Реферат. З дисципліни «геологія з основами мінералогії»

З дисципліни «геологія з основами мінералогії»

Виконав: студент 3 курсу

Агрохімічного факультету

Заочного відділення

Летяк С. М.

Перевірив старший викладач

Козак В. М

План:

1. Ендогенні і екзогенні процеси, їх прояв і взаємозв'язок.

2. Процеси мінералоутворення. Вкажіть, внаслідок яких процесів могли утворитись такі мінерали: графіт, пірит, кварц, апатит, сірка, галіт, лимоніт, магнетит, каолініт, доломіт, ортоклаз, фосфорит, олівін, монтморилоніт.

3. Хімічне вивітрювання і його види. Які процеси приводять до утворення таких продуктів: 2Fе₂O₃•3Н₂O + Н₂SO₄; Fe₂(SO₄)₃ + Fе(OН)₃?

4. Глинисті породи, їх розподіл, основні представники і властивості.

5. Геологічна діяльність льоду. Льодовикові і флювіогляціальні відклади, їх значення у грунтоутворенні.

1. Ендогенні і екзогенні процеси, їх прояв і взаємозв'язок.

Екзогенні процеси - геологічні процеси, що відбуваються на поверхні Землі й у самих верхніх частинах земної кори (вивітрювання, ерозія, діяльність льодовиків та ін); обумовлені головним чином енергією сонячної радіації, силою тяжіння і життєдіяльністю організмів.

Ерозія (від лат. erosio - роз'їдання) - руйнування гірських порід і грунтів поверхневими водними потоками і вітром, що включає в себе відрив і винос уламків матеріалу і супроводжується їх відкладенням.

Часто, особливо в зарубіжній літературі, під ерозією розуміють будь-яку руйнівну діяльність геологічних сил, таких, як морський прибій, льодовики, гравітація; в такому випадку ерозія виступає синонімом денудації. Для них, однак, існують і спеціальні терміни: абразія (хвильова ерозія), екзарація (льодовикова ерозія), гравітаційні процеси, солифлюкция і т. д. Такий же термін (дефляція) використовується паралельно з поняттям вітрова ерозія, але останнє набагато більш поширене.

За швидкістю розвитку ерозію поділяють на нормальну і прискорену. Нормальна має місце завжди при наявності скільки-небудь вираженого стоку, протікає повільніше грунтоутворення і не призводить до помітних зміною рівня і форми земної поверхні. Прискорена йде швидше грунтоутворення, призводить до деградації грунтів і супроводжується помітною зміною рельєфу. З причин виділяють природну і антропогенну ерозію. Слід зазначити, що антропогенна ерозія не завжди є прискореної, і навпаки. p align=" justify" > Робота льодовиків - Рельєфоутворюючих діяльність гірських і покривних льодовиків, яка полягає у захопленні частинок гірських порід рухомим льодовиком, перенесення і відкладення їх при таненні льоду.

Ендогенні процеси Ендогенні процеси - геологічні процеси, пов'язані з енергією, що виникає в надрах твердої Землі. До ендогенних процесів відносяться тектонічні процеси, магматизм, метаморфізм, сейсмічна активність. p align=" justify" > Тектонічні процеси - утворення розломів і складок.

Магматизм - термін, що поєднує ефузивні (вулканізм) і інтрузивні (Плутонізм) процеси в розвитку складчастих і платформних областей. Під магматизмом розуміють сукупність усіх геологічних процесів, рушійною силою яких є магма і її похідні. p align=" justify" > Магматизм є проявом глибинної активності Землі; він тісно пов'язаний з її розвитком, теплової історією. У сучасну геологічну епоху магматизм особливо розвинений в межах Тихоокеанського геосинклінального пояса, серединно-океанічних хребтів, рифових зон Африки і Середземномор'я та ін З магматизмом пов'язано утворення великої кількості різноманітних родовищ корисних копалин.

Сейсмічна активність - це кількісна міра сейсмічного режиму, обумовлена ​​середнім числом осередків землетрусів в деякому діапазоні енергетичної величини, які виникають на розглянутій території за певний час спостереження.

геологічний земної кора епейрогеніческое

Найбільш виразно дію внутрішніх сил Землі виявляється в явищі землетрусів, під якими розуміються струсу земної кори, викликані зсувами гірських порід у надрах Землі.

Землетрус - явище досить поширене. Воно спостерігається на багатьох ділянках материків, а також на дні океанів і морів (в останньому випадку говорять про В«моретрясенияВ»). Кількість землетрусів на земній кулі досягає декількох сотень тисяч на рік, тобто в середньому відбувається одне два землетруси на хвилину. Сила землетрусу різна: більшість з них вловлюється тільки високочутливими приладами-сейсмографами, інші відчуваються людиною безпосередньо. Кількість останніх сягає двох-трьох тисяч на рік, причому розподіляються вони дуже нерівномірно - в одних районах такі сильні землетруси дуже часті, а в інших надзвичайно рідкісні або навіть практично відсутні.

Землетруси можна поділити на ендогенні, пов'язані з процесами, що відбуваються в глибині Землі, і екзогенні, що залежать від процесів, що відбуваються поблизу поверхні Землі.

До зндогенним землетрусам відносяться вулканічні землетруси, викликані процесами виверження вулканів, і тектонічні, зумовлені переміщенням речовини в глибоких надрах Землі.

До екзогенних землетрусам належать землетруси, що відбуваються в результаті підземних обвалів, пов'язаних з карстовими і деякими іншими явищами, вибухо газів і т.п.

1. Процеси мінералоутворення. Вкажіть, внаслідок яких процесів могли утворитись такі мінерали: графіт, пірит, кварц, апатит, сірка, галіт, лимоніт, магнетит, каолініт, доломіт, ортоклаз, фосфорит, олівін, монтморилоніт.

Процеси мінералообразованія в рудних жилах відбуваються при різних температурах і тиску в залежності від глибини і віддаленості від інтрузивні тіла, в одних випадках спостерігається просте заповнення тріщин і порожнеч, в інших - мінеральні розчини вступають, крім того, у взаємодію з мінералами вміщають гірських порід.

Крім процесів мінералоутворення, генетично пов'язаних з перетворенням органічної речовини, необхідно врахувати роль тер-Ріген мінералів.

Для розуміння процесів мінералоутворення необхідна розробка фізико-хімічних теорій різних процесів мінералоутворення, які підтверджувалися б масовим систематичним аналізом парагенезісов відповідних порід і руд. Автор сподівається в майбутньомудати такі роботи по метаморфическим, метасоматичні і магматичних процесів, обмежуючись в даній роботі переважно фізико-хімічними основами аналізу пара-Генез мінералів.

При вивченні процесів гідротермального мінералоутворення, поряд зізотопами водню і кисню, важливе значення має вивчення ізотопів сірки і свинцю.

Схематичний розріз області контактів. Загальна схема всіх процесів мінералоутворення, пов'язаних з магмою, видна на рис. 40 зображає розріз через земну кору в областігранітних магми. Хімічні символи елементів вказують, в якій частині магматичної маси або пов'язаних з нею пегматитових і рудних жив переважно утворюються сполуки відповідних елементів. При цьому видно, що вуглекислий газ поверхневого (вадоз-н о г о)походження, розчинений в грунтових водах, грає особливо важливу роль у мінералоутворюючих процесах самих верхніх частин земної кори, тоді як ювенільний вуглекислий газ, що виділяється з магми і пов'язаних з нею гарячих водних розчинів, бере участь умінералообразованія на великих глибинах.

Як вже вказувалося, процеси мінералоутворення, що йдуть в земній корі на різних глибинах, перебувають у тісній залежності від фізико-хімічних факторів, що мають місце в різних випадках.

У присутності сірки хід процесумінералообразованія змінюється наступним чином.

Цікавим прикладом розшифровки послідовності процесів гідрогепного мінералообразованія, що діялося в нафтоносних товщах, можуть служити роботи К.P. Чепікова і його співробітників. Взагалі ж методикаподібних досліджень із спеціально палеогідрогеологіческой спрямованістю ще не розроблена.

Геологічні середовища, в яких протікають процеси мінералоутворення являють собою відкриті нерівноважні динамічні системи.

Взаємозумовленістьвідновної активності середу опади-накопичення і процесів мінералоутворення виявилася при зіставленні розподілу відновної ємності в породах нижче - і среднефранскіх відкладень верхнього девону по лінії Хворостянка - Чесноківка і Троукуровка -Тархани з мінералогічним складом і розчленуванням па геохімічні зони зазначених відкладень в тих же напрямках. Звертає на себе увагу район Обшаровкн. Для цього району характерна відсутність відновної ємності порід, переважання в мінералогічномускладі гематиту, окислений характер органічної речовини і присутність гумтттгових кислот. Як показали дослідження, диференціація змісту органічної речовини, зміни в його груповому та компонентному складі, а також розподіл аутігенпих мінералів ізміна ряду інших геохімічних показників, як і загальна стійкість окисно-відновних обстаповок, тісно пов'язані з палеогеографічними і палеотектоніче-скімп умовами осадконакопичення.

Взаємозумовленість відновної активностісередовища опадів-накоплепія і процесів мінералоутворення виявилася при зіставленні розподілу відновної ємності в породах нижче - і среднефранскіх відкладень верхнього девону по лінії Хворостинка - Чесноківка і Троукуровка - Тархани з мінералогічнимскладом і розчленуванням па геохімічні зони зазначених відкладенні в тих же напрямках. Звертає на себе увагу район Обшаровкп. Для цього району характерна відсутність відновної ємності порід, переважання в мінералогічний склад гематиту, окисленийхарактер органічної речовини і присутність гумпнових кислот. Як показали дослідження, диференціація змісту органічного вещестпа, зміни в його груповому та компонентному складі, а також розподіл Аутигенне мінералів і зміна ряду іншихгеохімічних показовий, як і загальна стійкість окисно-відновних обстановок, тісно пов'язані з палеогеографічними і палеотектоніче-скпмп умовами осадконакопичення.

Зерновий склад шихти впливає на завершення процесів мінералоутворення ввипалюванні і в службі виробів. У магнезітохромітового виробах, отримуваних з крупномолотого хроміту, вторинні шпінеліди близькі до складу магнезіоферріта з температурою плавлення 1800 С.

Для магматичних порід характерна фрак-тальность, тобто процесмінералообразованія на певних стадіях стає самоподібним.

Температура - найважливіший фактор метаморфізму, що впливає на процеси мінералоутворення і визначає формування тих чи інших мінеральних асоціацій.

У роботах, присвяченихобговоренню фізико-хімічних аспектів - процесів мінералоутворення, часто підкреслюється, що внаслідок складності природних систем для успішного застосування термодинамічного методу необхідна ревізія деяких укорінених положень і понять термодинаміки, їх розширення і дещо незвичайна трактування. Слід зауважити, що термодинамічні уявлення Д.С.Коржінского з'явилися предметом численних дискусій його з рядом вітчизняних і зарубіжних дослідників.

На противагу цьому, більшповерхневому типом явищ, процеси мінералоутворення, що йдуть нижче пояса спокою, пов'язані з глибинними вогнищами вивержених магми і з тими газоподібними і рідкими речовинами, які утворюються в зв'язку з явищами вулканізму і глибинних інтрузій.

Інтенсифікація процесів випалу при двосторонньому живленні печі відбувається внаслідок прискорення процесів мінералоутворення в частинках, що мають в газовому середовищі факел з температурою 1873 - 1973 К.

Структура агломеріруемого шару. | Зміна мінерального складуагломератів з концентрату КМА зі збільшенням основності. В цілому процес агломерації характеризується різко вираженою фазової неравновесностью і структурної незавершеністю процесів мінералоутворення.

Окис заліза в кількості 5 - 10% надаєсприятливий вплив і на процес мінералоутворення, і на властивості цементу; при вмісті ж Fe2O3 в кількостях, що перевищують 10 - 15%, якість цементу знижується.

Прогресивна і регресивна стадії розвинена природних відкритих систем. P- Тиск. Т - температура.Наприклад, підвищення Г іP(Рис. 2) призводить до розвитку процесів мінералоутворення, що протікають з поглинанням енергії і зменшенням обсягу мінеральних фаз, відбувається метаморфічних процес перетворення породи в твердому вигляді. У міру зростання енергетичногопотенціалу системи вона послідовно проходить серію стаціонарних станів, що характеризуються зміною мінеральних парагенетичних асоціацій мінералів. Перехід від одного стаціонарного стану до іншого відбувається не поступово (в масштабі розглянутійсистеми), а стрибком, фиксируемом певними лініями моноваріантних рівноваг.

Сьогодні практично немає умов для аналогічних процесів, але навіть якщо допустити, що процеси мінералоутворення відбуваються і в даний час, то їх темпи незрівнянно малі впорівняно з темпами вилучення та перетворення суспільством.

Послідовність і умови переходу структурних модифікацій Двухкальціевий силікату. Вільна (незв'язана) окис кальцію (СаО) з'являється в клінкері в результаті незавершеності процесумінералоутворення. Причиною цього може бути неправильне співвідношення між компонентами сировинної суміші, недостатня його гомогенність і неповний випал.

Разом з тим наше виклад буде відрізнятися від звичайного рядом особливостей, так як дослідження вгалузі фізико-хімічного аналізу процесів мінералоутворення призводять до розширення ряду укорінених уявлень термодинаміки або до дещо незвичній їх трактуванні.

При цьому остигання магматичної маси йде повільно і рівномірно, розпечені гази іпари нерідко приймають діяльну участь в процесах мінералоутворення і поступово проникають у навколишні породи викликаючи в них явища контактового метаморфізму.

Вторинна зональність в разрушающейся меднорудной жилі (за оригінальним малюнком В. В.Критського.

У деяких випадках, як, наприклад, в мілководній затоці - озері Каспійського моря - Кара-Богаз - Гол, спостерігаються цікаві процеси мінералоутворення, що стоять в тісній залежності від температури, Кара-Богаз - Гол ще недавно був сполучений з морем вузькимдрібним протокою; сухий, різко континентальний клімат створює дуже сприятливі умови для випаровування.

Інститут геології рудних родовищ, петрографії, мінералогії і геохімії АН СССP(Д. С. Коржинський): дослідження, пов'язані з фізико-хімічним аналізомпроцесів мінералоутворення, геохімії ім.

У клінкеру, що характеризуються підвищеним вмістом Fe2O3 і, отже, молекулярним відношенням АЬО3 до Fe2O3 меншим одиниці, і ваговим відношенням тих же оксидів, меншим 064 процеси мінералоутворення при випалітеоретично повинні бути представлені таким чином, що весь глинозем зв'язується в четирехкальціевиі ферит, а надлишкова окис заліза дає двухкальціевий ферит.

Інші домішки, що потрапляють в портландцементний клінкер з сировиною або з паливом (SOs, ТЮ2P2Об, Сг2Оз, Na2O, К2О, МПО та ін), при значному їх змісті можуть впливати на процес мінералоутворення при випалі і властивості цементу. У більшості випадків цей вплив вважається шкідливим.

В результаті вивчення процесу термообробки портландце-ментную шихт варьирующихскладів виявлено наступне: під дією пучка прискорених електронів, спрямованих на шар шихти висотою до 10 мм, відбувається надзвичайно швидкий розігрів термообробці матеріалу, наслідком чого, як і при розплаву-термічному синтезі, є різкеприскорення процесу мінералоутворення цементних мінералів. При використанні радіаційно-термічної обробки свій внесок у мінералообразующей-вання вносять і радіаційні ефекти, так як має місце радіаційне стимулювання процесів розкладання вихідних сировиннихкомпонентів і синтезу клінкерних мінералів.

Pаспределеніе концентрацій компонентів грунтового розчину Сг - і осаду qt у х для різних моментів часу З /ь /2. Pассмотренная схема процесу, при якому відбувається безперервний перехід речовини в грунтовий розчинз вихідних форм, в яких воно надійшло в осад (реакція (10.23)), а потім перехід цієї речовини в мінеральну фазу шляхом кристалізації або хімічних реакцій (процес (10.25)), є, на думку Н. М. Страхова[1962], Основною в процесі діаг-нетическоймінералоутворення.

Основна відмінність виробництва хромомагнезитових і магнезиту-хромітових виробів від магнезитових полягає в тому, що хроміт вводиться до складу шихти без попереднього випалу і тривалість вилежування хромомагнезитової маси кількаскорочується порівняно з магнезитової. Зерновий склад впливає на завершення процесів мінералоутворення в службі і випаленні виробів і, отже, на їх властивості. Процес виробництва термічно стійких магнезиту-хромітових виробів, вогнетривів відрізняється відпроцесу виробництва звичайних виробів тим, що з шихти видаляються фракції хроміту з величиною зерна менше 0 5 мм і іноді додається до її складу близько 4 - 6% залізної руди. Збільшення тиску при пресуванні (від 50 до 150 МПа) підвищує міцність, термічну стійкість ітемпературу початку деформації хромомагнезитових виробів під навантаженням. Обпалюють вироби в тунельних печах при температурі від 1600 до 1750 С.

У природі спостерігається надзвичайно велике число типів рідкоземельних мінералізації. Ці родовища виникають вВнаслідок тих процесів мінералоутворення, для яких характерна незначна ступінь розсіювання лантаноїдів. Такі умови досягаються зазвичай в утвореннях, бідних кальцієм, оскільки широко поширені кальцієві мінерали містять найбільшуізоморфну ​ ​ домішка лантаноїдів. В значній мірі концентрації лантаноїдів в природних умовах сприяють також летючі мінералізатор (фтор), що приймають велику участь в їх перенесенні.

Pассмотрени умови прояву явищ самоорганізації в природнихмінера-лообразующіх середовищах. Оцінені керуючі параметри (моди), що регулюють процеси мінералоутворення в магматичних розплавах в нерівноважних умовах. В якості ілюстрації в координатах час - виробництво ентропії розглянуті різні формисамоорганізації в кислих і основних магмах, в тому числі і явища автоволнових характеру при кристалізації в нерівноважних умовах.

У зв'язку з цим товщина шару продукту на якомусь зерні у всіх точках його поверхні зазвичай практично однакова. Такукартину Торопов і Дюко спостерігали, вивчаючи процеси мінералоутворення при отриманні цементного клінкеру різних складів в температурному інтервалі 950 - 1250 С, в якому ці процеси, за Тамманом, вважаються суворо твердофазного; Відомо, що аналогічна картина відзначенадля багатьох металургійних та інших реакцій у твердих сумішах. Ці та деякі інші, не менш важливі, явища не узгоджуються з уявленнями Таммана - Хедвала - Яндера про механізм реакцій між твердими речовинами і можуть бути пояснені лише участю нетвердих фаз уподібного роду реакціях.

Оксиди заліза п в кількості 5 - 10% позитивно впливають на процес плавки шихти і кристалізацію новоутворень, проте якщо їх міститься більше 15%, то якість глиноземистого цементу різко погіршується. Зміст 3 - 5% SiO2 сприяєплавлению шихти і повного протіканню процесу мінералоутворення. Якщо кількість SiO2 перевищує 10%, якість глиноземистого цементу знижується внаслідок утворення низькоосновних силікатів кальцію і геленітом. Зміст понад 1% таких оксидів, як MgO, TiO2 Na2O, K2O, P2O5негативно впливає на властивості глиноземистого цементу.

Pозвиток фізичної хімії силікатів і хімії кремнію в останні роки значно розширило наші уявлення про природу і будову різних силікатів, про їх поведінку в технологічних процесах. Pаботакадеміка В. І. Вернадського в галузі геохімії, академіка А. Е. Ферсмана в галузі дослідження процесів мінералоутворення, академіка Д. С. Бєлянкіна в області мінералогічних і петрографічних досліджень силікатів, роботи академіків І. Г. Гребенщикова і А. А.Лебедєва в галузі вивчення склоподібного стану речовин, академіка П. А.Pебіндера в галузі дослідження глинистих суспензій та умов диспергування різних речовин і ряду інших вчених являють собою найцінніший внесок у сучасну науку.

Процесиприродного мінералообразованія протікають в широкому діапазоні зміни фізико-хімічних умов. Відповідно зі зміною термодинамічних параметрів стану таких систем змінюються і набори керуючих параметрів (мод), що регулюють процесимінералообразованія в цих системах.

Ці дані показують, що розчинність скла збільшується з ростом рН і одночасно зменшується відношення Si /Al в розчині. У результаті було висловлено припущення, що відносно нізкокремнеземние цеоліти утворюютьсяв таких умовах, коли в процесі мінералоутворення збільшується лужність розчину, що стикається зі склом. Згідно з експериментальними даними, склад синтетичного філліпсіта змінюється при зміні лужності середовища.

З появою такогохімічного активного елементу, як кисень у вільному, тобто молекулярному стані, істотно змінилися процеси мінералоутворення в поверхневих шарах геологічної оболонки планети, а отже, різко змінилися і всі хімічні фактори існуванняживої речовини.

Геохімічна стадія сланцеобразованія протікає при похованні опадів. Органічні речовини піддаються биосинтезу з протіканням реакцій циклізації. Одночасно протікають процеси мінералоутворення та освіти органо-мінеральнихкомплексів.

Експерименти Сен-Клер Девіль були пов'язані з вивченням процесів утворення природних мінералів. Однак важко навести конкретні приклади з цієї області, не вдавшись до різних гіпотез, оскільки існуючі мінерали являють собою лишекінцеві продукти процесів, для яких, як правило, відсутні будь-які відомості про вихідні речовини й їх подальших перетвореннях. Загалом очевидно, що відбуваються в природі транспортні реакції є реакціями особливого типу, які належать до вельми обширноюобласті процесів пневматолітіческого мінералоутворення.

Як видно з табл. 24 швидкість синтезу силікатів кальцію в розплаві чавуну дійсно вельми велика. Так, синтез ортосілікати при Г 1773 До практично завершується протягом 1 хв, оксіортосіліката при /1883К протягом 20 хв. Це означає, що в порівнянні з зазвичай використовуваними умовами термообробки, при яких синтез цих речовин обчислюється багатьма годинами, тривалість процесу мінералоутворення скорочується приблизно в 200 - 300 разів.

Галоіди внаслідок їхлетючості і доведеною їх ролі в фумарольних процесах можуть розглядатися як головні носії заліза та інших металів в магматичних газах. Присутність значних кількостей, принаймні одного з галоїдних елементів, в родовищах Залізної гори доводиться надзвичайних достатком флюориту, фторапатіта та інших фторвмісних мінералів. Міг бути присутнім також і хлор, але відсутність скаполіта і розчинність більшості інших хлористих сполук у водних розчинах ускладнюють визначення його ролі в процесі мінералоутворення. Однак можливість застосування цих даних до геологічним процесам вивчена ще зовсім недостатньо.

Труднощі полягають вже у виділенні мінеральних фацій, Параг-незіси яких формувалися в досить близьких зовнішніх умовах. Адже навіть у межах однієї гірської породи можуть знаходитися мінерали різних поколінь, що сформувалися в різних умовах. Звичайний випадок гістерогенних мінералів, що виникли в умовах знижується температури протягом одного процесу, але бувають випадки накладення абсолютно різночасних процесів, обумовлених вторгненням розчинів іншого складу, при іншій температурі і тиску, ніж ті, при яких виникли більш ранні мінерали породи. Тим більше можливе накладення більш пізніх процесів мінералоутворення в гірських породах різних районів, імовірно відносяться до однієї мінеральної фації. А між тим адже закономірності парагенезісов мінералів можуть бути виведені тільки на підставі масових спостережень на більш-менш великому просторі, тоді як поодинокі парагенезіси або гірські породи не дозволяють зробити якихось загальних висновків. Отже, вже виділення мінеральних фацій повинне бути засноване на спеціальних геологічних дослідженнях, з виявленням різночасних процесів міні-ралообразованія.

До проявляються і в багатокомпонентних шихти. Наявність в доменних шлаках трудноразлагающіхся геленітом /окерманіта, монтічелліта, шпінелі призводить до сповільненого зв'язуванню СаО в шлакосодержащіх сировинних сумішах при 1073 - 1623 К - При появі евтектичного розплаву реакція зв'язування СаО в таких сумішах прискорюється і до 1573 - 1773 До кількість вільної окису кальцію в шлакосодержащіх шихти виявляється таким же, як і в гліноізвесткових сумішах. Повне засвоєння вапна в шлакових шихти настає при температурах на 30 - 50 більше, ніж температура шихт на основі глини і вапняку. Шлаки, що містять у своєму складі фосфор, фтор, барій, марганець, при додаванні до шихти в оптимальній кількості можуть каталізувати процес мінералоутворення, прискорити його.

1. Хімічне вивітрювання і його види. Які процеси приводять до утворення таких продуктів: 2Fе₂O₃•3Н₂O + Н₂SO₄; Fe₂(SO₄)₃ + Fе(OН)₃?

Хімічне вивітрювання протікає одночасно і взаємопов’язано з фізичним. В результаті цього процесу відбуваються істотні зміни в структурі гірських порід, їх міцності, кольорі і хімічному складі окремих мінералів та у їх фізичних властивостях. З хімічних елементів зруйнованих мінералів відбувається нове поєднання елементів і утворення інших мінералів.

Отже фізичне руйнування ніби готує породи до хімічних процесів. Звичайно ж, чим дрібнішими стали частини порід і мінералів – тим інтенсивніше протікають хімічні процеси, які завершуються в більшості випадків утворенням так званих глинистих мінералів.

Головними факторами хімічного вивітрювання є вода, вільний кисень, вуглекислий газ і органічні кислоти.

Вода в природних умовах завдяки тривалій дії може приводити до значних хімічних перетворень, навіть тоді, коли відсутні інші агенти хімічних процесів. Якщо атмосферний кисень без води, то і він не дуже активний. Як відомо, сухі залізні вироби не іржавіють, але як тільки їх змочити водою – вони покриваються іржею. Це тому, що нейтральна молекула 02 розпадається на одноатомні негативно заряджені іони 02- і вони швидко з’єднуються з атомами заліза. Або ще такий факт: сухий вуглекислий газ (СО2) хімічно інертний, але у воді він утворює вугільну кислоту Н2СО3, яка потім розпадається на іони Н+ і СО32. Ці іони мають велику хімічну активність.

Хімічна активність води спричинена частковою дисоціацією її молекули Н2О на іони Н+ і ОН-. Причому, ступінь дисоціації значно зростає з підвищенням температури. Тому вода особливо активна в жаркому кліматі.

Процеси, що протікають при хімічному вивітрюванні можуть бути зведені до окислення, гідратації, розчинення і гідролізу.

Окислення, тобто приєднання кисню, найбільш активно відбувається у залізистих мінералів, сульфідів і силікатів. Залізо, яке появилось після вивітрювання мінералів, в результаті окислення переходить у високовалентні сполуки. Прикладом може бути окислення магнетиту, який переходить після цього в умовах сухого клімату в гематит: 4Fe3О4 + О2 → 6Fe2О3. При цьому у магнетиту руйнується кристалографічна решітка і він переходить у аморфну масу, з якої потім утворюються нові кристали гематиту. У вологих умовах утворюється гідрогематит – Fe2О3→ Н2О і лімоніт – 2Fe2О→ 3Н2О. Багатий на воду лімоніт надає вивітреним породам бурий і жовтий кольори, а бідні на воду гідрати і безводний окисел заліза – червоний колір. В умовах перенасичення порід водою до залізистих мінералів кисню проникає мало. Якщо ж в осадках є багато органіки (наприклад, в болотах і озерах) – то значна частина кисню витрачається на її розкладання і тому середовище втрачає окислювальні умови і переходить у відновлювальні. В таких умовах залізо переходить у закис (FeО), а кольори осадочних порід мають зеленуватий відтінок.

При взаємодії з киснем і водою сульфіди стають нестійкими і поступово замінюються сульфатами і оксидами. Пірит, наприклад, вивітрюється за такою схемою:

FeS2 +nО2 + mH2O → FeSO4 → Fe2(SO4)3 → Fe2O3∙ nH2O → Fe2O3∙ nH2O – лімоніт.

Отже, поступово із піриту утворюється лімоніт – найбільш стійка сполука заліза на поверхні Землі. Саме тому на багатьох сульфідних родовищах існують так звані “залізні шляпи”, які утворені лімонітом (бурим залізняком).

Крім сказаного, слід відзначити, що процеси окислення можуть протікати і в залізистих силікатах – таких, як олівін, піроксени, амфіболи, в результаті чого двохвалентне залізо переходить у трьохвалентне і мінерали покриваються бурою кіркою.

На завершення розгляду окислення відзначимо, що глибина проникнення вільного кисню може бути різною: від кількох метрів (в районах розвитку торфяників і вічної мерзлоти) до 1 км і більше (в розломах земної кори).

Гідратація відбувається при дії води на мінерали, в результаті чого вона вбирається мінералами, що приводить до утворення нових мінералів – переважно гідросилікатів і гідроксидів.

Мінерал класу сульфатів ангідрит (безводний гіпс) при гідратації переходить у гіпс звичайний:

CaSO4 + H2O → CaSO4∙ 2H2O.

При нагріванні гіпс втрачає воду і знову стає ангідритом. В результаті гідратації гематиту утворюється лімоніт:

Fe2О + nH2O → Fe2O3∙ nH2O.

Розчинення – це здатність молекул однієї речовини поширюватись внаслідок дифузії в другій речовині без зміни їх хімічного складу. Вода в природних умовах ніколи не буває хімічно чистою. В ній завжди є речовини у вигляді розчинів або колоїдного стану. Присутність у воді водневих і гідроксильних іонів кисню і вуглекислоти надають їй окислювальні властивості, а також посилюють її дії на гірські породи.

Розчинність води залежить від ступені концентрації водневих іонів і вільної вуглекислоти.

Процес повного розчинення мінералів спостерігається в соленосних товщах, гіпсах, доломітах, мергелях і навіть у сульфідах. Проте з води ці ж самі мінерали можуть знову випадати у вигляді осадків при зміні температури, тиску та інших умов (див. “Геологічні процеси в озерах”). Це стосується в першу чергу карбонату кальцію (реакція зворотна)

СаСО3 + H2СО3 = Са2+ + 2НСО-,

де – СаСО3 – кальцит; H2СО3 – вуглекислота; Са2+ – іон кальцію; 2НСО- – іон бікарбонату.

Гідроліз – це реакція обмінного розкладу між водою і хімічними сполуками, в результаті чого вони розщеплюються на більш низькомолекулярні сполуки. Цей процес іде, як правило, разом з розчиненням. В результаті цього руйнується кристалографічна решітка (особливо у силікатів) і створюється нова, що має шарувату будову.

Молекула води має полярну будову: один її край має два позитивно заряджені атоми водню, а другий – один негативно заряджений атом кисню. Коли молекула води попадає на кристал, вона своїми кінцями приєднується до протилежно заряджених іонів кристала і забирає їх. Так відбувається частковий виніс кремнезему. Але крім того іон водню (Н+) та іон гідроксильної групи (ОН-) можуть вступити в реакцію з речовиною кристала. Атоми в кристалах можуть бути замінені також іонами НСО3-, SО42-, Сl-, Са2+, Мg2+, Nа+ і К+, які завжди є у природних водах. Може бути й навпаки, коли із польових шпатів виносяться К, Nа, Са, які, поєднуючись з СО2, утворюють розчини бікарбонатів і карбонатів: К2СО3, Na СО3, СаСО3. Ці речовини можуть бути винесені водами за межі їх утворення, або випадають на невеликій глибині від поверхні, і тому відбувається карбонатизація порід (в умовах засушливого клімату). Можуть вони також утворювати льодоподібні кірки на поверхні підземних карстових озер.

Процес гідролізу відбувається послідовно і досить тривалий час. Якщо взяти найбільш яскравий приклад – перетворення польових шпатів у зоні хімічного вивітрювання, то після першої стадії гідролізу утворюється гідрослюда, після другої – каолініт чи галуазит. В умовах вологого тропічного клімату розкладання каолініту продовжується до вільних оксидів і гідроксидів алюмінію, які є складовими частинами бокситів – руди для одержання алюмінію.

Як ми уже відзначили, силікати (в тому числі і польові шпати) складають більшу половину об’єму земної кори. А тому гідролізу цих мінералів належить провідне місце в хімічному вивітрюванні.

Таким чином, відповідно до розглянутих процесів, можна простежити (за Б. Б. Полиновим) 4 стадії хімічного вивітрювання: утворення уламкових порід – збагачення порід карбонатами – утворення глинистих мінералів (в тому числі і каолінових) – утворення латеритів. Остання стадія протікає тільки у тропіках і вологих субтропіках. В умовах помірного клімату хімічне вивітрювання доходить до стадії глиноутворення.

Щодо інтенсивності руйнування мінералів – то необхідно відзначити, що вона в олівіну, рогової обманки і авгіту більша, ніж у польових шпатів. Тому основні і ультраосновні гірські породи, в яких переважають названі мінерали, більш податливі до хімічного вивітрювання і на них часто спостерігаються потужні товщі продуктів різної ступені руйнування. Тільки на зернах кварцу практично не видно впливу процесів хімічного вивітрювання.

1. Глинисті породи, їх розподіл, основні представники і властивості.

Глинисті породи складені більш ніж на 50% частками дрібніше 0, 01 мм, причому не менше 25% з лихий мають розміри менше 0, 001 мм. Основна маса цих часток - глинисті мінерали. В якості домішки в глинах зазвичай присутній різний матеріал уламкового та хімічного походження.

Власне глини складаються з найтонших лускатих кристалів мінералів, що утворюються при вивітрюванні польових шпатів і інших руйнуються мінералів. Ці породи істотно відрізняються за складом і властивостями від більш крупнозернистих опадів. Крім глинистих мінералів у глинах як акцесорних компонентів в різних кількостях зазвичай присутні хемогенние освіти (сидерит, кальцит), органічні речовини та різноманітні колоїди. Очевидно, що в міру збільшення кількості негліністих мінералів зростає їх роль у визначенні властивостей глин.

Глини використовуються у виробництві кераміки, паперу, гуми, каталізаторів та ін Глини дуже важливі для багатьох галузей діяльності людини, наприклад для сільського господарства та інженерної справи. Для кожної області застосування глин існують специфічні вимоги до різного поєднанню властивостей.

Умови освіти. Виділяють дві генетичні групи глин: елювіальні і водно-осадові глини.

Елювіальні (залишкові) глини є продуктами хімічного розкладання материнських порід, залягають на місці їх утворення в корах вивітрювання. Для елювіальних глин характерна плащеобразная, карманообразіая або гніздо-образна форма залягання з поступовими переходами вниз по розрізу в незмінені материнські породи. Відмітною ознакою елювіальних глин є відсутність ясної шаруватості, реліктові структури, які відображають будову материнської породи, наявність неразложившихся при вивітрюванні більш стійких мінералів і т. п. Мінеральний склад аналізованих відкладень залежить від характеру вихідної породи і від обстановки накопичення глинистої речовини. При хімічному розкладанні кислих магматичних порід в умовах вологого жаркого клімату утворюються каолінові глини, у корі вивітрювання основних порід у зоні сухого клімату виникають глини монтмориллонитовій складу.

Водно-осадові глини користуються найбільшим поширенням. Переважна кількість глинистих мінералів, що утворилися в результаті розкладання первинних алюмосилікатів, виноситься з місця руйнування материнських порід текучими водами у вигляді суспензій, колоїдних розчинів або механічних суспензій і осідає в різних водних басейнах - морях, озерах та річках. На відміну від піщаного і алевритових матеріалу осадження глинистих частинок може відбуватися лише в порівняно спокійній водному середовищі, там, де відсутні або ослаблені течії. Велике значення при цьому мають процеси коагуляції суспензій і колоїдний розчин.

Найбільш сприятливі умови для відкладення глинистого матеріалу створюються в морських басейнах. Морські глини утворюють потужні товщі або окремі шари серед інших порід. Вони відрізняються від елювіальних глин чітко висловленої шаруватість, нерідко наявністю морських фауністичних залишків і зазвичай меншої однорідністю свого складу. Глини прибережної частини шельфу залягають у вигляді пластів або лінз. Мінеральний склад характеризується переважанням гідрослюд, іноді присутній каолініт. Породи ці зазвичай містять значну домішку піщано-алевритових матеріалу. Відкрита частина шельфу і пелагічна частину морського басейну характеризуються великими потужностями глинистих відкладень і широким майданним їх розвитком. Серед глинистих мінералів переважають гідрослюди і монтморилоніт. Олігоміктовие монтмориллонитовій глини морського походження зазвичай є продуктами підводного перетворення вулканічного попелу, про що свідчать їхні реліктові Попільні структури.

У озерних та озерно-болотних прісноводних водоймах гумідної областей формуються каолінові або гідрослюдисті глини. Вступник у водойму каолініт зберігається завдяки кислої реакції прісних вод, збагачених гумусовими сполуками. У засолоненних лагунах і озерах аридних областей формуються гідрослюдисті, монтмориллонитовій, а також палигорськіт-сепіолітовие глини, що асоціюють з доломітами, гіпсами та соляними породами. Озерні глини відрізняються добре розвиненою паралельної шаруватість.

Глини річкових долин, а також пролювіальниє і делювіальні глинисті відклади характеризуються лннзовідним заляганням, поганий сортуванням, швидкою зміною гранулометричного складу по вертикалі і горизонталі. Переважають алевро-і псаммопелітовие структури. Мінеральний склад аналізованих глин залежить від характеру вивітрювання і кліматичних умов, що панували на континенті. Найбільш поширеними є каолініт-гідрослюдисті і монтморилоніт-гідрослюдисті асоціації.

Льодовикові глини характеризуються поганою гранулометричний сортуванням, присутністю валунів, жорстви, гравію. Текстура безладна. Серед глинистих мінералів переважають гідрослюди.

1. Геологічна діяльність льоду. Льодовикові і флювіогляціальні відклади, їх значення у грунтоутворенні.

Льодовики - це природні маси кристалічного льоду, що знаходяться на поверхні Землі в результаті нагромадження і наступного перетворення твердих атмосферних опадів (снігу). Необхідною умовою утворення льодовиків є сполучення низьких температур повітря з великою кількістю твердих атмосферних опадів, що має місце в холодних країнах високих широт і у верхових частинах гір. У перетворенні снігу велике значення мають тиск і сублімація сублімація), під якою розуміється випар льоду і нова кристалізація водяної пари. При сублімації вивільняється тепло, що сприяє сплавці окремих кристалів. З часом фірн поступово перетворюється в глетчерний лід. Зароджуються льодовики вище снігової границі, де розташовуються їхні області харчування (акумуляції). Але при русі льодовики виходять нижче снігової границі в область абляції (лат. " абляцио" - відібрання, знос), де відбувається поступове зменшення маси льодовика шляхом танення, випару і механічного руйнування. Цю зону іноді називають областю стоку або областю розвантаження. У залежності від співвідношень, що змінюються в часі, акумуляції й абляції відбувається осцилляция (лат. " осцилляцио" - коливання) краю льодовика. У випадку істотного посилення харчування і перевищення його над таненням, край льодовика просувається вперед - льодовик настає, при зворотному співвідношенні льодовик відступає. При довгостроково зберігається співвідношенні живлення й абляції край льодовика займає стаціонарне положення. Сучасні льодовики покривають площа понад 16 млн. км, або близько 11% суші.

При русі льодовиків здійснюється ряд взаємозалежних геологічних процесів: 1) руйнування гірських порід підлідного ложа з утворенням різного за формою і розміром уламкового матеріалу (від тонких піщаних часток до великих валунів); 2) перенос уламків порід на поверхні й усередині льодовиків, а також вмерзлих у придонні частини льоду або переміщуваних волочінням по дну; 3) акумуляція уламкового матеріалу, що має місце, як у процесі руху льодовика, так і при дегляціації. Весь комплекс зазначених процесів і їхні результати можна спостерігати в гірських льодовиках, особливо там, де льодовики раніше протягалися на багато кілометрів далі сучасних границь. У сучасних покривних льодовиках дослідження процесів стосуються в більшості випадків тільки їхніх крайових частин. Однак про геологічну діяльність покривних льодовиків можна судити по четвертинним (антропогеновим) заледеніннях, що неодноразово покривали великі простори Європи і Північної Америки за останні 800 тис. років.

Руйнівна робота льодовиків називається экзарацией (від лат. " экзарацио" - виорювання). Особливо інтенсивно вона виявляється при великих потужностях льоду, що створюють величезний тиск на підлідне ложе. Відбувається захоплення і виломлювання різних блоків гірських порід, їхнє дроблення, истачивание

Льодовики, насичені уламковим матеріалом, що вмерзнув у придонні частини льоду, при русі по скельних породах залишають на їхній поверхні різні штрихи, подряпини, борозни - льодовикові шрами, що орієнтовані по напрямку руху льодовика. На дні льодовикових долин, але особливо в межах колишніх четвертинних центрів покривних заледенінь (скандинавському й ін.), зустрічаються скельні асиметричні виступи, пологий і оглажений, штрихований схил яких розташований з тієї сторони, відкіля рухався льодовик, а крутої шорсткуватої і зазубрений - із протилежної сторони. Такі форми називають " баранячі чола", а сполучення декількох виступів - " кучерявенькі скелі" (мал. 1.7). Їхнє формування пов'язане з випахуючою діяльністю льодовика при неоднорідності складу і фізико-механічних властивостей порід. У Скандинавії і прилягаючих районах європейської частини СРСР розвиті великі пологосхильні зниження, утворені льодовиковим виорюванням, багато хто з яких зайняті озерами. Флювіогляціальні, або водно-льодовикові відкладення

З діяльністю льодовиків тісно зв'язана робота поталих льодовикових вод, що представляє одну зі сторін єдиного складного природного процесу. Виділяють два типи флювіогляціальних (лат. " флювіос" - ріка) відкладень: внутрішньольодовиковий (інтрагляціальний) і прильодовиковий (перигляціальний). Внутрішньольодовикові відкладення після танення льодовика утворять на поверхні специфічні форми рельєфу - ози, Ками і камові тераси.

Ози - крутосклонные валообразные гряди, що нагадують залізничні насипи; вони витягнуті по напрямку руху льодовика і складені добре промитими шаруватими піщано-гравійно-гальковими відкладеннями з включенням валунів. Висота таких гряд від 10 до 30 м, іноді до 50 м і вище, а довжина від сотень метрів до десятків кілометрів. Одні з них мають більш-менш прямолінійні обриси, інші характеризуються звивистістю. Особливо великий розвиток мають озы у Фінляндії, а також у Швеції. Вони зустрічаються і південніше: у Прибалтиці, у Білорусії й інших районах. За даними Б.Н. Гурского, довжина самого великого оза в Білорусії, що протягається по берегах оз. Жеринского, дорівнює 25, 6 км.

1. Дельтова гіпотеза, що ґрунтується на виходах могутніх подледниковых водних потоків у периферичній частині льодовиків і відкладенні стерпного ними уламкового матеріалу у виді конусів виносу (дельт). При послідовному отступании льодовика утворювалися всі нові і нові конуси, злиття яких могло утворити суцільну або переривчасту озову гряду. За даними С.В. Калесника, окремі озоподібні тіла, зв'язані з виходом підльодовикових потоків, спостерігаються в сучасних льодовиків Маляспина і Норвезького [14].

2. Руслова гіпотеза, по якій походження звивистих озовых гряд зв'язується з рухами водно-льодовикових потоків у складно сполучаться над- і внутрішньольодовикових каналах (вироблених по великих тріщинах і розколам льоду). Велика маса і швидкість руху цих потоків сприяли перемиву моренного матеріалу і нагромадженню в крижаних руслах шаруватих піщано-гравійно-галькових відкладень. При відступанні і таненні льодовика вони зпроектувались на різні елементи рельєфу, нерідко перекриваючи озерні улоговини, моренні пагорби, виступи корінних порід.

Ками і камові тераси (ньому. " камм" - гребінь). Ками являють собою крутосхильні пагорби з виположеними вершинами. Висота їх від декількох до 20 м і більш. Камові пагорби, що мають різні обриси (округлі, конусоподібні й ін.), розділені зниженнями, іноді у виді замкнутих улоговин, що бувають заболочені або зайняті безстічними озерами. Ками утворені відсортованими відкладеннями - гравієм, пісками і супісями з горизонтальною і діагональною шаруватістю озерного типу, у яких зустрічаються валуни й окремі лінзи морен, а місцями стрічкові глини (ритмічне чергування тонких шарів глин і піску). Вважається, що Ками формувалися в умовах " мертвого" льоду, що не рухається, відірваного від областей харчування. Наявність у складі камових відкладень шарів із зазначеною стрічковою ритмічністю свідчить про те, що Ками утворилися в застійних водах над- і внутрішньо-льодовикових озер, що заповнюють улоговини і балки між брилами мертвого льоду. Накопичений у надльодовикових озерах матеріал у наступному проектується на поверхню основної морени або корінних порід ложа у виді пагорбів неправильних обрисів. Деякі дослідники (Е.В. Рухина) вважають, що Ками могли утворитися й у підлідних балках. Крім пагорбів, на схилах западин утворювалися терасовидні уступи - камові тераси, що розташовуються на різних рівнях, що зв'язано з нерівномірним таненням мертвого льоду. Камовий рельєф зустрічається в Карелії, у Прибалтиці, у північних районах Західної Європи.