NARODZINY WSZECHŚWIATA I POWSTANIE ZIEMI

Popularne obecnie naukowe ujecie powstania wszechświata, jako ojczyzny wszystkich ciał niebieskich - w tym również Ziemi - jest oparte na tzw. teorii wybuchu pierwotnego (The Big Bang model)

Model Wielkiego Wybuchu:

1.) 1914 r. - V.M. Slipher - odkrycie zjawiska „poczerwienienia galaktyk” związane z ich wzajemnym oddalaniem

2.) 1929 r. E.P. Hubble - prędkość „ucieczki” galaktyk jest proporcjonalna do ich odległości od Ziemi. Dalsze obiekty „uciekają” szybciej niż te położone bliżej.

W 1914 roku amerykański astronom V.M. Slipher odkrył zjawisko „poczerwienienia galaktyk”

Ekstrapolacja obecnego stanu kosmosu wstecz prowadzi do wniosku ze wszechświat powstał ze stanu materii o niezwykle dużej gęstości i wysokiej temperaturze a jego ekspansja przypomina gigantyczna eksplozje odkrycie promieniowania szczątkowego potwierdziło przypuszczenie, że wszechświat powstał w wyniku gigantycznej eksplozji materii, która znalazła się w stanie olbrzymiej koncentracji i wysokiej temperatury. Cały wszechświata wypełniony jest falami jednakowej długości, są to pozostałości po Big Bang.

Pozostaje jednak jak dotąd zagadką jak doszło do samego wybuchu pierwotnego.

Zgodnie z tą teorią cała materia kosmiczna po upływie około sekundy od wybuchu pierwotnego składała się z nukleonów (protonów i neutronów), elektronów i neutronów. Po 100 sekundach temperatura gwałtownie rozprzestrzeniającej się chmury materii pierwotnej wynosiła około 1 mld K.

Po ponad 2,5 godzinach powstały pierwsze atomy. Ten proces znacznie przekraczający możliwości wyobraźni rozgrywał się przed około 20 mld lat. Można to określić badając prędkość rozchodzenia się galaktyk.

Głównie fazy rozwoju Wszechświata wg E. Haririsona

Powstawanie planet

Podczas gdy jeszcze dziś można w sposób bezpośredni obserwować powstawanie planet (procesy takie zachodzą w chmurach międzygwiezdnych obecnie np. w środkowej płaszczyźnie spiralnego ramienia naszej Drogi Mlecznej) to dla wyjaśnienia powstania Układu Słonecznego astrofizycy są zdani na hipotezy.

Teorie powstania Układu Słonecznego:

1. Teorie ewolucyjne rozpatrują powstanie Układu Słonecznego jako przejaw normalnego procesu kosmicznego.

2. Druga grupa obejmuje teorie katastroficzne zakładające ze powstanie naszego Układu Słonecznego należy rozumieć, jako jednorazową albo prawie jednorazową „katastrofę”. Ogromna kometa musiała przy zderzeniu ze Słońcem spowodować oderwanie się od niej planet, a jednocześnie wprawić Słońce w ruch.

Z różnych, częściowo zbieżnych hipotez wykrystalizował się w ostatnich latach pewien rodzaj ujęcia standardowego. Zgodnie z tym ujęciem proces powstawania planet przebiega w przybliżeniu w następujący sposób:

• W wyniku wzrastającej prędkości obrotowej kosmiczna mgławica gazów i pyłów wirująca wokół powstałego wcześniej Słońca przekształca się pod wpływem działania grawitacji i sił odśrodkowych, w płaska tarcze o krztaucie dysku , składającą się z gazów i pyłów.

• Ciężkie, stałe cząsteczki wędrowały do środkowej płaszczyzny tarczy, gdzie następowało gromadzenia się cząsteczek pyłowych. Większe jądra (Jupiter, Saturn, Uran, Neptun) przechwytywały dodatkowo duże ilości gazów z mgławicy pierwotnej. Najpierw w wyniku niestabilności grawitacyjnej w obrębie jądra planety powstały SIMALE PLANETARNE wielkości od metra do kilku kilometrów. Przyciągały one dalszy materiał, a także często zderzały się i łączyły. W ten sposób rosły aż do wielkości planet. W wyniku różnych zakłóceń orbity wokół Słońca zróżnicowały się coraz bardziej. Wzajemne kolizje były coraz silniejsze.

• W efekcie wyrzucania materii powstały mniejsze SIMALE PLANETARNE, podczas gdy większe simale przechwytywały wyrzucany materiał i rosły dalej. Już w czasie powstania, a także jeszcze e pierwszym okresie kształtowania się

Na silny wzrost temperatury wpływają różne czynniki takie jak:

- energia grawitacji

- energia sprężania

- energia wyzwalana podczas rozpadu promieniotwórczych pierwiastkó

• W wyniku wysokiej temperatury stopienie się planet umożliwiło fizycznie i chemicznie funkcjonowanie ich pierwiastków. Cięższe substancje zgodnie z siła grawitacji, wędrowały do wnętrza, lżejsze wędrowały na górę. Bardzo wcześnie wydzieliły się w ten sposób:

- jądro planety

-płaszcz planety

- skorupa planety

Budowa geologiczna Ziemi

TEKTONIKA PŁYT

Wg teorii głoszonej w latach 70-tych XX wieku. tzw. „teorii tektoniki płyt litosfery”. Ziemia jest podzielona na szereg płyt o grubości od 80 do 150 km, wzajemnie poruszających się.

Płyty mogą przemieszczać się wzajemnie na trzy sposoby:

- dyfundują w przeciwnych kierunkach

- przesuwają się bezkolizyjnie

- zderzają się ze sobą

Główne płyty tektoniczne:

A. Płyty oceaniczne:

1. Płyta pacyficzna (wraz z mniejszymi płytami jak Nazca, Kokos, Filipińska) stanowią około 20 % powierzchni Ziemi

2. Płyta Indyjska (Australijska) obejmuje większą część dna Oceanu Indyjskiego

3. Płyta Antarktyczna

B. Płyty kontynentalne:

1. Płyta Euroazjatycka obejmuje kontynenty Europy i Azji

2. Płyta Południowoamerykańska

3. Płyta Północnoamerykańska (wraz z południowozachodnią częścią dna Oceanu Atlantyckiego)

4. Afrykańska (wraz ze wschodnia częścią dna Oceanu Altantyckiego)

Źródłem poruszania się płyt jest ciepło płynące z wnętrza Ziemi (prądy konwekcyjne) powodujące dopływ stopionej magmy, która wyciekając w strefie powstawania litosfery, „rozsuwa” płyty, w strefie kolizji, następuje wytapianie płyt - subdukcja.

Strefy zderzeń - kolizji płyt - są miejscem o podwyższonej sejsmiczności, a także powstawania wysp przybrzeżnych, na których są liczne wulkany.

Trzęsienia Ziemi koncentrują się głównie wzdłuż młodych gór oraz pasm podwodnych.

Wyróżnia się ogniska trzęsień ziemi: głębokie mające źródło na głębokości 200-600 km. Są one powodowane zagłębianiem się płyt, pękaniem i zwykle nie są zbyt groźne. Trzęsienia ziemi płytkie (do kilkudziesięciu kilometrów) są efektem oddziaływana płyt oceanicznych na ląd. Uwalnia się w tym procesie energia powodująca znaczne zniszczenia.

Kronika Ziemi

• Prehistoria (era prehistoryczna) 4600 - 4000 mln lat dzieje Ziemi kończą się w przybliżeniu w momencie wykształcenia się stałej skorupy ziemskiej. Najstarszy etap geologicznej historii Ziemi rozpoczyna się przed 4 mld lat w prekambrze, w czasie, gdy powierzchnia ochłodziła się do temperatury poniżej 100°C, w której para wodna może się skraplać. Prekambr obejmuje 3400 mln lat czyli ¾ całe historii Ziemi.

Archaik (4000 - 2500 mln lat temu)

• ok. 4000 mln lat

Tworzy się skonsolidowana struktura Ziemi. Twardniejąca powoli skorupa Ziemska wysyła większość zawartych w niej gazów do praatmosfery. Z kosmosu na Ziemie spadają meteoryty, a powstająca w momencie uderzenia energia powoduje topnienie młodej skorupy.

• ok. 4000 - 2500 mln lat

Z wielokrotnie przeobrażonych skał - pierwsze zalążki stałego lądu kratery pierwotne

• ok. 3850 - 3000 mln lat

Powstają najstarsze do dziś zachowane skały. Najbardziej rozpowszechniony jest granit.

• ok. 3760 - 3350 mln lat

Na Grenlandii powstają po raz pierwszy rudy miedzi, tworzą się złoża chromitu, powiązane ze złożami platynowców

• ok. 3500 mln lat

Powstają skały osadowe (warstwy w Afryce południowej i Australii zachowały się do dziś)

• ok. 3200 mln lat

Pierwsze procesy kształtowania się gór w wyniku procesów fałdowania skorupy ziemskiej.

• ok. 3100 - 2500 mln lat

Powstają najstarsze złoża złota (Afryka południowa)

• ok. 2700 - 1700 mln lat

Powstają wstęgowe rudy żelaza, po raz pierwszy powstają pojedyncze warstwy wapieni i dolomitów

• ok. 2100 - 1800 mln lat

Hydrosfera i atmosfera nasycają się tlenem (zawartość tlenu wynosi około 1% stanu obecnego)

• ok. 2000 - 1900 mln lat

Tworzy się ozon w górnych warstwach atmosfery (ekranizowanie ultrafioletu)

• ok 1800

Uderzenie olbrzymiego meteorytu (Kanada) doprowadziło do powstania największego złóż niklu na Ziemi

• ok. 900 - 590 mln lat

Powstają pierwsze złoża ropy naftowej wytworzenie się mechanizmów tektoniki płyt. Lądy Ziemi tworzą pięć dużych platform kontynentalnych. Atmosfera ziemi zawiera już w przybliżeniu około 2% tlenu

Paleozoik - era starożytna Ziemi (590 - 250 min lat temu)

• 590 - 500 mln lat

Dalsza ekspansja płytkich mórz, silny wulkanizm, tworzenie się wulkanicznych łuków wyspowych na granicach płyt, klimat ciepły i suchy, intensywna tektonika płyt

• 500 - 440 mln lat

Liczne fazy górotwórcze, klimat wilgotny i ciepły, intensywny wulkanizm podwodny

• 360 - 325 mln lat

W ciepłym i wilgotnym klimacie powstają złoża węgla (Karbon)

Mezozoik - era średniowiecza Ziemi (250 - 66 mln lat temu)

• Rozpoczyna się od rozpadu Pangei z rozległym wylewem bazaltów, silny wulkanizm w strefach ryftowych, silny wulkanizm podmorski połączony z tworzeniem się hydrotermalnych złóż rudnych

Kenozoik - era nowożytna Ziemi (66 mln lat temu do dziś)

• Rozpoczyna się, kiedy dryf kontynentu powoduje zmiany kierunków prądów morskich. Odrywa się Ameryka Południowa, Indie i Półwysep Arabski, przesuwają się w kierunku Eurazji

• Wzmożona górotwórczość alpejska, w wyniku utrzymującego się klimatu pojawiają się złoża soli

• 24 - 5 mln lat temu, globalne oziębienie, tworzenie się węgla brunatnego w Europie

• 5 - 1,7 mln lat temu, późnoalpejskie fazy górotwórcze, powstają Himalaje

• 1,7 - 0,72 mln lat temu, zlodowacenia powodują zmiany rzeźby lądów

• 10 000 lat do dziś, wulkanizm na wileu obszarach Ziemi

Ziemia, lądy i wody dziś

• Rozmieszczenie kontynentów na Ziemi nie zmieniło się w sposób istotny od 66 mln lat. Zmieniły się istotnie proporcje powierzchni kontynentów i oceanów. W porównaniu z okresem głównego zlodowacenia przed 11 tys. lat poziom wód jest wyższy o około 100 m. Powoduje to zalanie licznych obszarów. Obecnie 70,8% powierzchni Ziemi jest zajęte przez morze.

• Oceany rozszerzają się nadal. Wskaźnik rozszerzenia się dna oceanicznego wynosi rocznie w Atlantyku prawie 10 cm, w Pacyfiku 5 - 8 cm.

• Trzęsienia ziemi i przypływy zagrażają ludziom.

• Wulkany są wciąż aktywne. Z wulkanów na ziemie wydobywa się od XVI wieku w ciągu, każdego stulecia średnio 16 km² lawy i 78 km² materiału luźnego. Uwalniane zostają przy tym olbrzymie ilości energii.

GEOCHEMICZNA KLASYFIKACJA PIERWIASTKÓW

1. Wg Waschingtona

• pierwiastki petrogeniczne (występują w skałach w postaci związków tlenowych lub kwasów tlenowych)

• pierwiastki metalogeniczne (występują w minerałach siarczkowych, selenkowych, arsenowych lub w postaci rodzimej)

2. Wg Goldschmidta

I. Syderofilne

• częściowo wypełniona powłoka d

• para- lub ferromagnetyczne

• występują w przyrodzie w postaci rodzimej (platynowce) lub w połączeniu z siarką

• duże gęstości

• w procesach hutniczych gromadzi się głównie w stopionym żelazie

żelazo, kobalt, nikiel

Fe, Co, Ni, Ru, Rh, Pd, Os, Ir, Pt, Re, Mo, (W), (C), P, (As), Su, (Pb), Au

II. Chalkofilne (kruszcolubne)

• wypełniona powłoka d

• diamagnetyczne

• w przyrodzie występują w postaci: siarczków, selenków, tellurków, arsenków, antymonków

• w przeróbce hutniczej gromadzą się w stopie siarczkowym

miedź, cynk, ołów

Cu, Ag, Zu, Cd, Hg, Ga, In, Ti, (Ge), (Su), Po, As, Sb, Bi, Te, (Mo), S, Se, Fe, (Co),

III. Litofilne (skałolubne)

• kationy tych pierwiastków mają dwie powłoki 2 lub 8 elektronowe

• diamagnetyczne

• w przyrodzeni występują w połączeniu z fluorowcami oraz anionami: siarczanowym, węglanowym, fosforanowym, krzemianowym (azotanowym)

• w procesach hutniczych gromadzą się w żużlu

krzem, wapń, potas, glin

Li, Na, C, Rb, Cs, Fr, Be, Mg, Ca, Sr, Ba, Ra, (Zu), (Cd), B, Al, Sc, Y, lantanowce, aktynowce, Ga, (In), (Ti), C, Si, Ti, Zu, Hf

IV. Atomfilne (charakterystyczne dla atmosfery)

• mają zamknięte powłoki elektronowe(2 - 8 elektronowe)

• na krzywych objętości atomowych zajmują maksimum lub miejsca zbliżone do maksimum

• występują przede wszystkim w atmosferze

gazy szlachetne, azot, wodór

H, C, N, O, He, Ne, Ar, Kr, Xe, Rn, I, Hg

V. Biofilne

• wszystkie te pierwiastki, które są niezbędne do prawidłowego rozwoju i funkcjonowania organizmów zwierzęcych i roślinnych

węgiel, wodór, tlen, azot, siarka, fosfor.

H, C, N, O, P, S, Cl, I, F, Na, K, Mg, Ca, Fe, B, Mn, Cu, Si

SKAŁY MAGMOWE I ICH SKŁAD

Skorupa Ziemi jest zróżnicowana pod względem grubości (5 - 17 km) i nie jest jednorodna. Na kontynentach występują minerały mniejsze o mniejszej gęstości. Są one bogate w krzemionkę, glinokrzemiany, noszą nazwę SIALU (Si - Al).

Dna oceanów budują głównie minerały cieńsze, bogate w krzemiany magnezu tzw. SIMA (Si - Mg). Sima rozpościera się nie tylko pod oceanami, ale również pod kontynentalną częścią sialu tworząc w ten sposób ciągłą dolną część skorupy ziemskiej.

Skorupa ziemska jest zbudowana za skał, czyli zespołów mineralnych występujących w dużych masach - wśród skał wyróżnia się trzy główne grupy genetyczne, a mianowicie: magmowe, osadowe i metamorficzne

Skały magmowe stanowią produkty krzepnięcia magmy w sialu (lub na powierzchni, jako lawy) pochodzących z wewnętrznych stref Ziemi i są jedynymi pierwotnymi utworami skalnymi litosfery.

Skały osadowe powstają w wyniku nagromadzenia się i osadzenia różnych substancji mineralnych stanowiących produkty rozkruszenia, przeobrażenia i rozpuszczenia starszych skał i minerałów, a także na skutek nagromadzenia się szczątków organizmów zwierzęcych i roślinnych. Głównym środowiskiem sedymentacji (osadzania) jest morze (> 80%).

Skały metamorficzne tworzą się przez przekształcenie (przeobrażenie) skał magmowych lub osadowych pod działaniem różnych roztworów, odpowiedniego ciśnienia, podwyższonej temperatury lub pod wpływem deformacji mechanicznej.

Podstawowymi elementami budującymi skorupę ziemską są skały magmowe. Udział skał wtórnych, tzn. osadowych i metamorficznych w całości litosfery jest podrzędny. Skały te a szczególnie osadowe, ze względu na ich znaczne nagromadzenie odgrywają znaczącą role w partiach powierzchniowych i przypowierzchniowych skorupy ziemskiej.

W budowie skorupy ziemskiej zasadniczą role odgrywają skały, wśród których około 80% powierzchni kontynentów i dna oceanów stanowią skały pochodzenia magmowego.

Terminem „magma” określamy stopioną masę skalną składającą się z mieszaniny krzemianów i glinokrzemianów najbardziej pospolitych pierwiastków litofilnych (Al, Mg, Ca, K, Na). W mniejszych ilościach występują połączenia rzadszych pierwiastków takich jak: Li, Rb, Cs, lantanowców, aktynowców, niekiedy uranu i toru.

W magmach zawsze znajduje się pewna ilość gazów, głównie: H₂O, HCl, SO₂, CO₂, niekiedy HF. Związki te szczelnie zamknięte w masie magmowej, pod dużym ciśnieniem i w wysokiej temperaturze reagują rozpuszczając niektóre składniki magmy, następnie w miarę stygnięcia, z gorących roztworów, bogatych w substancje mineralne w szczelina i pustkach skalnych krystalizują się minerały.

Magmy powstają w głębi ziemi w warunkach wysokiej temperatury i ciśnienia. Źródłem ciepła, umożliwiającego utworzenie magmy jest rozpad pierwiastków promieniotwórczych. Istotne znaczenie maja tutaj izotopy 235U, 238U, 232Th, 40K

Na podstawie analizy chemicznej skał pochodzenia magmowego, występujących w różnych miejscach kuli ziemskiej, skały te podzielono na:

- plutoniczne, głębokie (intruzywne)

- wulkaniczne, wylewne (ekstruzywne)

Głównym składnikiem skał magmowych jest SiO₂ i dlatego związek ten przyjęto za podstawę podziału na:

- kwaśne, zawierające powyżej 65% SiO₂, nadmiar SiO₂ niezwiązanego z innymi tlenkami

- pośrednie, zawierające 65% - 53% SiO₂, kwarc jest w nich całkowicie związany

- zasadowe (53% - 44% SiO₂), niekiedy określane, jako niedosycone krzemionką

- ultrazasadowe o zawartości SiO₂ poniżej 44%

Skały o dużej zawartości SiO₂ są jasne w miarę zmniejszania się w skale minerału SiO₂ w skale rośnie ilość materiałów bogatych w związki żelaza i magnezu, a skały takie są ciemne.

Magma jest stopem wielu związków i oznacza się dużą lepkością. Wzrost lepkości magmy następuje w zależności od zawartości w niej SiO₂ i Al₂O₃. Obecność składników lotnych obniża tę lepkość. Podczas krzepnięcia magmy w głębi ziemi, dzięki izolacji cieplnej przy powolnym stygnięciu, następuje w określonej kolejności krystalizacja wszystkich składników. Jako pierwsze krystalizują Mg(AlSi₃O₈), które z reguły mają…

Frakcjonowana krystalizacja magmy

Podczas krzepnięcia magmy następuje złożony proces różnicowania jej składu, co określamy terminem „dyferencjacja”. Proces ten zależy od wielu czynników:

- Likwacja - polega na oddzieleniu się od stopionej magmy ciężkich stopów niektórych tlenków metali i siarczków. W ten sposób u dołu zbiornika, oprócz oliwinu, koncentrują się: magnetyt, ilmenit, chromit minerały bogate w platynowce. Niektóre trudno topliwe stąd w trakcie stygnięcia dyfundują ku szybciej stygnących brzegów, wzbogacając w ten sposób brzeżne partie intruzji w cenne surowce mineralne.

- Procesowi oddalania się ciężkich minerałów w dolnej partii zbiornika magmowego w pewnym stopniu przeciwdziałają prądy konwekcyjne, a także obecność w zbiorniku magmowym pary wodnej i innych składników lotnych. Proces konwekcji powoduje wzbogacenie górnych partii zbiornika minerały lekkie głównie plagioklazy

- Dyferencja przez frakcjonowaną krystalizacje magmy wynika z tego, że po wydzieleniu się ze stopionej magmy oliwinu, u doły zbiornika magmowego, skał perydotytowych i dunitewnych - ultrazasadowych, bogatych w surowce metaliczne, powstały stop jest uboższy w Mg i Fe, a zatem jest wzbogacony w wapń, potas, sód i glin. Składniki lżejsze tworzą w toku stygnięcia skały diorytowe i granodiorytowe - czyli kwaśne.

Introdująca magma z reguły powoduje przeobrażenia polegające na wtopieniu starszych skał, wskutek czego skład magmy na brzegach zbiornika ulega zmianie. W przypadku intruzji magmy bazaltowej w skały kwaśne do asymilacji kwarcu:

Mg₂[SiO₄] + SiO₂ ↔ 2 Mg[SiO₃]

forsenyt kwarc enstatyt

Na[AlSi₄] + SiO₂ ↔ Na[AlSi₃O₈]

Etapy krystalizacji pomagmowej

Po ostygnięciu magmy do takiego stanu, że wydzieliły się z niej skały bogate w krzemionkę, pozostaje stop ubogi w SiO₂, K₂O, Na₂O, natomiast wyraźnie wzbogacony w składniki lotne głównie: H₂O, HCl, H₃BO₃, CO_2, niekiedy HF, SiF₄. Składniki lotne obniżają lepkość stopu, umożliwiając penetracje szczelin i spękań. Ułatwiają one krystalizacje prowadzącą do powstawania dużych kryształów. Etapy krystalizacji pomagmowej:

a.) pegmatytalny

b.) pneumatolityczny

c.) hydrotermalny

a.) Spośród wielu hipotez powstawania permatytów najbardziej prawdopodobna jest hipoteza Fersmana. Autor zakłada, ze przy powolnej krystalizacji resztek pomagmowych nasyconych lotnymi składnikami w zakresie (1170 - 170 K) powstały gruboziarniste skały pegmatytowe. Składem są one zbliżone do skał magmowych, różnią się ziarnistością. Dla pegmatytów charakterystyczne są minerały: litu, berylu, cyrkonu, niobu, tantalu, cyny, wolframu, molibdenu, niekiedy złota rodzimego, minerały pierwiastków ziem rzadkich, pierwiastków promieniotwórczych. Są to głównie krzemiany i glinokrzemiany, fosforany, tlenki, halogenki.

Pegmatyty z reguły występują w spękaniach skał magmowych. W Polsce niewielkie ilości występują w Tatrach oraz na Dolnym Śląsku. Są w nich spotykane turmaliny, beryl, muskowit, biotyt, skalenie, niekiedy minerały ziem rzadkich.

b.) W dalszym etapie krystalizacji, jeszcze większą niż w etapie pegmatytalnym przewagę ilościową nad krzemianową ma faza gazowa. Dzięki wysokiemu ciśnieniu jest ona zdolna do wlewania w otaczające skały, a dzięki wysokiej temperaturze i aktywności do przeobrażeń określana, jako metasomatyczna. Proces ten przebiega w zakresie temperatury 970 - 670 K. Powstający skład minerałów jest zależny od otaczających skał.

c.) Etap hydrotermalny krystalizowania się resztek pomagmowych przebiega po kondensacji głównych składników fazy gazowej - pary wodnej.

Dla każdej cieczy przy ogrzewaniu istnieje pewna temperatura graniczna, powyżej której zanikają właściwości cieczy na konto właściwości gazu. Dla wody temperatura krytyczna, przy której woda, jako forma ciekła przestaje istnieć wynosi 647 K. Odpowiada temu ciśnienie krytyczne 217,7 atm.

Złoże hydrotermalne są bogate w szereg minerałów określanych, jako „minerały kruszcowe”. Do tej grupy minerałów zalicza się głównie siarczki selenki, tellurki, antymonki, sole prostych kwasów beztlenowych oraz siarkosole - sole złożonych kwasów beztlenowych jak np. prustyt.

Ekshalacje wulkaniczne

Ekshalacje wulkaniczne - wydychanie produktów gazowych podczas działalności wulkanicznej a także po jej ustaniu. Intensywność temperatury oraz skład chemiczny zależy od tego czy wulkan jest czynny, a także od odległości od źródła ciepła.

Głównymi składnikami ekshalacji są: para wodna, dwutlenek węgla, azot, SO₂, SO₃, czasem chlorki cynku, żelaza i innych metali, kwas borny, chlorowodór, HF, nieznaczne ilości węglowodorów.

Część gazów wulkanicznych zawiera lotne składniki przedostające się do wód gruntowych. W ten sposób powstają wody mineralne pochodzenia wulkanicznego.

Wody mineralne - wody samoczynnie wypływające z podziemi zawierające rozpuszczone sole. Dzięki określonym właściwością leczniczym wody mineralne stosowane są w balneologii. W wodach mineralnych wyróżnia się:

- pierwiastki główne: Na, K, Ca, (gm/dm³)

- pierwiastki rzadkie: I, S, As, (mg/dm³)

- pierwiastki śladowe: Cu, Zu, Mg, Co (mg/dm³)

- pierwiastki promieniotwórcze: Re, Ru

W terenach o przeszłości wulkanicznej wody mineralne z reguły są ogrzane. Wśród wód termalnych wyróżniamy:

- wody węglanowe (CO₂, a także soli np. Ca(HCO₃), Mg(HCO₃)₂, NaHCO₃)

- siarczany (wody siarkowodorowe - węglanowe, niewielka zawartość CO₂)

- solanki (znaczne ilości NaCl, NaHCO₃, związku jodu i boru)

- wody azotowo - węglanowe

W Polsce znanych jest ponad 115 miejsc występowania wód mineralnych

PROCESY METAMORFICZNE

Metamorfizm skał polega na przeobrażeniu skał przy udziale czynników zewnętrznych:

- temperatury - metamorfizm temperaturowy

- ciśnienie - metamorfizm ciśnieniowy

np.:

• [markasyt (FeS₂) d = 4,8] ↔ [piryt (FeS₂) d = 5,0] pod wpływem temperatury

• [andaluzyt (Al₂SiO₅) d = 3,1 - 3,2] ↔ [sillimanit (Al₅SiO₅) d = 3,2]

• węgle, łupki bitumiczne ↔ grafit

• Mg₂(SiO₄) + Ca(Al₂Si₃O₈) → Mg₂CaAl₂(SiO₄)₃ pod wpływem ciśnienia

forsteryt anortyt granat

Procesy metamorficzne mogą przebiegać bez udziału obcych składników chemicznych.

• dysocjacja termiczna magnezu

MgCO₃ → MgO + CO₂

• dysocjacja termiczna dolomitu

CaMg(CO₃)₂ → CaCO₃ + MgO + CO₂

• metamorfizm allochemiczny

CaCO₃ + SiO₂ → CaSiO3 + CO₂

kalcyt kwarc wollastonit

CaMg(CO₃)₂ + SiO₂ → CaMg(Si₂O₆) + 2 CO₂

dolomit kwarc diopsyd

Wietrzenie mechaniczne, chemiczne i biochemiczne

• wietrzenie mechaniczne - dezintegracja skał (głównie w strefie klimatu suchego, polarnego pod wpływem dobowych zmian temperaturowych) np. gołoborza

- wpływ wody dostającej się w szczeliny i pory

- zasięg działania wietrzenia mechanicznego ogranicza się do cienkiej warstwy, jest jednak istotny ze wzglądu na czas w skali geologicznej

• wietrzenie chemiczne i biochemiczne

- klimat tropikalny i umiarkowany

- dominujące czynniki: obfitość opadów, wysoka temperatura, szata roślinna

- proces wietrzenia chemicznego - suma procesów takich jak: utlenianie, rozpuszczanie, hydroliza, migracja substancji rozpuszczonych, wymiana jonowa, sorpcja, cementacja

- biorą w nim udział: woda, kwasy organiczne, kwasy mineralne

- przebiega w temperaturze 270 - 350 K

- granicą jest poziom wód gruntowych

- wpływ pH wody (nasyconej O₂ i CO₂)

POWSTAWANIE PIERWIASTKÓW

Powstanie pierwiastków z cząstek elementarnych jest możliwe w warunkach ultra wysokich temperatur i ciśnień oraz długiego czasu. Najczęściej występującym pierwiastkiem we wszechświecie jest H₂. W warunkach bardzo wysokich temperatur jest on zjonizowany i występuje, jako proton. Zainicjowanie reakcji syntezy termojądrowej z protonów wymaga temperatury rzędu kilku miliardów kelwinów, a prawdopodobieństwo aktywnego zderzenia dwóch protonów jest możliwe wtedy, gdy materia jest silnie zagęszczona. Musi być pokonana siła odpychania opisana równaniem Coulomba:

F - siłą z₁, z_2, - ładunki

K - stała r - promień protonu

Założenie: mamy dużą „gwiazdę” wielkości Słońca, zbudowaną wyłącznie ze zjonizowanego wodoru. Gwiazda ta, w wyniku działania grawitacji, powoli kurczy się, następuje wzrost temperatury w jej wnętrzu do około 1,5 - 2

Przy osiągnięciu gęstości około 80 - 120 g/cm³ następuje samoczynne zapalenie się gwiazdy.

Łączenie się protonów - powstawanie deuteru:

¹₁H⁺ + ¹₁H⁺ → ²₁H⁺ + e⁺ + γ

protony deuter pozyton

Powstały deuter przy aktywnym zderzeniu z następnym protonem ulega reakcji w wyniku, czego powstaje nietrwały izotop helu.

²₁H + ¹₁H → ³₂He

Schemat rozpadu helu:

2 ³₂He → ⁴₂He + 2¹₁H

³₂He + ⁴₂He → ⁷₄Be

Reakcje te są silne egzotermicznie, co powoduje wzrost temperatury umożliwiający przebieg następnych reakcji termojądrowych, wymagających większych energii aktywacji. Nietrwałe izotopy ulegają rozpadowi lub wtórnym reakcją.

⁷₄Be → ⁷₃Li + e⁺

⁷₃Li + ¹₁H → ⁸₄Be

⁸₄Be → 2 ⁴₂He

⁷₄Be + ¹₁H → ⁸₅Be

⁸₅Be + e⁺ → ⁸₄Be

⁸₄Be → 2 ⁴₂He

⁹₄Be + ¹₁H → ⁶₃Li + ⁴₂He

⁶₃Li + ¹₁H → ⁴₂He + ³₂He

Hel jest po wodorze najczęściej występującym pierwiastkiem we wszechświecie. Izotopy litu berylu oraz boru są określane jako deficytowe (jest ich znacznie mniej od sąsiadujących z nimi u układzie okresowym wodorem, helem, węglem czy azotem). Gdy w gwieździe znajduje się dostateczna ilość helu, jest możliwe powstawanie cięższych pierwiastków np.: węgla.

Powstawanie węgla:

⁸₄Be + ⁴₂He → ¹²₆C

¹²₆C + ¹₁H → ¹³₇N → ¹³₆C + e⁺

¹³₆C +¹₁H → ¹⁴₇N

¹⁴₇N + ¹₁H → ¹⁵₈O → ¹⁵₇N + e⁺

¹⁵₇N + ¹₁H → ¹²₆C + ⁴₂He

4 ¹₁H → ⁴₂He + Δmc²

Następuje wzrost temperatury i gęstości do około 1000 g/cm³i 10⁸ K

Spalanie helu i postawnie cięższych jąder:

3 ⁴₂He → ¹²₆C

¹²₆C + ⁴₂He → ¹⁶₈O

¹⁶₈O + ⁴₂He → ²⁰₁₀Ne

²⁰₁₀Ne + ⁴₂He → ²⁴₁₂Mg

Proces ten trwa w gwieździe od 10⁷ do 10⁸ lat.

Proces Alfa

²⁰₁₀Ne → ¹⁶₈O + ⁴₂H

²⁰₁₀Ne + ⁴₂He → ²⁴₁₂Mg

²⁴₁₂Mg + ⁴₂He → ²⁸₁₄Si

²⁸₁₄Si+ ⁴₂He → ³²₁₆S

Reakcje te są silnie egzotermiczne. Łańcuch ten urywa się na izotopach wapnia i tytanu co stwierdzono na podstawie widm emisyjnych. Czas trwania tego typu gwiazd jest oszacowany na około 100 tyś lat, po czym gwiazda gaśnie. W przypadku gwiazd większych, dzięki mniejszym stratą ciepła, możliwy jest dalszy ciąg syntez aż do żelaza włącznie.

Proces wychwytu neutronów

W 1932 roku James Cadwick - fizyk angielski, konstruktor bomby jądrowej, laureat nagrody Nobla, przeprowadził reakcje bombardowania berylu cząstkami alfa i odkrył neutrony

⁹₄Be + ⁴₂He → ¹²₆C + ¹₀ n

W przyrodzie są stabilne jedynie te izotopy, które maja optymalną liczbę neutronów w stosunku do protonów. Izotopy tego samego pierwiastka, a zawierającą różną od optymalnych liczbę neutronów w jądrze, ulegają samorzutnemu rozpadowi, a produktem ostatecznym jest jądro trwałego izotopu.

Rozpad neutronów:

¹₀ n → ¹₁ p + e^-

Proton pozostaje w jądrze, a elektron zostaje związany na orbicie, w wyniku tego (przemiana izobaryczna) powstaje izotop nowego pierwiastka o liczbie atomowej większej o jednostkę od liczby masowej równej poprzedniemu izotopowi.

Schemat przebiegu niektórych reakcji jądrowych prowadzących do powstawania pierwiastków w gwiazdach.

---