не шестого порядка. Например, поперечное сечение кристалла турмалина, относящегося к данной сингонии, представляет собой треугольник с закругленными углами. В1 тригональнои сингонии кристаллизуются также кварц, корунд, гематит,, кальцит и другие минералы. Общими формами для гексагональной и тригональнои сингонии являются призма, пирамида и пинакоид.

3.Минералы класса карбонаты. Общая характеристика.

 

Карбонаты - многочисленная группа минералов, которые имеют  широкое распространение. К минералам  класса карбонатов относятся соли угольной кислоты, чаще всего это соли кальция, магния, натрия, меди. Всего в этом классе известно около 100 минералов. Некоторые  из них очень широко распространены в природе, например кальцит и  доломит.

В структурном отношении все карбонаты  относятся к одному основному  типу - анионы [CO₃]^2- представляют собой изолированные радикалы в форме плоских треугольников.

Большинство карбонатов безводные простые соединения, главным образом Ca, Mg и Fe с комплексным анионом [CO₃]^2-.Менее распространены сложные карбонаты, содержащие добавочные анионы (OH)^-, F^- и Cl^-. Среди наиболее распространённых безводных карбонатов различают карбонаты тригональной и ромбической сингоний. Карбонаты обычно имеют светлую окраску: белую,розовую, серую и т.д., исключение представляют карбонаты меди, имеющие зелёную или синюю окраску. Твёрдость карбонатов около 3-4.5; плотность невелика, за исключением карбонатов Zn, Pb и Ba.

Важным  диагностическим признаком является действие на карбонаты кислот (HCl и HNO₃), от которых они в той или иной степени вскипают с выделением углекислого газа. По происхождению карбонаты осадочные (биохимические или химические осадки) или осадочно-метаморфические минералы; выделяются также поверхностные, характерные для зоны окисления и иногда низкотемпературные гидротермальные карбонаты.

Многие  из широко распространенных карбонатов, в особенности же кальцит, магнезит, сидерит, доломит, имеют сходные  черты морфологии кристаллов, близкие физические свойства, встречаются в одинаковых агрегатах и часто имеют переменный химический состав. Поэтому бывает трудно, а порой невозможно различить их по внешним признакам, твердости, спайности. Издавна используется простой прием диагностики карбонатов по характеру их реакции с соляной кислотой. 
 
Для этого наносят каплю разбавленной (1 : 10) кислоты на зерно карбоната. Кальцит реагирует активно, и капля раствора вскипает от выделяющихся пузырьков СО2, доломит реагирует слабо, только в порошке, а магнезит — при нагревании.

Более надежные результаты дают следующие  лабораторные исследования: точное определение  их показателей преломления; проведение микрохимических реакций на отполированных пластинках пород с реактивами, красящими  разные минералы в различные цвета; термический анализ (определение  температуры разложения минерала, у  каждого карбоната она своя); рентгеновские  исследования.

Самым распространённым карбонатом является кальцит. Прозрачный кальцит называют исландским шпатом, непрозрачный известковым  шпатом. Кальцит формирует такие  породы, как известняк и мел. Подавляющее  количество кальцита сформировалось за счёт биогенного его накопления. В  то же время известен и кальцит  гидротермального происхождения. В  почвах кальцит накапливается в  результате реакции кальция, высвободившегося при выветривании, с углекислым газом  почвенного воздуха; особенно часто  богаты кальцитом почвы засушливых областей. Кальцит и доломит формируют  мрамор. Сидерит типичный минерал  болотных руд; достаточно редко отмечается его эндогенное происхождение. Малахит  красивый поделочный камень; как и  близкий к нему по составу и свойствам минерал азурит Сu3(СО3)2(ОН)2, он образуется на поверхности Земли в результате окисления сульфидов меди.

Применение  карбонатов.

Карбонаты кальция, магния, бария и др. применяют  в строительном деле, в химической промышленности, оптике и др. В технике, промышленности и быту широко применяется  сода (Na2CO3 и NaHCO3): при производстве стекла, мыла, бумаги, как моющее средство, при  заправке огнетушителей, в кондитерском деле. Кислые карбонаты выполняют  важную физиологическую роль, являясь  буферными веществами, регулирующими  постоянство реакции крови.

4.Методы определения возраста горных пород.

Изучением продолжительности и  последовательности геологических  событий занимается геохронология (от греч.ge+chronos+logos). Она в свою очередь подразделяется: на абсолютную и относительную.

Абсолютная геохронология устанавливает  время возникновения горных пород  и др. геологических явлений в  астрономических единицах (годах).

Методы определения абсолютного  возраста.

1. Метод ленточных глин - основан  на явлении изменения состава  осадков, которые отлагаются в  спокойном водном бассейне при  сезонном изменении климата. За 1 год образуется 2 слоя. В осенне-зимний  сезон отлагается слой глинистых  пород, а в весенне-летний образуется  слой песчаных пород. Зная количество  таких пар слоев, можно определить - сколько лет формировалась вся  толща.

2.Методы ядерной геохронологии.

Эти методы опираются на явление  радиоактивного распада элементов. Скорость этого распада постоянна  и не зависит от каких-либо условий, происходящих на Земле. При радиоактивном  распаде происходит изменение массы  радиоактивных изотопов и накопление продуктов распада - радиогенных  стабильных изотопов. Зная период полураспада  радиоактивного изотопа, можно определить возраст минерала его содержащего. Для этого нужно определить соотношение  между содержанием радиоактивного вещества и продукта его распада  в минерале.

В ядерной геохронологии основными  являются:

• Свинцовый метод - используется процесс распада ²³⁵U, ²³⁸U, ²³²Th на изотопы ²⁰⁷Pb и ²⁰⁶Pb, ²⁰⁸Pb. Используются минералы: монацит, ортит, циркон и уранинит. Период полураспада ~4,5 млрд. лет.

• Калий-аргоновый - при распаде К изотопы ⁴⁰К (11%) переходят в аргон ⁴⁰Ar, а остальные в изотоп ⁴⁰Ca. Поскольку К присутствует в породообразующих минералах (полевые шпаты, слюды, пироксены и амфиболы), метод широко применяется. Период полураспада ~1.3млрд. лет.

• Рубидий-стронциевый - используется изотоп рубидия ⁸⁷Rb с образованием изотопа стронция ⁸⁷Sr (используемые минералы - слюды содержащие рубидий). Из-за большого периода полураспада (49.9 млрд. лет) применяется для наиболее древних пород земной коры.

• Радиоуглеродный - применяется в археологии, антропологии и наиболее молодых отложений Земной коры. Радиоактивный изотоп углерода ¹⁴С образуется при реакции космических частиц с азотом ¹⁴N и накапливается в растениях. После их гибели происходит распад углерода ¹⁴С, и по скорости распада определяют время гибели организмов и возраст вмещающих пород (период полураспада 5.7тыс. лет).

К недостаткам всех этих методов относятся:

• невысокая точность определений (погрешность в 3-5% дает отклонение в 10-15 млн. лет, что не позволяет разрабатывать дробную стратификацию).

• искажение результатов из-за метаморфизма, когда образуется новый минерал, аналогичный минералу материнской породы. Например, серицит-мусковит.

Тем не менее, за ядерными методами большое  будущее, поскольку все время  усовершенствуется аппаратура, позволяющая  получать более надежные результаты. Благодаря этим методам установлено, что возраст Земной коры превышает 4.6 млрд. лет, тогда как до применения этих методов он оценивался лишь в  десятки и сотни млн. лет.

Относительная геохронология определяет возраст пород и последовательность их образования стратиграфическими методами, а раздел геологии, изучающий взаимоотношения горных пород во времени и пространстве называется стратиграфией (от лат. stratum-слой +греч. grapho).

Методы относительной геохронологии подразделяются на:

• биостратиграфические или палеонтологические,

• не палеонтологические.

Палеонтологические  методы (биостратиграфия).

В основе метода-определения видового состава ископаемых остатков древних  организмов и представления об эволюционном развитии органического мира, согласно которого в древних отложениях находятся  остатки простых организмов, а  в более молодых - организмы сложного строения. Эта особенность используется для определения возраста пород.

Для геологов важным моментом является то, что эволюционные изменения в  организмах и появление новых  видов происходит в определенный промежуток времени. Границы эволюционных преобразований - это границы геологического времени накопления осадочных слоев  и горизонтов.

Ископаемые организмы подразделяются на 2 типа. К первому относятся  такие, которые существовали длительное время без особых изменений и  встречаются в нескольких пластах осадочной толщи. Второй тип - это организмы, которые обитали в узком отрезке времени и встречаются в отдельных пластах осадочных пород. Их называют руководящие ископаемые или руководящие формы. Руководящие формы должны: часто и в больших количествах встречаться в слое и легко распознаваться; иметь узкий возрастной (или вертикальный) интервал распространения, но широкое горизонтальное распространение, чтобы можно было сравнить отдаленные разрезы.

Метод определения относительного возраста слоев с помощью руководящих  ископаемых так и называется метод руководящих ископаемых. Согласно этому методу одновозрастными являются слои, в которых содержатся близкие руководящие формы. Этот метод стал первым палеонтологическим методом определения возраста пород. На его основе была разработана стратиграфия многих регионов.

Чтобы избежать ошибок, наряду с этим методом используется метод палеонтологических комплексов. В этом случае используется весь комплекс вымерших организмов, встреченный  в исследуемой толще. При этом могут быть выделены:

1-ископаемые формы,  жившие только в одном слое; 2-формы, впервые появившиеся в  изучаемом слое и переходящие  в вышележащий (проводится нижняя  граница слоя); 3-формы, переходящие  из нижнего слоя и закончившие  свое существование в изучаемом  слое (доживающие формы);4-формы, жившие  в нижнем или верхнем слое, но не встреченные в изучаемом  слое (верхняя и нижняя границы  слоя).

Не палеонтологические методы.

Основные из них подразделяются на:

• литологические;

• структурно-тектонические;

• геофизические.

Литологические методы разделения толщ опираются на различия отдельных слоев, составляющих изучаемую толщу по цвету, вещественному составу (минералого-петрографическому), текстурным особенностям. Среди слоев и пачек в разрезе находят такие, которые резко отличаются по этим свойствам. Такие слои и пачки легко определяются в соседних обнажениях и прослеживаются на большие расстояния. Их называют маркирующим горизонтом. Метод разделения осадочной толщи на отдельные пачки и слои называется метод маркирующих горизонтов. Для отдельных регионов или возрастных интервалов маркирующим горизонтом могут быть прослои известняка, кремнистых сланцев, конгломераты и т.п.

Минералого-петрографический метод применяется, когда отсутствует маркирующий горизонт и осадочная толща по литологическому составу достаточно однообразна, тогда для сопоставления в разрезе отдельных слоев и их относительного возраста опираются на минералого-петрографические особенности отдельных слоев. Например, в нескольких слоях песчаника установлены такие минералы как рутил, гранат, циркон и определили их % содержание. По количественному соотношению этих минералов разделяют толщу на отдельные слои или горизонты. Такую же операцию проводят в соседнем разрезе, а затем сопоставляют результаты между собой и проводят корреляцию слоев в разрезе. Метод трудоемкий - необходимо отобрать и проанализировать большое количество образцов. В тоже время метод применим для небольших площадей.

Структурно-тектонический метод - в его основе лежит представление о существования перерывов в осадконакоплении на крупных участках земной коры. Перерывы в осадконакоплении наступают тогда, когда участок морского бассейна, где накапливалась осадочная толща, становится приподнятым и на этот период здесь прекращается формирование осадков. В последующее геологическое время данный участок может вновь начать погружение, снова стать морским бассейном, в котором происходит накопление новых осадочных толщ. Граница между толщами представляет собой поверхность несогласия. По таким поверхностям проводят расчленение осадочной толщи на пачки и сопоставляют их в соседних разрезах. Толщи, заключенные между одинаковыми поверхностями несогласия рассматриваются как одновозрастные. В отличие от литологического метода структурно-тектонический метод используется для сопоставления крупных стратиграфических подразделений в толщах.