Бахтин А.И. Основы геохимии - файл n1.doc

приобрести
Бахтин А.И. Основы геохимии
скачать (427.5 kb.)
Доступные файлы (1):
n1.doc428kb.01.06.2012 08:22скачать

n1.doc

  1   2   3


Казанский государственный университет

А.И.Бахтин


ОСНОВЫ ГЕОХИМИИ


Учебное пособие по курсу «Геохимия»

для студентов специальности 011200 – Геофизика

Казань - 2009


Введение
Геохимия – это наука о химическом составе Земли, ее оболочек и различных геологических образований, наука о законах миграции, концентрации и рассеяния химических элементов в различных геологических процессах.

Главная задача геохимии заключается в познании существа изучаемого геологического объекта на уровне химических элементов, выявлении закономерностей строения, условий и процессов его образования и принятия на этой основе практически важных решений.


  1. Строение и свойства атомов химических элементов.


В атомах выделяют ядро и электронную оболочку. Ядро сложено положительно заряженными протонами и лишенными заряда нейтронами. Количество протонов определяет положительный заряд ядра и номер химического элемента в таблице Д.И.Менделеева. Заряд ядра нейтрализуется отрицательно заряженными электронами, образующими электронную оболочку. Ее размер в сотни тысяч раз превосходит размер ядра. Поэтому размер атомов и ионов определяется их электронной оболочкой, а их масса, наоборот, определяется массой ядра, т.к. масса электрона в 1836 раз легче протона и в 1921 раз легче нейтрона. У некоторых химических элементов количество нейтронов в их ядрах может быть разным. Это определяет наличие у элемента изотопов с разной атомной массой. Бывают изотопы стабильные и радиоактивные. Последние самопроизвольно распадаются, что сопровождается радиоактивным ? -, ? -, ? - излучением. Закон радиоактивного распада выражается в виде No=Nt * е?t или Nt= No * е-?t , где No – количество ядер радиоактивного элемента в начальный момент времени, Nt – то же самое по прошествии времени t, ? – константа распада, е – основание натурального логарифма. При содержании в источнике N радиоактивных ядер его радиационная активность (А) равна А = N * ? и выражается в беккерелях (Бк), 1Бк = 1 * с-1, т.е. один распад в секунду. Главными радиоактивными элементами земной коры являются : U238, Th232, K40, Rb87. Их наибольшие концентрации характерны для кислых (граниты, гнейсы) и глинистых пород.

Электроны в атомах образуют оболочки, которые нумеруются, начиная от ядра. Номер оболочки представляет собой главное квантовое число, которое совпадает с номером периода в таблице Д.И.Менделеева. Поэтому в вертикальных столбцах таблицы Менделеева сверху вниз происходит увеличение размеров атомов, ионов и уменьшение потенциалов их ионизации.

Внутри каждой оболочки происходит заполнение электронами разрешенных квантовой механикой s-, p-, d-, f- подоболочек в последовательности увеличения их энергии. В горизонтальных рядах таблицы Менделеева слева направо вследствие возрастания заряда ядер происходит уменьшение размеров атомов, ионов и увеличение потенциалов их ионизации.

С точки зрения теории кислот и оснований Льюиса-Бренстеда-Усановича атомы, ионы присоединяющие электроны, являются кислотами, а атомы, ионы, отдающие электроны являются основаниями. Поэтому в соответствии с отмеченными выше тенденциями изменения потенциалов ионизации элементов в таблице Менделеева можно считать, что в вертикальных столбцах этой таблицы сверху вниз происходит усиление щелочных свойств элементов, а в горизонтальных ее рядах слева направо усиливаются кислотные свойства элементов. Численно кислотность-щелочность элемента можно выразить величиной отношения In/ri, где In – потенциал ионизации, ri– ионный радиус. С увеличением этого отношения усиливаются кислотные свойства элементов. Для водных растворов часто используют потенциал Картледжа (ионный потенциал) Wi/ri, где Wi – валентность иона, ri – его радиус. С ростом этого потенциала усиливаются кислотные свойства ионов.


  1. Геохимическая классификация элементов.


По поведению химических элементов в геологических процессах выделяют пять их групп: 1) литофильные; 2) халькофильные; 3) сидерофильные; 4) атмофильные;

5) биофильные. Литофильные элементы – это элементы горных пород. Они проявляют сродство с кислородом и образуют минералы-кислородные соединения (окислы, гидроокислы, силикаты, карбонаты и др.). Сюда относятся О, Si, Mg, Al, Fe, Ca, Na, K, Zr, Ti, U, Th, Mn, Cr, B, Cl, F и др.

Халькофильные элементы – это элементы склонные давать природные соединения с серой (селеном, теллуром), т.е. сульфиды, селениды, теллуриды и легко переходят в самородное состояние. Это – S, Cu, Fe,Pb, Zn, Cd, As, Sb, Hd и др.

Сидерофильные элементы растворяются в расплавах железа и образуют с ним твердые сплавы. Многим из них свойственно самородное состояние. Сидерофильными являются Fe, Ni, Co, Ru, Rh, Pd, Os, Ir, Pt, Mo, Re, C, Au и др.

Атмофильные элементы – это элементы земной атмосферы : N, O, C, He, Ne, Ar, Kr, Xe и др.

Биофильные элементы – это элементы биосферы: C, H, O, N, P и отчасти Ca, Mg, Fe, K, I и др.

Эта классификация не является строгой, т.к. один и тот же элемент в различных геологических обстановках может проявлять те или иные геохимические свойства. Например, железо. Оно является и литофильным, и халькофильным, и сидерофильным элементом, а также и биофильным элементом, т.к. участвует в биологических процессах.


  1. Геохимия изотопов.


Геохимия изотопов основана на варьировании изотопного состава стабильных элементов, т.к. было подмечено, что соотношение разных изотопов того или иного стабильного элемента может изменяться в ходе геологических процессов, вследствие их разделения. Для оценки величины этого разделения используют три типа коэффициентов разделения: ?, ?, ?, значения которых вычисляются по формулам:
?А-В = RA / RB ; ?A-B = (RA : RB – 1) * 1030/00 ; ?A = (RA : RST – 1) * 1030/00



где RA, RB, RST – отношение изотопов элемента в фазах А, В и в стандартной фазе соответственно. Например, для изотопов кислорода, дейтерия, водорода в качестве международного стандарта используют отношения изотопов в океанической воде. Наиболее широко в геохимии используют изотопные отношения D/Н, O18/O16, Pb207/Pb204, Pb206/Pb204, S34/S32, Sr87/Sr86, C13/C12 и др. По изотопным отношениям можно установить источник минерального вещества, проследить путь его миграции, найти температуру образования геологического объекта, установить источник воды, участвующей в геологическом процессе, оценить роль биогенного фактора в формировании геологического объекта, установить прогнозно-поисковые признаки месторождений полезных ископаемых, определить абсолютный возраст геологического образования и др. Например, для оценки температуры можно использовать уравнение:

1000 ln?A-B = C (106 * т-2)+D,

где С и D – коэффициенты, постоянные для каждой пары фаз А и В. Было установлено:

1) в веществах, образующих твердые, жидкие и газообразные фазы, тяжелые изотопы больше накапливаются в более плотной фазе. Поэтому метеорная вода обедняется дейтерием (D) и О18 в сравнении с океанической водой; 2) в биогенных продуктах накапливаются более легкие изотопы.

Существуют различные методы определения абсолютного возраста по изотопным отношениям. Например, свинцовый метод основан на реакциях распада урана.

U238 ? Pb206 + 8 * ?-частиц, U235 ? Pb207 + 7 * ?-частиц. Видно, что образование одного атома свинца сопровождается исчезновением одного атома урана, т.е. атом за атом. Поэтому можно записать Pb206=Uo238-Ut238 (I), Pb207=Uo235-Ut235 (2), где Uo – количество урана в момент образования минерала, Ut – то же спустя время t. Подставляя в уравнения (1) и (2) значения Uo = Ut ?t (закон радиоактивного распада) и поделив(2) на (1) получим
Pb207 = Ut235 * (е ? 235 * t – 1)

Pb206 Ut238 ? 238 * t – 1)
Величину отношения Ut235/ Ut238 заменили величиной 1/137,8, равной этому отношению в глубоководных глинистых илах Тихого океана, и получили окончательное выражение

Pb207 = 1 * (е ? 235 * t – 1)

Pb206 137,8 ? 238 * t – 1),
позволяющее определять абсолютный возраст (t) по величине изотопных отношений свинца Pb207/ Pb206 в урансодержащих минералах (например, в цирконе Zr [Si04]).


  1. Состав и строение Земли.


Оценка химического состава Земли производилась разными авторами (Вашингтон, Ниггли, Ферсман, Мейсон, Рингвуд, Рудник, Саботович). Обобщая их данные, ниже приведен элементный состав Земли в весовых процентах:
Fe 31- 42 Ni 1,7 – 3,3 Na 0,12 – 0,9 K 0,01 – 0,15

O 27 – 34 S 1,4 – 2,9 Cr 0,26 – 0,48 Ti 0,05 – 0,10

Si 12 – 18 Ca 1,1 – 2,5 Mn 0,05 – 0,22 P 0,1 - 0,21

Mg 10 – 16 Al 0,9 -1,8 Co 0,06 – 0,23 H 0,03
Эти цифры показывают, что Земля сложена главным образом четырьмя элементами Fe, O, Si, Mg. Они в сумме в среднем составляют около 90-95% ее веса. В резко подчиненных количествах в Земле присутствуют Ni, S, Ca, Al, которые в сумме составляют 5-10%. На все другие элементы приходится не более 3%. Анализ этих данных показывает, что Земля обеднена легкоплавкими и летучими компонентами.

Средний радиус земного шара составляет 6371 км. С глубиной в Земле увеличивается температура и литостатическое давление. Так на глубине 400 км они соответственно составляют 1400-1700оС и 133,5 кбар.

В строении Земли выделяют кору, мантию и ядро. Мощность земной коры под континентами составляет 40 км, под океанами – 7 км. Глубже залегает мантия, в которой выделяют верхнюю мантию (до глубины 400 км), переходную зону (глубина 400-1000 км) и нижнюю мантию (1000 – 2900 км). Кора и мантия разделяются границей Мохо, где скачком возрастает плотность пород от 3,0 до 3,3 г/см3 и скорость сейсмических волн от 6,5 до7-8 км/с. Под мантией залегает ядро Земли, на которое приходится 32,4% массы Земли. Масса мантии и коры соответственно составляет 67,2% и 0,4% от массы Земли.

Кроме того, у Земли имеются наружные оболочки: гидросфера, атмосфера и биосфера.

  1. Геохимия ядра Земли.


Ядро разделяется на внешнее (от 2900 до 5000 км) и внутреннее (от 5100 до 6371 км). Между ними - переходная зона. Внешнее ядро – жидкое и представляет собой расплав железа с кислородом в соотношении 2:1, т.е. состав расплава – Fe2O. Имеется примесь Ni до 10%. Формирование внешнего ядра происходит за счет дифференциации вещества мантии, и ее можно представить реакцией:

Fe2[SiO4] P(2900 км) Fe2O (расплав) ? + SiO2 ? + O ?.

Внутреннее ядро является твердым, формируется по реакции:

Fe2O (расплав) P(5100 км) 2 * Fe (тв.)+ O ?,

cодержит до 10% Ni и немного Bi, Tl, Pt, Ir, Os и др.
6. Геохимия мантии.
6.1. Состав верхней мантии.
Верхняя мантия сложена ультраосновными породами. В основном это – гранатовые лерцолиты со средним составом: оливин – 64%, ортопироксен – 27%, клинопироксен – 3%, гранат – 6%. Рингвуд назвал эту породу пиролитом. Железистость, т.е. величина отношения FeO / (MgO + FeO), этих пород и минералов находится в пределах 0,07 – 0,12. Под континентами в мантийном пиролите отмечаются скопления эклогитов. С глубиной плотность вещества мантии увеличивается. На фоне плавного увеличения плотности имеются и скачки ее роста на глубинах 220, 400, 500, 670 и др. Плавный рост плотности обусловлен уменьшением межатомных расстояний в структурах минералов в связи с уменьшением размеров атомов в условиях большого литостатического давления, а так как анионы и катионы уменьшаются с разной скоростью, то на определенных глубинах скачком происходят фазовые структурные перестройки вещества минералов с исчезновением менее плотных структур и появлением более плотных. Например, на глубине 400 км исчезает оливин (Mg, Fe)2 SiO4, а из его атомов образуется вадслеит

?-(Mg, Fe)2 SiO4 со структурой шпинели.

В химическом составе вещества верхней мантии содержатся (в вес.%) SiO2 – 45,16%,

TiO2 – 0,22%, Al2O3 – 3,97%, MgO – 38,30%, FeO – 7,82%, CaO – 3,50%, Na2O – 0,33%, K2O – 0,03% и др. Видно, что анионом минералов мантии является кислород, а главными катионами – Si и Mg. Вещество мантии на 83,46% сложено силикатами магния, и на 99% - силикатами магния, железа, алюминия, кальция. На все остальные химические элементы приходится 1%. Поэтому главными петрогенными элементами мантии являются O, Si, Mg, второстепенными будут – Fe, Al, Ca, а все остальные элементы следует считать малыми элементами. Малые элементы мантии принято делить на совместимые и несовместимые. Совместимыми являются элементы, которые легко изоморфно замещают главные и второстепенные элементы в структурах минералов мантии. Например, Ni, Co хорошо совместимы с Mg и Fe, а Cr хорошо совместим с Al. Несовместимыми являются элементы, сильно отличающиеся по размеру, заряду, типу химической связи от главных и второстепенных элементов мантии и поэтому они не могут их изоморфно замещать в структурах минералов мантии. Например: K, Rb, Cs, Sn, W, Ta, Nb, Mo, P, Cu, Pb, As, Hg, Sb, Bi, B, C, S, U, Th и др.

6.2. Дифференциация вещества мантии.
Изначально вещество Земли было однородным и в ходе его дифференциации (которая продолжается и сейчас) из него образовались ядро, мантия и кора. Ведущими процессами этой дифференциации являются: 1) бародиффузия; 2) флюидно-магматический процесс; 3) флюидно-метаморфический процесс.
6.2.1. Бародиффузионная дифференциация.
С увеличением глубины в мантии вследствие нарастания литостатического давления минералы мантии чтобы увеличить свою плотность стремятся освободиться от своих более крупных катионов. Так как главным минералом верхней мантии является оливин (Mg, Fe)2 [SiO4], то этот процесс удобнее проследить на его основе. Ионный радиус Fe2+ 0,78 Ǻ несколько больше, чем у ионов Mg2+ 0,72 Ǻ. Поэтому мольный объем фаялитовой компоненты Fe2 [SiO4] 46,39 см3/моль значительно больше, чем у фостеритовой Mg2[SiO4] компоненты 43,79 см3/моль. Бародиффузионный сброс фаялитовой компоненты оливином можно описать реакцией:
(Mg 0,9 Fe 0,1)2 [SiO4] р (Mg 0,9 Fe 0,1-x) 2 - 2x [SiO4] 1-x + x * Fe2 [SiO4]



На границе мантия-ядро бародиффузионному разложению подвергается и фаялитовая компонента с образованием жидкого расплава железа с кислородом в соотношении 2:1.
х * Fe2 [SiO4] P (2900 км) х * Fe2О (расплав) ? + х * SiO2 ? + x * O ?

Расплав состава Fe2О как наиболее тяжелая фаза уходит в ядро Земли, а облегченный оливин (Mg 0,9 Fe 0,1-x) 2 - 2x [SiO4] 1-x, стишовит SiO2 и кислород, испытывая гравитационную неустойчивость, уходят вверх в направлении поверхности Земли, порождая трансмантийные тепломассопотоки, представляющие восходящую ветвь мантийной конвекции. В зонах срединно-океанических хребтов большая часть этого потока, растекаясь в обе стороны от рифта, становится горизонтальной, а в зонах субдукции ныряет под континентальную литосферную плиту примерно под углом 45о. С глубиной этот нисходящий мантийный поток становится вертикальным уходит к ядру, а затем уходит на новый конвективный цикл. Таким образом, бародиффузия не только дифференцирует вещество нижней мантии, но и порождает мантийную конвекцию, а вместе с нею и тектонику литосферных плит. Бародиффузионное уменьшение концентрации Fe в Mg-Fe – силикатах с ростом давления Р можно описать уравнением [6]:

C* = Co exp (-?V * P) ,

RT
где С* - конечная концентрация железистой молекулы FeO при данных Р и Т, Со – концентрация этой молекулы в насыщенном ею исходном силикате при Р = О, ?V – разность мольных объемов железистой и магнезиальной фаз.

По расчетам работы [6] величина С* на подошве мантии составляет 0,03, что почти в три раза меньше, чем в верхней мантии.
6.2.2. Флюидно-магматическая дифференциация.
Она протекает в верхней мантии до глубин порядка 200 км под действием мантийных флюидов, зарождающихся в ядре и нижней мантии на границе с ядром Земли, а также в зонах субдукции вследствие метаморфического преобразования погружающихся в мантию здесь океанических литосферных плит. Главными компонентами этих мантийных флюидов являются Н2, СО, СН4, СО2, Н2О, Н2S и др. Кроме того, они содержат легкоплавкие (К, Na и др.) компоненты и несовместимые элементы мантии, которые мобилизуются флюидами в ходе продвижения флюидов в верхние горизонты мантии. Эти флюиды несут и глубинное тепло. При высоком теплосодержании эти флюиды, продвигаясь вверх и оказываясь в области более низкого литостатического давления, могут вызвать плавление минералов мантии и порождать очаги магмообразования. В этих очагах породы мантии никогда не плавятся полностью, т.е. на 100%. Степень плавления не превышает 60%. Поэтому в выплавку (т.е. в магму) уходят компоненты более низкотемпературных минералов мантии. Температуры плавления главных минералов мантии возрастают в последовательности: гранаты ? клинопироксены ? ортопироксены ? оливин. Поэтому, чем выше степень плавления мантийного субстрата образуются магмы разного состава (хотя все они относятся к типу базальтовых магм), а в очагах магмообразования остаются тугоплавкие остатки (реститы) – дуниты (при степени плавления 30-60%), гарцбуриты (при 10-30% плавления), лерцолиты (1-10% плавления).

Даже остающиеся в реститах тугоплавкие минералы изменяют свой химизм, т.к. сбрасывают в магму свои более легкоплавкие и несовместимые элементы.

В магматических очагах давление магмы всегда выше давления литостатического. Поэтому возникшая магма уходит вверх в область более низкого литостатического давления и уносит в земную кору более легкоплавкие и несовместимые элементы мантии. В этом и заключается флюидно-магматическая дифференциация вещества мантии.
6.2.3. Флюидно-метаморфическая (метасоматическая) дифференциация.
Нижнемантийные флюиды и флюиды зон субстанции, продвигаясь по межзерновым пространствам вверх в области более низкого давления, вбирают в себя несовместимые элементы мантии, которые минералы мантии в результате термобародиффузионной самоочистки сбросили в межзерновые пространства. Более того, эти флюиды производят и метасоматическую очистку минералов мантии от их легкоплавких компонентов и несовместимых элементов.

Например:

(Mg 0,9 Fe0,1) Ca [Si2O6] + флюид (Mg 0,9 Fe 0,1-x) Ca1-x [Si2O6]1-x+ х * FeO + х * CaO + 2x * SiO2



В этом примере клинопироксен обедняется, а флюид обогащается компонентами FeO, CaO, SiO2. При наличии в пироксене примесей Na, K во флюид сбрасываются и они. Поэтому эти флюиды являются щелочными, т.к. обогащены щелочными и щелочно-земельными элементами. В щелочных флюидах мантии хорошо растворяется кремнезем, амфотерный алюминий и многие, несовместимые в мантии рудные элементы (Ti, Nb, Ta, W, Mo, Sn, Zr, U, Th, P, Tr, Cu, Pb, Zn, Sb, As, Hg, Bi,Cd, Ti, S, F, Cl и др.).

В верхней мантии эти поднимающиеся флюиды могут породить очаги магмообразования (как было рассмотрено выше) и обогатить магму принесенными элементами, а если теплосодержание этих флюидов недостаточное для магмообразования, то они могут либо уйти напрямую в земную кору и унести туда свой минеральный груз, либо начнут остывать в подкоровых горизонтах мантии. Последнее нередко происходит под платформами с повышенной мощностью земной коры. В этом случае флюиды, остывая, начнут пересыщаться и отлагать свой минеральный груз уже в подкоровых горизонтах мантии, и образуется обогащенная мантия. Она обогащается водой, легкоплавкими компонентами (K, Na,…..) и несовместимыми элементами. Поэтому здесь метасоматически по пироксенам и гранатам мантии образуются щелочные амфиболы, биотит, флогопит, а также кристаллизуются новые минералы: доломит, кальцит, магнезит, апатит, ильменит, рутил, циркон, сульфиды и др. Если в последующем в этих участках обогащенной мантии образуются очаги магмообразования, то они продуцируют в земную кору магмы обогащенные рудными и многими редкими элементами. Именно с этими участками связывается образование карбонатитовых и высокощелочных магм с редкометальной специализацией.
6.3. Неоднородности мантии.
Неоднородности мантии возникли в результате рассмотренных выше процессов дифференциации ее вещества. Главными неоднородностями являются нижеследующие:
Плотностная неоднородность.

Она возникла в нижней мантии вблизи ядра Земли в результате бародиффузионной дифференциации, в ходе которой возникающая более плотная фаза – расплав железа (и других сидерофильных элементов) в кислороде в виде расплава, уходила в ядро, а остающиеся, более легкие (менее плотные) фазы (MgO, SiO2, O) иного химизма вместе с флюидными компонентами, выходящими из ядра Н, С, О, дают начало мантийным конвективным восходящим тепломассопотокам, которые идут в верхние горизонты Земли и обуславливают ее эндогенную активность (тектонику, магматизм, метаморфизм и др.).
Вязкостная и температурная неоднородности.

Самая верхняя часть верхней мантии (до глубин 200 км под платформами и до глубин 30-50 км в зонах СОХ и континентальных рифтов), переработанная процессами флюидно-магматической дифференциации и поэтому сложенная более жесткими мантийными породами-реститами формирует собой литосферную мантию, которая вместе с земной корой образует наиболее жесткую оболочку Земли, называемую литосферой. Ее вязкость составляет порядка 1027 П. Под литосферой располагается слой мантии мощностью 150-400 км, в котором скапливается (подпруживаемое литосферой) и затем растекающееся горизонтально вещество восходящих мантийных тепломассопотоков. Этот слой называется астеносферой. В ней 1-3% вещества мантии находится в расплавленном состоянии и поэтому астеносфера обладает пониженной вязкостью порядка 1019 – 1020 П под океанами и 1021 – 1022П под континентами. По литосфере плиты могут легко перемещаться, увлекаемые астеносферными потоками мантийного вещества. Астеносфера является горизонтальной частью ячеек мантийной конвекции.Под астеносферой жесткость мантии повышается, и ее вязкость составляет 1023 – 1025 П. Астеносфера является корнем процессов, вызывающих горизонтальные (тектоноплитные) и вертикальные (изостазийные) движения участков литосферы.

Аккумулируя тепло восходящих трансмантийных тепломассопотоков, астеносфера характеризуется несколько повышенной температурой в сравнении с окружающей мантией. Более значительные температурные неоднородности верхней мантии отмечаются в горизонтальном плане. В областях восходящих мантийных тепломассопотоков (зоны СОХ, континентальных рифов, тыловые части зон субдукции, районы «горячих точек») температура повышается и геоизотермы изгибаются в направлении поверхности Земли, а в районах нисходящих конвективных мантийных потоков (фронтальные области зон субдукции) температура, наоборот, понижается и геоизотермы прогибаются вниз.
Вещественная неоднородность.

Различают три вещественных типа мантии:

  1. Примитивная мантия. Это – менее истощенная и менее дифференцированная мантия. Она располагается глубже 500 км, т.е. под астеносферой.

  2. Истощенная мантия. Это – надастеносферная (литосферная) реститогенная мантия. Она истощена более легкоплавкими и несовместимыми элементами, зарождающимися здесь магматическими расплавами и восходящими флюидными потоками. Астеносферная мантия тоже является в значительной мере истощенной.

3. Обогащенная мантия. Она относительно обогащена легкоплавкими и несовместимыми элементами мантии, принесенными в подкоровые горизонты мантии восходящими флюидными потоками, которые здесь, остывая и пересыщаясь, оставляют свой принесенный минеральный груз. Дренирование таких участков обогащенной мантии глубинными разломами на континентах сопровождается развитием щелочного и карбонатитового магматизма и метасоматоза с широким спектром месторождений редких элементов, апатита, руд Cu, Ni, Pt, Fe и др.


7. Геохимия земной коры.
7.1. Строение и состав земной коры.
Существует два типа земной коры: континентальная и океаническая. Континентальная кора покрывает 41% поверхности Земли. Она охватывает сушу всех континентов, шельфовые области и континентальный склон. Океаническая кора слагает 59% поверхности Земли, охватывая в основном океаническое ложе и срединно-океанические хребты (СОХ) [6].

Континентальная кора. Ее мощность в среднем составляет 40 км. В ней выделяется три слоя. Верхним является осадочный слой. Он сложен осадочными породами (преимущественно – песчано-глинистыми и карбонатными). Мощность осадочного слоя в среднем составляет 2 км. Он отсутствует на древних щитах (например, Скандинавский щит и др.), а в некоторых континентальных впадинах его мощность увеличивается до 15-20 км (например, Прикаспийская впадина и др.). Средняя плотность слоя – 2,5 г/см3. Ниже залегает гранито-гнейсовый слой мощностью 15-20 км и плотностью – 2,7 г/см3. Под горными сооружениями (Памир, Кавказ и др.) его мощность возрастает до 40-50 км. Он сложен преимущественно гранитами, гранодиоритами, гнейсами, кристаллическими сланцами. Его средний химический состав отвечает химизму гранодиорита – дацита. В некоторых зонах Земли, отвечающих глубоким материковым впадинам, гранито-гнейсовый слой отсутствует (например, в Прикаспийской впадине), и здесь осадочный слой достигает аномальной мощности. В последнее время по геофизическим данным гранито-гнейсовый слой делят на два подслоя: верхний – гранитный; нижний – диоритовый. Средняя мощность каждого из них – около 10 км. Иногда осадочный и гранито-гнейсовый слой объединяют понятием «верхняя кора». Третий (сверху) слой континентальной коры является гранулито-базальтовым. Это название отражает преимущественно гранулитовый породный состав и базальтовый химический состав слоя. Его мощность в среднем составляет 20 км, а плотность пород меняется от 2,8 до 3,1 г/см3. Гранулито-базальтовый слой иногда называют нижней корой, и он отделяется от гранито-гнейсового слоя границей Конрада, а от нижележащей мантии – границей Мохо.

Океаническая кора. Ее средняя мощность – 7 км и в ней выделяется три слоя. Верхний – осадочный со средней мощностью 0,5 км. В осевых частях срединно-океанических хребтов (СОХ) осадочный слой отсутствует, а у материковых склонов в районах, прилегающих к дельтам крупных рек, его мощность возрастает до 10-15 км. Ниже залегает базальтовый слой со средней мощностью 1,5 км. Завершает разрез океанической коры габбро-серпентинитовый слой мощностью 5 км. В верхней части он сложен габбройдами, а в нижней – серпентинизированными ультрабазитами, которые с глубиной сменяются несерпентинизированными ультрабазитами мантии [2]. Зона этого перехода представляет собой границу Мохо в океанической литосфере.

Химический состав земной коры. Земная кора образовалась в результате дифференциации вещества мантии. В ходе этой дифференциации мантия «сбросила» в земную кору свои несовместимые элементы и более легкоплавкие компоненты, с которыми ушла и часть совместимых элементов (Si, Fe, Mg, Al, Ca). В целом же земная кора сложена в основном девятью главными химическими элементами: О, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K, H, причем на первые два элемента О, Si и приходится около 75% ее массы. Из этих элементов в сравнении с мантией земная кора сильно обогащена Na, K, H, умеренно обогащена Al, Ca, слабо обогащена Si, Fe и сильно обеднена Mg. Средний химический состав земной коры отвечает андезиту, а у мантии он является ультрабазитовым. Гранито-гнейсовый слой континентальной коры в сравнении с ее гранулито-базальтовым слоем обогащен K, Na, Si, Al, т.е. элементами кислых магм и обеднен Mg, Ca, Fe, Ti, т.е. элементами основных магм, а гранулито-базальтовый слой, наоборот, обогащен элементами основных магм и обеднен элементами кислых магм. Осадочный же слой по химизму является промежуточным и отвечает химизму коры в целом, т.е. андезиту.

Минералогический состав земной коры.

В земной коре обнаружено порядка 4000 минералов. С глубиной их количество быстро уменьшается вследствие уменьшения вариабельности термодинамических параметров среды. Поэтому список главных минералов земной коры включает всего 10-20 минералов. Наибольшим распространением пользуются полевые шпаты (55%), которые вместе с кварцем (12%) составляют 2/3 массы земной коры. Оливин, пироксены, амфиболы, гранаты вместе составляют 12%, слюды (биотит, флогопит, мусковит) – 9%, карбонаты (кальцит, доломит) – 1,5%, хлориты 2%, глинистые минералы – 1,5%, оксиды железа – 2% и на все прочие минералы приходится 5%.
7.2. Зональность земной коры.
Земная кора в своем строении проявляет не только породную, но и минералогическую, и химическую зональность. Главные элементы кислых магм Si, K, Na, Al образуют максимальные концентрации в гранито-гнейсовом слое коры. В осадочном слое и в гранулито-базальтовом слое их концентрации уменьшаются. Главные элементы основных магм Ca, Fe, Mg образуют максимальные концентрации в гранулито-базальтовом слое коры и они уменьшаются в гранито-гнейсовом и осадочном слоях коры. Максимальные величины отношений Si/Mg, K/Na, Na/Ca отмечаются в гранито-гнейсовом слое, а минимальные – в гранулито-базальтовом. С глубиной в земной коре уменьшается величина отношения Fe3+/Fe2+. С глубиной уменьшается содержание воды и особенно резко (в два раза) при переходе от осадочного слоя к гранито-гнейсовому. Эта химическая зональность отражается и в минералогической зональности.

В верхней части коры (в ее осадочном слое) широко распространены низкотемпературные и низкобарические минералы, минералы с элементами в высшей степени окисления (S6+, Fe3+), минералы, содержащие в своих структурах Н2О и ОН – группы. Поэтому здесь широко развиты глинистые минералы, сульфаты, гидроокислы, гидрослюды, галогениды и др. С увеличением глубины многие из них быстро исчезают и практически отсутствуют в гранито-гнейсовом слое (глинистые минералы, сульфаты, хлориды, гидроокислы), но здесь существенно возрастает роль кварца, полевых шпатов, слюд, амфиболов. Еще глубже – в гранулито-базальтовом слое резко уменьшается количество кварца, исчезают слюды, амфиболы и повышается роль пироксенов, гранатов. С глубиной в земной коре уменьшается количество K-Na ПШ и увеличивается количество плагиоклазов, которые при этом повышают свою основность вследствие уменьшения в них Si, Na и увеличения Ca, Al. С глубиной от гранито-гнейсового слоя уменьшается количество светлоокрашенных минералов (кварц, ПШ) и увеличивается доля темноокрашенных минералов, представленных Mg – Fe – силикатами.

7.3. Дифференциация вещества земной коры.
Ведущими в дифференциации вещества земной коры являются два процесса:

  1. Флюидно-магматический; 2) флюидно-метаморфический.


7.3.1. Флюидно-магматическая дифференциация.
Она протекает преимущественно в гранулит-базальтовом слое коры под воздействием магнитных флюидов, главными компонентами которых являются Н2, СО, СН4, СО2. Флюиды имеют восстановительный характер и поэтому являются почти безводными т.к. Н2и СН4 еще не успели окислиться. Эти флюиды являются щелочными, т.к. выносят из мантии несовместимые там щелочные элементы К, Na, и обладая высокой температурой, они в гранулито-базальтовом слое коры порождают очаги магмообразования, в которых вследствие частичного плавления субстрата выплавляются магмы андезитового, дацитового и реже риолитового состава. Эти магмы уходят вверх и раскристаллизовываясь там, формируют массивы гранодиоритов, диоритов, гранитов в гранито-гнейсовом слое коры и тем самым наращивают его. В нижнекоровых очагах магмообразования последовательность перехода химических элементов в расплав, описывается следующим рядом понижающейся подвижности петрогенных элементов

K-Na-Si-Al-Ti-Fe-Ca-Mg. Более подвижные элементы начала ряда K-Na-Si-Al (а это элементы кислых магм) обогащают образующуюся магму и, уходя с ней вверх, производят раскисление верхней коры и прежде всего ее гранито-гнейсового слоя. Менее подвижные элементы конца ряда Mg, Ca, Fe, Ti, а это элементы основных магм, оставаясь на месте, т.е. в реститовых породах, повышают петрохимическую основность пород гранулито-базитового слоя коры. Вместе с кислыми магмами уходят вверх в гранито-гнейсовый слой и малые элементы Rb, Cs, Li, Cu, Ag, Zn, Cd, Pb, Hg, As, Sb, Sn, W,Mo, Zr, Ta, Nb, U, Th и др., которые являются плохосовместимыми для минералов гранулит-базитового слоя коры. Нижнекоровые флюиды мантийного генезиса имеют преимущественно углекислотно-водородный состав, т.е. они являются безводными и поэтому не обладают большой растворяющей и транспортирующей способностью. Поэтому в гранулито-базитовом слое земной коры главным процессом дифференциации вещества является флюидно-магматический.
7.3.2. Флюидно-метаморфическая дифференциация.
Она в основном протекает в гранито-гнейсовом слое земной коры. Восходящие мантийные флюиды на границе Конрада окисляются и в них появляется вода (в надкритическом состоянии) за счет окисления Н2, СН4 и возрастает количество СО2. Флюид становится углекислотно-водным и поэтому обладает большой растворяющей и транспортирующей способностью. К этому флюиду добавляется вода, отжимаемая возрастающим литостатическим давлением из пород, и вода, образующаяся при дегидратации минералов (амфиболов, слюд и др.). Этот флюид становится кислым, т.к.

Н2О + СО2 ? Н2СО3 ? Н+ + НСО-3 и, просачиваясь через породы гранито-гнейсового слоя, он производит кислотное выщелачивание этих пород, т.е. мобилизует и переносит прежде всего щелочные и щелочно-земельные элементы. Этому способствует и кислотный анион Cl-, мобилизованный из порового пространства пород. Поэтому в гранито-гнейсовом слое коры ряд понижающейся подвижности петрогенных элементов становится иным и приобретает вид K-Na-Ca-Fe2+-Mg-Si-Al-Fe3+-Ti.

Вынос элементов первой половины этого ряда приводит к дебазификации (понижению основности) пород верхней коры, а накопление элементов конца ряда и главным образом Si и Al приводит к раскислению пород гранитно-гнейсового слоя. В итоге, в результате флюидно-метаморфической дифференциации гранитно-метаморфический слой коры понижает основность и повышает кислотность своих пород. Поэтому здесь широким развитием пользуются гнейсы и гранито-гнейсы. Указанная дифференциация главных петрогенных элементов сопровождается дифференциацией и малых элементов. Малые элементы, геохимически близкие к более подвижным петрогенным элементам K, Na, Ca, Fe2+, Mg оказываются также подвижными и, мигрируя в более высокие горизонты коры, дают там повышенные концентрации вплоть до образования месторождений (Li, Rb, Cs, St, Ba, Tr, Cu, Pb, Zn, Hg, As, Sb, Mo, Sn, W и др.).

Восходящий углекислотно-водный флюид, обладая высокой температурой, производит и метаморфическое преобразование пород гранито-гнейсового слоя и наиболее интенсивное в зонах интенсивного потока глубинных флюидов. В этих зонах возможен ультраметаморфизм пород, сопровождаемый селективным плавлением «обводненного» субстрата. Водный флюид, существенно снижая температуры плавления силикатов и особенно у полевых шпатов и кварца, вызывает анатексическое плавление, появление кварц-полевошпатовых расплавов, мигматитов и зарождение очагов средне-, низкотемпературных обогащенных водой гранитных магм (т = 600-7500 С). Поэтому флюидно-метаморфическая дифференциация в зонах ультраметаморфизма может сопровождаться не только гранитизацией, но и флюидно-магматической дифференциацией. Однако, возникающие здесь гранитные расплавы, обладая низкой энергоемкостью не испытывают значительного перемещения вверх и обычно образуют вблизи очаговых зон или прямо на их месте крупные батолитовые массивы слюдяных гранитов. Глубина залегания их очаговых зон не превышает 10-14 км, а глубина становления массивов не меньше 2-5 км. Поднимающиеся глубинные флюиды пронизывают и эти возникающие гранитные расплавы и производят их дальнейшую дебазификацию, т.е. делают их еще более кислыми, превращая в лейкократовые граниты. Поэтому эти флюиды Д.С.Коржинский назвал трансмагматическими. Максимум процессов флюидно-метаморфической дифференциации приходится на глубины 5-15 км. Поэтому здесь наиболее широко распространены граниты, гранито-гнейсы, гнейсы.

Выше фронта гранитизации восходящие флюиды начинают остывать и отлагать приносимые ими базификанты K, Na, Ca, Fe2+, Mg и другой минеральный груз в виде различных метасоматических преобразований пород. Поэтому здесь широко развиты процессы серицитизации, альбитизации, карбонатизации, хлоритизации, пиритизации и др. Эти процессы развиваются как в верхах гранито-гнейсового слоя, так и в осадочном слое коры. В эти процессы активно вовлекаются и коровые флюиды метеорного генезиса, и морская вода, проникающие до глубин 5-7 км и формирующие стационарно действующие гидротермальные системы в зонах с повышенным геотермическим градиентом. С этими гидротермальными системами связано и образование разнообразных рудных месторождений.

Формирование осадочного слоя земной коры происходит в результате комплекса экзогенных процессов, объединяемых понятием литогенез. Он включает в себя стадии: выветривание, перенос продуктов выветривания, седиментация, диагенез, катагенез, метагенез. В ходе этих процессов происходит дальнейшая дифференциация вещества коры, которая называется осадочной дифференциацией и подробно рассматривается в литологии. Здесь можно лишь отметить, что она приводит в основном к латеральной дифференциации вещества осадочного слоя коры, в ходе которой образуются месторождения песков, глин, бокситов, латеритов, известняков, доломитов, солей, руд, железа, марганца, разнообразные россыпные месторождения и др.
  1   2   3


Учебный материал
© nashaucheba.ru
При копировании укажите ссылку.
обратиться к администрации