1.9. Курстың саясаты және процедурасы

Жұмыстар көрсетілген мерзімде тапсырылуы керек. Барлық тапсырмаларды тапсырудың соңғы мерзімі емтихан сессиясы басталғанға екі күн қалғанға. Барлық тапсырмаларды тапсырмаған студенттер емтихаға жіберілмейді.

Тақырыпты қайталау және әр оқу сабағы бойынша өтілген тапсырмаларды өтеу міндетті түрде болуы керек. Оқу материалдарын меңгеру дәрежесі тестермен тексеріледі. Білім алушылардың барлық аудиториялық сабаққа кешікпей қатысуы міндетті болып табылады.

2. Активті үлестірме материал мазмұны

2.1. Курстың тақырыптық жоспары кесте түрінде жасалынған, мұнда барлық сабақтың түрлерінің тақырыптарының атауы және сағаттардың саны көрсетілген.

Сабақ түрлері бойынша сағаттардың бөлінуі

Тақырыптың атауы	Академиялық сағат саны
	Дәрістер	Зертхана жұмыстары	СӨОЖ	СӨЖ
Кіріспе	2	-	3	3
Эндогендік және экзогендык процесстер	4	-	6	6
Гидрогеологиялық негіздері	4	-	6	6
Инженерлік және геологиялық іздеулер	4	9	6	6
Топырақ механикасының негізгі заңдылықтары	4	6	6	6
Топырақтағы кернеу және деформацияны анықтау	4	-	6	6
Топырақтардағы деформация түрлері	4	-	6	6
Топырақтың шектік кернеүлік жағдайының теориясы мен қосылшалары туралы	4	-	6	6
Барлығы (сағат)	30	15	45	45

2.2 Дәріс сабақтарының конспектісі

1-ші Дәріс. Кіріспе

Космогония — аспан әлеміндегі ғарыштық денелердің жаратылысы мен дамуы жайындағы ғылым. Жердің жаратылысын және оның алғашқы даму сатысының өзіндік ерекшеліктерін дұрыс тусіну үшін, космогониялық зерттеу жұмыстарының маңызы ерекше зор. Жердің жаратылысы туралы проблема, жерді зерттейтін ғылымдардың алғашқы қалыптасу сағатынан бастап, осы уақытқа дейін жалпы Күн жүйесінің пайда болу проблемасымен тікелей байланысты түрде бірге қарастырылып келді. Алғашқы космогонияльіқ болжамдардың қатарында, немістің атақты философ-ғалымы И. Кант (1755 ж.) өзінің «Аспан әлемінің теориясы және жалпы табиғат тарихы» туралы еңбегінде бүкіл аспан әлемінің, оның ішінде Күн жүйесіне қарайтын планеталардың, солардың қатарында Жер планетасынын, жаратылысы туралы өз идеясын ұсынды. Канттың болжамы бойынша: Бүкіл әлем — өте ұсаіқ бөлшектерден қүралған ен, ал-ғашқы материядан тұрады; жұлдыздардың, Күннің және т. б. ғарыштық дөнелердің қүралуы — дүниежүзілік тартылыс заңы бойынша, суық күйдегі алғашқы ұсақ. белшектердін. ретсіз (хаостық) қозғалысы жағдайында жеке бөлшектердің бір-біріне тартыльп, ірі денелер түрінде бірігуімен байланысты; ірілі-ұсақты ғарыштық, денелер бір-бірімен әр түрлі жылдамдықпен соқтығысып, соның нәтижесінде олар кейінірек біртіндеп белгілі бір жүйе бойынша орталық денені айнала қозғалатын болады. Қырық бір жылдан кейін француз ғалымы — математик С. Лаплас (1796 ж.) Күн жүйесіне қарасты планеталардын, жаратылысын өзінше түсіндіреді: ыстық күйдегі алғашқы газтозаңды тұмандықтар бүкіл дүниежүзілік тартылыс заңы бойынша белгілі бір орталық денені айнала қозғалуларының нәтижесінде біртіндеп тығыздала келе әр түрлі денелерге жіктеледі. Ондай түмандықтың орталық бөлігінде ядролық дене қалыптасады. Олардың әрбір нүктесіне әсер ететін күш екіге бәлінеді: 1) центрге бағытталған — центрге тартқыш күш; 2) центрден сыртқа қарай бағытталған —центрден тепкіш күш. Тұмаңдықтың белгілі бір орталық денені айналуы барысында центрден сыртка қарай бағытталған центрден тепкіш күштің шамасы — центрге карай бағытталган (центрге тарткыш күш) күштің шамасынан артық болған жағдайда, оның шеткі перифериялык. (жиектік) бөліктері жекеленген сақина түрінде бөлініп шығып, өзінше жеке планетаның ядросы болып калыптасады (1.1-сурет).

Сонымен, Кант—Лапластың болжамы бойынша, жоғарыда айтылғандай алғашкы ыстык балқыған күйдегі Жер біртіндеп суына келе кішірей бастайды. Соның нәтижесінде пайда болған алғашқы жер кыртысы деформацияға ұшырайды. Бұл болжам өз уақытында үлкен прогрессивтік роль атқарды. Дегенмен, уақыт өткен сайығі астрономиялық жаңа ғылыми деректердін көбеюіне байланысты небулярлык (nеbulа — тұмандык.) болжамның кейбір қайшылыктары ашыла бастады. XX ғасырдын басында, Кант—Лаплас болжамының орнына көптеген жаңа космогониялык болжамдар ұсынылады. Бірак олардың көпшілігі қабылданған жок. Солардың ішінде совет ғалымы, геофизик О. Ю. Шмидтің (1943 ж.) болжамы сош кездегі көптеген ғалымдардың назарын өзіне аударады. Бұл болжам бойынша планеталар жүйесі күнді қоршаған суык күйдегі алғашқы газ-тозанды тұмандықтар мен метеориттік заттардың күнге карай тартылып күнмен бірге галактиканы айналу барысында пайда болады.

1.1-сурет. Лапластың болжамы бойынша күн жүйесінің дамуы.

Осындай жолмен пайда болған суык, күйдегі алғашкы Жер және т. б. планеталар радиоактивтік элементтердің (U, Тһ, Rа) ыдырауы кезінде бөлініп шығатын орасан зор энергияның, гравитациялық және т. б. әрекеттердің әсері нәтижесінде қызуға ұшырап, балки бастайды. Кейінірек бүл әрекеттердін әлсіреуіне байланысты, олар біртіндеп суынады. О. Ю. Шмидтіқ болжамында планеталар жуйесінің қалыптасу механизмінің кейбір ерекшеліктері дүрыс түсіндірілгенімен, Күннің және жалпы жұлдыздардың жаратылысы жөніндегі проблеманың көптеген мәселелері шешілмеген күйінде калды.

Совет ғалымы, астроном В. Г. Фесенков (1950 ж.) планеталар жүйесінің қалыптасу мәселесін Күішің жаратылысымен бірге қарастырады. Бұл болжам бойынша Күн және Күн жүйесіне кіретін басқа планеталар аспан әлемін кұрайтын алғашқы ортак материядан, газ-тозаңды заттардың біртіндеп қоюланып тығыздалуына байланысты пайда болады. Бұл процестердің нәтижесінде алдымен Қүн, кейінірек Күннің айналу жылдамдығына байланысып оның перифериялық бөліктерінен бөлініп қазіргі кездегі белгілі планеталар кұралады. Олар бір бағытта бір орталықтан Күнді айнала козғалады.

Сонымен қорыта айтканда, казіргі кездегі көзқарас бойынша, Күн және Күн жүйесіне енетін планеталар суық күйдегі алғашкы ғарыштык материядан, газ-тозаңды тұмандықтар мен метеориттік заттардын қоюлана және тығыздала келе протопланеталық заттарға айналуымен байланысты пайда болған.

Жердің физикалық қасиеттері. Жердің физикалык қасиеттерін зерттеу нэтижесінде оның өзіндік ерекшеліктерін біліп кана коймай, сонымен бірге жер қойнауында орналасқан әр түрлі пайдалы қазбаларды іздеп-табуга болады.

Жердің физикалык қасиеттеріие ауырлык күші, тығыздығы, қысымы, магниттік, жылулық және т. б. қасиеттері жатады.

Жер бетінде жердің өзіне қарай бағытталған центрге тарткыш және центрден сыртка қарай бағытталған центрден тепкіш күштерінің болатындығы үнемі байқалады. Осы күштердің ортак әсері ауырлық күшін көрсетеді. Ауырлық күшінің үдеу шамасы жердің құрылысы мен сыртқы пішінінің өзгерістеріне қарай анықталады; ауырлық куші экваториальды аймақтармен салыстырғанда полярлык аймақтарда көбірек; оныц үдеу шамасы полюстен экваторға карай біртіндеп азаяды (0,5%). Бірак кейбір аймақтарда бүл заңдылық орындалмайды. Женіл салмакты жыныстардан құралған аудандарда ауырлык күші азаяды (теріс аномалия), ал салмағы ауыр жыныстардан кұралған аудандарда ауырлық күші арта түседі (оң аномалия).

Үдеу шамасы жер койнауына терендеген сайын әр түрлі өзгеріп отырады. Мысалы, жер бетінде 982 см/с², 2900 км-ге дейінгі тереңдікте 1037 см/с² дейін өзгереді; кенінірек кенеттен тез төмендеп, 6000 км терендікте 126 см/с² дейін жетеді, ал жердіқ центрінде нөлге тең болады.

Жердің ауырлық күшін зерттеу жұмыстары оның орташа тығыздығын анықтауға мүмкіндік берді (5,52г/смЗ).

Шөгінді тау жыныстарының орташа тығыздығы 2,4—2,5 г/см³, граниттердің — 2,7 г/см³, базальттардың— 2,9—3,0 г/см³ екендігі белгілі. Ал жалпы жер қыртысын кұрайтың тау жыныстарының орташа тығыздығы 2,7— 2,8 г/см³ шамасында деп саналады. Жердің орталык белігін құрайтын заттардық тығыздығы — 12,3—12,5 г/см³ шамасында болады. Жердің центріне карай тығыздыктың артуымен қатар, кысым дәрежесі де ұлғая түседі. Жердің орталык, бөлігінде кысым күші 3,5 млн атмосфералық қысым дәрежесіне дейін жетеді.

Магниттік қасиет тек жеке минералдарға ғана емес, жалпы жер планетасына тән ортақ касиет. Сонымен, Жер алып магнит. Оның өзіндік магнит полюстері жане магнит өрісі болады. Жердің магнит полюстері географиялык полюстермен сәйкес келмейді. Осыган байланысты, компастың магнит стрелкасының көрсеткішінде магниттік ауытқу байкалады.

Магниттік ауытқу деп, белгілі бір бақылау нүктесінде компастың магнит стрелкасы мен географиялық меридиан арасындағы бұрышты айтады. Магниттік ауыткулар батыс және шығыс бағыттық болып ажыратылады. Бірдей бағыттағы ауыткуларды біріктіретің сызык — изогондык сызыктар деп аталады.

Магнит стрелкасының горизонт сызығына қарай кұлау бұрышы магниттік еңкею, ал магниттік еңкіштігі бірден нүктелерді біріктіретін сызык изоклинальдық сызықтар деп аталады. Магнит полюстерге жакындаған сайын, компастың магнит стрелкасының енкіштігі арта түседі, ал магнит полюстерінде магнит стрелкасы тік бағытта болуға ұмтылады.

Жердің магнит өрісі кернеулік күшімен сипатталады. Кернеулік күші экватордан магнит полюстері бағытында арта түседі. Магнинттік ауытку және онын еңкіштік дәрежесі, сол сиякты магнит өрісінік кернеулік күші уакытка және орнына байланысты нормалык шамадан ауытқып, ерекше жағдайда болуы мүмкін. Мұндай ерекше ауыткулар магниттік аномалиялар деп аталады. Осы аномалиялар жалпы жердін кұрылыс ерекшеліктерімен және жер қыртысында кездесетін темірлі тау жыныстарының орасан зор массасыньң белгілі бір терендікте шоғырланып жиналуымен тікелей байланысты. Мысалы, Курск магниттік аномалиясы (КМА) темір рудаларынық шоғырланып жиналған орнына сәйкес келген.

Магнитометриялык, зерттеу жұмыстарының нәтижесінде, кұрамында ферромагниттік минералдар (магнетит, гематит және т. б.) бар тау жыныстарынык бойында, бұрыннан қалыптаскан магниттік касиеттің калдығы осы күнге дейін сол күйінше өзгеріссіз сақталатындығы аныкталды.

Палеомагниттік зерттеу әдістерін пайдалана отырып, қалдық магнетизмді анықтау арқылы көне дәуірлердегі магнит өрісінің бағыты мен өзіндік ерекшеліктерін ажыратуға болады. Сонымен катар, бұл әдіс палеогеографіяшылық және геохронологиялық зерттеу жұмыстарың жүргізуде де колданылады. Қазіргі кезде, палеомагниттік зерттеу жұмыстары «Литосфералык плиталар текто-никасы» туралы теорияны дамытуда көп пайдасын тігізуде.

Соңғы жылдары көне жыныстарда кері бағыттағы магниттену қасиеті бар екендігі анықталды. Бұл касиет магнит полюстерінің алғашқы орындарын ауыстыру немесе өзгерту мүмкіндіктерімен байланысты деп саналады. Сонымен бірге, тура бағытталған нормалык магниттену мен кері бағытталған магниттену дәуірлерінің (полюстердің өзгеруіне байланысты) кезек алмасу жағдайы байқалады.

Геомагниттік өрістің полярлык өзгерістері мен алмасуы — геомагниттік хронология шкаласын жасаудың негізі болып саналады.

Мұхиттар тубінің магнит өрісі континенттік магнит өрісінен бөлек. Олар бір-бірінен өзіндік ерекшеліктерімен ажыратылады. Мұхиттар тубінде магниттік аномалиялар жолақ-жолак, болып орналасады. Олар он және теріс зарядталған аномалиялар түрінде мұхиторталық жоталарға параллель бағытта жүздеген километрге созылып жатады. Барлық өлшемдері жағынан бірдей, ұқсас аномалиялар орталық аномалияның екі жағында бірдей қашықтыкта кезек алмасып, симметриялы түрде орналасатындығы анықталды. Бүл жағдай геомагниттік шкалаға сүйене отырып, мүхит түбінің мүхит орталық жотаның екі жағына карай бірдей кеңею дәрежесін анык-тауға мүмкіндік береді.

Жердің жылулығы. Жердің жалпы жылулық режимі екі жағдайға байланысты, яғни Күннен бөлінген жылулыққа; жер қойнауындағы жылулық мөлшеріне қарай калыптасады. Жер бетіндегі ең негізгі жылулык, көзі — Күн энергиясы, ал Жер қойнауынан бөлінетін жылудық жер бетінде аткаратын ролі шамалы ғана. Әрбір минут сайын жер бетінің әрбір шаршы сантиметріне (1 см²) Күн сәулесі аркылы келетін жылу мөлшері шамамен ~ 8,13 Дж шамасында болады екен. Бұл цифр әр уақытта да тұрақты сан есебінде қабылданған. Жалпы алғанда, Жер Күннен минутына 1О¹⁹ Дж мөлшерінде сәуле энергиясын алады. Жер бетіндегі жылу мөлшірі оның жеке аудандарының. Күннен түскен жарық мөлшерлерің қабылдау мүмкіндіктеріне байланысты.

Күннен түскен жарық сәулесін кабылдау немесе оны кейін қайтару мөлшері негізінен құрлықпен суға, ауа және мұхит ағындарына, бедер пішіндері мен өсімдік жамылғыларына байланысты болады.

Күн энергнясының мөлшеріне қарай әр түрлі әрекеттердің нәтижесінде жер бетінде саналуан өзгерістер байкалады (су айналымы, су мен желдің әсерінен жер бетінін бүзылуы, тау жыныстарьшыц үгілуі және т. б.). Жер бетінде тіршіліктің пайда болуы және органикалык дүниенің даму ерекшеліктері де Күн энергиясына тікелей байланысты.

Жердің ішкі койнауындағы жылу энергиясынын, көзі ретінде — радиоактивтік злементтердің ыдырауы, жерді құрайтын заттардың гравитациялык жіктелуі және т. б. процестер кезінде бөлінетін энергия көздерін атауға болады. Әсіресе, радиоактивтік ыдырау кезінде бөлініп шығатын энергия мөлшері орасан зор.

Радиоактивтік элементтер (уран, торий, калий және т. б.) көпшілік жағдайда жер қыртысында кездеседі, ал кейде аз мөлшерде жердің терең кабаттарында да болуы мүмкін. Кейбір есептеулер бойынша, жер койнауында радиоактивтік ыдырау процестеріне байланысты бөлінетін энергия мөлшері (1,4—3,0)*10²¹ Дж шамасында болады, сол секілді гравитациялық энергия мөлшері де осы шамалас деп саналады.

Жер бетінде жыл бойы температураның. Күн сәулесі әсерінен өзгеруі өте жоғары дәрежеге дейін көтеріледі. Мысалы, кұмды далада 100°С-ка дейін жетеді.

Жер бетінен оның ішкі қабатына карай терендеген сайын температура төмендей береді. Ал белгілі бір терекдікте температура тұрақты болып, өзіндік белдеу құрайды. Бұл белдеуде температура жыл бойы тұрақты және белгілі бір ауданның орташа жылдық температурасына тең шамада болады. Мысалы, Москвада тұракты температуралық белдеу — 20 м-лік тереңдікте (4,2°С), Парижде — 28 м-лік тереңдікте (11,83°С) байкалады. Жалпы алғанда Кун сәулесі жердің 20—30 м-дей тереңдігіне дейің ғана әсер етеді.

Жер қойнауының температуралық режимін зерттепбілу шахталар тұрғызуда және терең қабаттарды бұрғылау жұмыстарын жүргізуде өте кажет. Егер шахтадағы температураны білу шахтерлердің жұмыс жағдайын жақсарту үшін кажет болса, ал бұрғылау скважинасындағы температураның өзгерістерін білу бұргылау технологиясы жетілдіруге мүмкіндік береді.

Минералдардың физикалық қасиеттері. .Минералдардың көпшілігі өзіндік физикалық қасиет ерекшеліктеріне қарай, макроскопиялык жолмен (жай көзбен-ақ) анықталып, бір-бірінен оңай ажыратылады. Ол үшін ең алдымен әрбір жеке минералдың физикалық қасиеттерін білу керек. Кейде бұл қасиеттерді анықтамалық белгілер деп те атайды.

Сонымен бірге минералдардың физикалық қасиеттерін жете білу — оларды өндірісте, тұрмыста толық қолдана білу үшін өте қажет.

Минералдардың ен, басты физикалық қасиеттеріне түрі мен түсін, сызылу түсін (дағын), жылтырлығы мен мөлдірлігін, сынғыштығын, иленгіштігін, серпімділігін, жымдастығын, кристалдың құрылыс ерекшеліктерін, сыртқы пішінін және т. б. қасиеттерін жатқызуға бо-лады.

1. Түсі. Минералдар химиялық құрамына, құрылыс ерекшеліктеріне және коспаларына қарай әр түрлі бояуларға боялады. Кейбір минералдардың түрі мен түсі түрақты болып келеді (мысалы, пирит — ашық сары, малахит — жасыл, азурит — кек және т. б.). Мұндай жағдайда минералдар өзіндік бояу түсіне қарай ажыратылады. Бірак, көбінесе бұл белгі тұрақты емес (мысалы, дала шпаттары — ақ, сары, қызыл, жасыл, күңгіртсұр түсті болып, ал кальцит — ак, сары, жасыл, көгілдір, кейде қара түсті болып та кездеседі). Сондықтан минералдарды бір-бірінен тек бояу түсіне ғана қарап ажыратуға болмайды, оның қосымша басқа белгілеріне де көңіл аудару керек.

Практика жүзінде, минералдардың түсі тұрмысымызда көп кездесетін, күнделікті өмірде жиі қолданылатын таныс заттармен салыстыра отырып анықталады (мысалы, сүт түсті — ақ, сабан түсті — сары, кірпіш түсті — қызыл).

Кейде жылтырлығы металл тектес минералдардың түсін анықтағанда, минералдың бояу түсіне қосымша кең таралған металдардың атын қосып айтады (мысалы, қорғасындай сүр, жездей сары, темірдей қара, қалайы-дай ак, мыстай қызыл-сары және т. б.). Минералдардың бояу түсін дәл анықтау үшін, әрқашанда онын, таза жаза сындырылған бетін байқап қарау керек.

2. Сызылу түсі (дағы). Кейбір минералдардың сызылу түсі (ұнтакталған күйдегі түсі) оның кесек қалпындағы түсімен сәйкес келмейді. Сондықтан минералдардың сызылу түсін де ажырата білу керек. Минералдың сызылу түсі таза фарфор сынығынын, бетіне сызып көру арқылы анықталады. Егер анықталатын минералдың хаттылығы фарфор (6) сынығынан артық болса, онда ол минерал ұнтақталмайды, сондықтан фарфор бетінде тек сызықтьң ізі ғана сақталады. Ал қерісінше, егер оның қаттылығы фарфордың қаттылығынан кем болса, онда ол минералдың ұнтақталған ізі (дағы) фарфор бетіне жұғады. Мысалы, ақ бормен қара тақтаға жазғанда, бордың ұнтағы ақ сызық болып тақтада із қалдырады. Демек, сызылу түсі дегеніміз минералдың өте майда тозаң түріндегі (ұнтақталған кездегі) жұққанізінің (дағының) бояу түсі деп түсінеміз.

Сызылу түсін анықтау кейбір минералдар үшін өте қажет. Мысалы, темір тотықтарының кесек қалпындағы түстері көбінесе қоңыр-қара болып келеді, ал сызылу түстері қара (магнетит), қызыл (гематит) және сары (лимонит) болып ажыратылады.

3.Жылтырлыгы. Минералдардын, жылтырлығы олардың жарық сәулесін жүту, сындыру немесе шағылыстыру қабілеттеріне қарай анықталады. Олардың шағылыстыру қабілеті неғұрлым күшті болатын болса, онда согұрлым жылтырлығы да жоғары болмак. Жылтырлық қасиетіне қарай барлық минералдарды үш топқа, яғни металдық, щала металдық және металдық жылтырлығы жоқ минералдарға ажыратуға болады.

Металдық жылтырлық көбінесе металдарға тән қасиет. Мөлдірлігі жоқ минералдардың жылтырлығы металдық болып саналады (мысалы, жеке кездесетін металдар және сульфидтердің көпшілігі).

Шала металдық жылтырлық сыртқы беттері көмескіленген, күңгірт бояулы металдарға ұқсас болып келеді (мысалы, графит, гематит).

Үшінші топқа жататын (металдық жылтырлығы жоқ) минералдар: шыныша (мысалы, тау хрусталі, кальцит, галит және т. б.); сабынша (мысалы, кварц сынығы);. құбылмалы (мысалы, слюдалар, гипс); жібекше (мысалы, асбест); алмазша (мысалы, алмас, сфалерит); топырақша (мысалы, каолинит) жылтырлықтар болып қосымша топтарға жіктеледі.

4. Мөлдірлігі деп, минералдардың жарық өткізгіштік қасиетін айтады. Олар мөлдір (тау хрусталі), шала мөлдір (халцедон) және мөлдір емес (пирит) минералдар болып бөлінеді.

5. Сынғыштығы. Минералдардың сынғыштығы оның қаттылығымен байланысты. Бұл қасиеттің минералдарды анықтаудағы ролі шамалы. Алайда, кейбір минералдарды анықтағанда бұл қасиетті де ескеруге болады. Минералдың үлгісін балғамен үрып сындырғанда, оның сынықтарының ұсақ бөлшектері әр түрлі пішінде байқалады. Мысалы, ұлу қабыршақтары секілді болып (кварц) немесе тікенек тәрізді болып (алдамшы муйізше — роговая обманка), кейде кәдімгі саз балшық жыныстар секілді (каолинит) немесе ұсақ түйіршіктер түрінде шашырай сынады.

6. Жымдастығы. Минералдардың белгілі бір бағытта параллель жақтар қүрап, жекеленген жұқа қабаттарға бөлшектеніп жіктелу қасиетін жымдастық деп атайды. Минералдардың жымдастығы өте жақсы жетілген, жақсы жетілген, орта, нашар жетілген және жымдастығы жоқ немесе жетілмеген минералдар болып ажыратылады.

Өте жақсы жетілген жымдастық жұқа қабаттарға оңай және тез бөлшектеніп, жеке пластинкалар түрінде жіктелетін минералдарда (слюдалар, гипс) байқалады.

Жақсы жетілген жымдастық балғамен ұрып қалғанда минералдың ірілі-ұсақты жеке бөлшектерінің тегіс пішінді параллель жақтар құрап, ыдырауынан байқалады (кальцит).

Орта дәрежелі жымдастық минералдардың бөлшектеніп ыдырауы кезінде олардың кейбір жақтары тегіс пішінді болып, ал кейбіреулерінің қалай болса солай сынатындығынан көрінеді (пироксендер).

Нашар жетілген жымдастық минералдардың сынық бөлшектерінің көпшілігі жетілмеген пішінде, ал тегіс пішінді бөлшектері бірен-саран ғана болған жағдайда байқалады (апатит, оливин).

Жымдастығы жетілмеген минералдарда жымдастық жоқ болады немесе өте сирек байкалады (кварц, пирит).

7. Қаттылығы. Сыртқы күштердін, механикалық әсеріне (тырнап сызу, қысу және т. б.) минералдардың қарсыласу (қарысу) дәрежесін каттылық деп атайды. Әдетте, қаттылықты анықтау үшін бір минералды екінші минералмен сызып көреді. Неміс ғалымы Моостың ұсынысы бойынша минералдардың салыстырмалы қаттылығын анықтау үшін эталондық үлгі ретінде он минерал таңдап алынған.

Осы минералдардың ішіндегі ең жұмсағы — бірінші болып нөмірленген де, ең қаттысы оныншы болып нөмірленген (1.1-кесте).

Бұл шкаладағы әрбір үлкен нөмірлі минерал өзінен кейінгі кіші нөмірлі басқа минералдың бетіне сызық түсіре алады.

Моос шкаласын пайдаланып, белгісіз бір минералдың қаттылығын анықтау үшін оның тегіс жағын таңдап алып эталондық минералдың біреуімен сызып көреді (мысалы, кварцпен делік). Егер кварц анықталатын минерал бетінде сызық қалдыратын болса, онда келесі орындағы минералмен (ортоклазбен) сызып қарайды.

1.1-кесте

Моостың қаттылық шкаласы

Минералдық аты, формуласы	Қаттылығы
Тальк — М8з(ОН)2[8і4Оіо] Гипс — Са5О4-2Н2О Кальцит — СаСОз Флюорит — СаҒг Апатит — Са5 (Ғ, С1) (РО4)3 Ортоклаз — К [А1 ЗізОв] Кварц — 5іО2 Топаз — А12(Ғ, ОН)9 [5ІО4] Корунд — А12Оз Алмас — С	1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

Анықталатын минерал ортоклазбен сызылмай, керісінше, онын, бетінде сызық қалдырса, анықталатын минералдың қаттылығы жетіден төменде, алтыдан жоғары, яғни 6,5 деуге болады.

Практика жүзінде минералдардың қатылығын анықтау үшін, күнделікті өмірде жиі қолданылатын заттарды пайдаланады. Мысалы, қарындаш ұшының қаттылығы—1, тырнақтың — 2—2,5, қола монетасының (тиын ақшаның) — 3,5—4, шынының — 5, болат пышақтың — 6.

Шартты түрде барлық минералдарды қаттылығына қарай (шамамен) төрт топқа бөлуге болады:

1. Жүмсақ минералдар (тальк, графит, гипс) тырнақпен оңай сызылады.

2. Қаттылығы орташа минералдар (ангидрит, кальцит, халькопирит және т. б.) шыныға сызық түсіре алмайды, ал тырнақпен сызылмайды.

3. Қатты минералдар (кварц, дала шпаттары және т. б.) шыныға сызық қалдырады, ал кварцта сызық қалдыра алмайды.

4. Өте қатты минералдар (топаз, корунд, алмас) кварц бетінде сызық қалдырады.

8. Меншікті салмақ туралы ұғым бізге физикадан және химиядан да белгілі. Алайда еске түсіре кетелік.

Заттың салмағын оның көлеміне бөлу арқылы меншікті салмақты анықтайды. Демек, меншікті салмақ дегеніміз, әрбір заттын, жекедара бірлік көлеміне келетін салмақтың сыбағалы мөлшері деп білеміз.

Минералдардың меншікті салмағы 1—23,0 аралығында байқалады. Олардың дәл шамасы тек лабораториялық жағдайда ғана анықталады. Ал шамамен айтқанда (алақанға салып, салмақтап көру арқылы) барлық минералдар ауыр жеңілдігіне қарай, 4 топқа болінеді:

1. жеңіл минералдар (меншікті салмағы — 2,5-ға дейін);

2. салмағы орташа минералдар (меншікті салмағы 2,5—4-ке дейін);

3. ауыр минералдар (меншікгі салмағы 4—10-ға дейін);

4. өте ауыр минералдар (меншікті салмағы оннан жоғары қарай).

Минералдардың шығу тегі (генезисі). Минералдар шығу тегіне қарай эндогендік және экзогендік (жер бетілік) болып екіге бөлінеді. Эндогендік минералдардық түзілуі ең алдымен магмалық әрекеттерге байланысты:

1. Магманың (негізгі қүрамы кремнийден тұратын жоғары температуралы балқыма) алғашқы үлесінен бірінші кезекте түзілген минералдар (алғашқы магмалық) жетік пішінді кристалдар түрінде құралады.

2. Магманың қалған үлесіпен екінші кезекте пайда болған минералдар, әдетте ірі кристалдар құрайды (пегматиттер).

3. Магмадан бөлініп шыққан ыстық су мен су буы және газ аралас ерітінділерден пневма-гидротермалық (латын тілінде «пневма» — газ, «гидротерма» — ыстық су деген мағынада) минералдар құралады.

4. Магмалық әрекеттердіқ ең соңында (жер қыртысының жоғарғы қабаттарында) тау жыныстарының үлкенді-кішілі жарықтары мен жарыкшақтарын бойлап, әр түрлі тереңдікте (жоғары, орта және төмен температуралы) гидротермалық минералдар тобы түзіледі.

Экзогендік минералдар сулы ортада тұнбалар түрінде және эрозиялық-денудациялык үгілу (физикалык, химиялык және биохимиялық) процестеріне байланысты түзіледі.

Осындай жолдармен пайда болған алғашқы магмалық немесе шөгінді минералдар кейінірек, жердід ішкі терең қабаттарында термодинамикалық жаңа жағдайда (үлкен қысым, жоғары температура) аздыкөпті өзгерістерге (құрамы мен құрылысы және кұрылымы жағынан) ұшырап, жаңа типті минералдар (метаморфтық) құралады.

Минералдардың жіктелуі. Жер қыртысында кездесетін барлық минералдар химиялық құрамына және ішкі кұрылыс ерекшеліктеріне қарай жеке топтарға жіктеледі:

1. Жеке элементтер тобына бір ғана химиялық элемент түрінде жекедара кездесетін минералдарды (алтын, платина, күміс, алмас, графит, мыс, күкірт және т. б.) жатқызады. Олар табиғатта сирек кездеседі (күкірт пен графиттен басқалары). Мұндай минералдардың коғам өміріндегі маңызы орасан зор. Сондықтан өте кымбат бағаланады.

2. Күкіртті қосындылар (сульфидтер) тобына жататын минералдар (галенит, сфалерит, борнит, халькопирит, пирит, арсенопирит, пирротин, пентландит, киноварь, антимонит, молибденит жәнет. б.) түсті металдардың рудасы болып саналады. Олардың маңызы өте зор.

3. Галоидты қосындылар (галогенидтер) фторлы-, бромды-, иодты-сутекті қышқылдардың тұздары (галит, сильвин, карналлит, флюорит) түрінде кездеседі. Олардың ішінде хлорлы қосындылар кең таралған.

4. Оксидтер (тотықтар) және гидрооксидтер (сулы тотықтар) - химиялық элементтердің оттегі мен гидроксильдік топ (ОН) қосындысы түрінде кездеседі. Олардың кейбіреулері ғана (кварц, диаспор және т. б.) тау жыныстарын қүраушы минералдар, ал көпшілігі рудалық минералдар (уранинит, касситерит, псиломелан, пиролюзит, корунд, ильменит, гематит, магнетит, лимонит, куприт және т. б.) қатарына жатады.

5. Карбонаттар тобына жататын минералдар (сидерит, кальцит, малахит, азурит, церуссит, смитсонит және т. б.) көмір қышқылының тұздары болып саналады. Олардық кейбіреулері шөгінді және метаморфтық тау жыныстарын қүрайтын минералдар (долокит, магнезит, кальцит) ретінде белгілі.

6. Сульфаттар күкірт қышқылының тұздары (ангидрит, англезит, барит, алунит, ярозит, гиис және т. б.). Олар суда жақсы ериді, сондыктан химиялық шөгінділер түрінде жиі кездеседі.

7. Фосфаттар фосфор қышқылынын, тұздары (фосфорит, монацит, ксенотим, апатит, вивианит) түрінде түзіледі.

8. Силикаттар тобына жататын минералдар (оливин, гранат, дистен, эпидот, берилл, пироксендер, амфиболдар, слюдалар, хлориттер, тальк, сериентин, дала шпаттары, нефелин және т. б.) жер кыртысында кездесетін барлық минералдардың үштен бірін қамтиды және олар- дың жалпы массасының 85%-ін күрайды.

Силикаттардың құрамы мен құрылысы басқа топтағы минералдармен салыстырғанда өте күрделі. Олардың негізгі қүрамы кремний тотығынан түратын тетраэдрлер [5Ю4]^4-тобынан құралады. Егер кремний алюминиймен аздыкөпті мөлшерде орын алмасатын болса, онда олар алюмосиликаттар деп аталады.

Барлық силикаттар (өзіндік кристаллохимиялық құрылыс ерекшеліктеріне қарай) мына төмендегідей топтарға ажыратылады:

1. Кешенді анионы оқшауланған тетраэдрден тұратын силикаттар (мысалы, оливин, гранат, циркон, топаз және т. б.).

2. Тетраэдрлердің жеке топтарынан түзілген силикаттар (берилл, турмалин және т. б.) өзара тұйықталып жалғаса келе, жекеленген арал пішіндес құрылым құрайды. Олардың төрт түрі бар:

а) екі тетраэдрден тұратын қоспа топ— [Sі₂О₇]⁶~

б) үш тетраэдрден тұратын сақиналы топ— [Sі₃О₉]⁶~

в) төрт тетраэдрден тұратын сақиналы топ —[Si₄О₁₂]⁸-

г) алты тетраэдрден тұратын сақиналы топ —[Sі₆О₁₈]і²-

3. Үздіксіз тізбек қүрайтын тетраэдрлерден түзілген силикаттар. Олар:

а) жеке тізбекті силикаттар (пироксендер) — [SіОз]²~

б) қос тізбекті (ленталы) силикаттар (амфиболдар) — [Sі₄О₁₁]⁶- болып ажыратылады.

4. Тетраэдрлердің үздіксіз қабаттарынан тұратын силикаттар (слюдалар, тальк, хлориттер және т. б.) [Sі₂О₅]²~ жымдастығы бір бағытта өте жақсы жетілген, қабатталған қабыршақтар немесе жапырақтар түрінде түзілген минералдар қүрайды.

5. Тетраэдрлердің үздіксіз каркасынан (қанқасынан) түратын силикаттар мен алюмосиликаттар (альбит, олитоклаз, андезин, лабрадор, битовнит, анортит, микроклин, ортоклаз, нефелин және т. б.).

Силикаттар тау жыныстарын құраушы минералдар деп те аталады.

Жердің негізі даму кезеңдері. Жердің және жер қыртысының жасын және оның даму тарихында болып өткен ірі оқиғалардың болған уақытын анықтай білу мәселелері ғалымдардық назарынан еш уақытта да тыс қалған емес. Өйткені бұл проблемаларды шешудің теориялық және практикалық маңызы өте зор.

Қазіргі кезде Жердің даму тарихы геологиялық және оған дейінгі планетарлық (немесе ғарыштық) кезеңдер болып екіге ажыратылады.

Геологиялық кезеңге дейінгі (планетарлық) уақыт Жердің алғашқы планета болып қалыптасуынан бастап жер қыртыстарының құралуына дейінгі уақыт аралығын қамтиды. Оның тарихын геологиялық әдістер арқылы зерттепбілу мүмкін емес. Жердің (ғарыштық дене ретінде) пайда болуы туралы ғылыми түсінік Күн жүйесіне кіретін басқа планеталардың жаратылысы жөніндегі жалпы көзқарастар негізінде қалыптасады. Бүл кезеңнің негізгі мазмұны ең алғашқы протопланеталық заттардың белгілі геосфераларға жіктеліп литосфера, атмосфера және гидросфера қабаттарының құралуымен сипатталады.

Геосфераларға жіктелу процесі алғашқы протопланеталық заттардын, тығыздалуымен қатар байқалады. Тығыздалу кезінде протопланеталық заттар қызуға ұшырайды; қызу мөлшері радиоактивтік процестерге байланысты онан сайын арта түседі; температураның ұлғаюы заттардың гравитациялық жіктелуін тездетеді; жердің алғашқы құрамындағы газдар бөлініп шығып, атмосфера қабатын құрайды.

Алғашқы атмосфера құрамында көмір қышқыл газы және су булары көп болғандықтан Күн сәулесін өткізбейді, сондықтан жер бетінің жылулығы ішкі жылулыққа байланысты өзгереді. Атмосфераның төменгі қабаттарында (жер бетіне жақын аймақтарда) изотермиялық жағдай қалыптасады. Бұл жағдайда гидрометеорологиялық езгерістер байқалмайды.

Жерді құрайтын алғашқы (протопланеталық) заттардың тығыздалуы мен жеке қабаттарға жіктелуі аяқталысымен жер беті және атмосфера қабаты суына бастайды. Соған байланысты су булары конденсациялық әрекеттерге ұшырап гидросфера қабаты құралады, сонымен қатар атмосфераның Күн сәулесін өткізгіштік қабілеті артады. Жер бетінің әр түрлі дәрежеде (Күн сәулесінің әсеріне қарай) қызынуына байланысты ауа және су массалары қозғалысқа араласып жалпы планетарлық (атмогидроайналым) өзгерістер байқалады.

Бұл жағдай экзогендік процестердің дамуына әкеліп соғады. Сонымен, экзогендік процестердің басталуы (Жердің даму тарихында) геологиялық кезеңнің бастамасы болып саналады.

Геологиялық кезең — Жер қыртысының алғашқы қалыптасуынан басталып қазіргі кезге дейінгі уақыт аралығын қамтиды. Экзогендік процестердін, нәтижесінде Жер бетіндегі жыныстар үгіліске ұшырап, үгілу заттары тасымалданып жинала келе (сулы ортада) шөгінді тау жыныстары қүралады. Олар жаңа ортада (эндогендік жағдайда) метаморфтық және магмалық әрекеттерге үшырап, Жер қыртысының алғашқы қүрамы біртіндеп күрделене түседі. Бүл процесс тұрақты түрде байқалат ды. Соның нәтижесінде, кұрамы әр түрлі және өте күрделі Жер қыртысының қазіргі кездегі бедер пішіндері қалыптасады.

Жер қыртысының даму заңдылыктарын осы уақытқа дейін сақталған геологиялык. документтерді (Жер қьіртысын құрайтын заттарды, яғни минералдар мен тау жыныстарын жане оргағшкалык қазба-калдыктарды) зерттеу аркылы анықтауға болады.

Тау жыныстарының жасын анықтау. Жердің жасын және оның даму тарихында болып өткен геологиялық ірі оқиғалардың болған уакытын анықтау үшін салыстырмалы және абсолюттік жыл есептеу (геохронология) әдістерін пайдаланады.

Тау жыныстарының салыстырмалы жасы олардың табиғи жағдайдағы бір-бірімен қарым-қатынасына, белгілі бір геологиялық ортада (геологиялық кимада) алатын орнына (немесе орналасу ретіне) қарай анықталады.

Көп жағдайда, «жасырақ» (жастау), «ескірек» (ескілеу) және «бір мезгілде» (бір уақытта) немесе «жасы бірдей» деген ұғымдар жиі колданылады. Бұл жерде тау жыныстарының құрамы мен кұрылысы және олардың жатыс пішіндері мен күрылымдық ерекшеліктері бірдей ескеріледі. Салыстырмалы жыл санау әдістеріне стратиграфиялык, минералогия-петрографиялык, тектоникалық және биостратиграфиялық-палеонтологиялык әдістерді жаткызады.

Стратиграфиялық әдіс — шөгінді тау жыныстарын кұрайтын кабаттардың өзара орналасу тәртібін (реттілігін) зерттеуге негізделген. Шөгінді кабат неғүрлым төмен орналаса, оның жасы соғүрлым ескі, ал жоғарғы қабатты кұрайтын тау жыныстары төменгі қабаттармен салыстырғанда жасырақ деп саналады. Бұл әдісті шөгінді кабаттардың алғащқы орналасу тәртібі бұзылмай сол күйінше сақталған жағдайда ғана пайдалануға болады.

Егер белгілі бір ауданды алып жатқан (геологиялық қимада) магмалык денелер горизонталь орналасқан шөгінді кабаттарды диагональ немесе көлбеу бағытта кесіп өтіп және өзара киылысатын болса, ондай жағдайда киюшы дене киылған денемен салыстырғаңда жасырақ деп саналады.

Мысалы, 1.2-суретте магмалык, дене «α» шөгінді жыныстардан құралған «Б» және «В» кабаттарымен салыстырғанда жасырақ, ал «А» қабатынан ескірек. Бұлардың

1.2-сурет. Стратиграфиялық әдіс бойынша тау жыныстарының салыстырмалы жасын анықтау.

ішіндегі ең жасы — магмалық дене «р» болып саналады. Өйткені, ол барлық шөгінді қабаттарды кесіп өтумен катар, атты магмалық денені де қиып өтеді.

Минералогия-петрографиялық әдіс бір-біріне жақын орналаскан (геологиялық кималарда кездесетін) тау жыныстарының, минералдық кұрамының ұқсастығын (салыстыра отырып) зерттеуге негізделген. Бүл әдіс, әсіресе кембрийге дейін түзілген жыныстарды (магмалық және метаморфтык) зерттеуде кенінен колданылады. Кейде тектоникалық қозғалыстар нәтижесінде шөгінді кабаттардың алғашқы орналасу тәртібі бүзылып тектоникалык жарықтар бойымен ауыса орналасады. Тау жьшыстарының жасын анықтау барысында осы жағдайлар ескеріледі.

Биостратиграфиялық-палеонтологиялық әдіс тау жыныстарының салыстырмалы жасың анықтаудағы ең негізгі әдіс болып саналады. Бұл әдіс ерте кезеңдерде өмір сүрген жәндіктер мең өсімдіктер дүниесінің (сол кездегі тау жыныстарының кұрамында) сақталған қазба-қалдықтарың (фауна, флора) зерттеуге негізделген. Олар толығымен немесе жартылай болса да минералдық заттармен (кремний немесе кальцит) алмаскан жағдайларда жаксы сақталады. Ч. Дарвиннің эволюциялық даму теориясы бойынша, органикалық әмір жердің даму тарихында ең карапайым түрлерден басталып, ең жоғарғы дәрежеге дейін дамып жетілген. Тау жыныстарының салыстырмалы жасын анықтау максатында органикалык, түрлердіқ бәрі бірдей жарамайды, олардың ішінде тек жетекші түрлері ғана пайдаланылады. Олар тез өзгергіш болып, сонымен катар жер бетінде кең таралып, аз ғана геологиялық кезеңді алып жатуы қажет. Сонымен, геологтар Жер бетінде өмір сүрген органикалық дүниенің қазба-қалдықтарын және жер қыртысын құрайтын тау жыныстарының құрамы мен құрылымдық ерекшеліктерін зерттеу негізінде Жердің даму тарихын жеке кезендерге бөледі. Бүкіл жер шарын түгел қамтитын стратиграфиялық және соған сәйкес геохронологиялық шкаланың негізін қалайды.

Стратиграфиялық және геохронологиялық атаулар (Халықаралық келісім бойынша қабылданып) 1881 ж. және 1900 ж. болған Халыкаралық геологиялық конгрестің екінші және үшінші сессияларында бекітілді.

Стратиграфиялық және геохронологиялық бөлімдер мен бөлімшелер мына төмендегідей болып ажыратылады: