Текст книги "Большая Советская Энциклопедия (ГЕ)"
Автор книги: Большая Советская Энциклопедия
Жанр:
Энциклопедии
сообщить о нарушении
Текущая страница: 59 (всего у книги 95 страниц)
Геохимические узлы
Геохими'ческие узлы', области пересечения двух разнородных геохимических систем. Например, пересечение специфической фации осадочных пород типа медистых песчаников с наложенными эндогенными процессами вдоль более поздних тектонических нарушений. В результате наложения геохимических процессов в Г. у. происходит усиленная миграция химических элементов с необычными их сочетаниями и аномальными концентрациями, что приводит к образованию комплексных месторождений, заключающих группу полезных ископаемых. Термин «Г. у.» предложен А. Е. Ферсманом в 1931.
Лит.: Ферсман А. Е., Геохимические проблемы Союза, в. 2, Л., 1931.
В. В. Щербина.
Геохимические циклы
Геохими'ческие ци'клы, совокупность последовательно происходящих геохимических процессов, в которых элементы после ряда миграций возвращаются в исходное состояние. Для земной коры основной Г. ц. охватывает процессы: магматической дифференциации; кристаллизации с образованием магматических пород; постмагматического преобразования пород под влиянием эндогенных флюидов (если оно имело место); выветривания; переноса материала водами с химической дифференциацией и разделением веществ по фациям при осаждении в морских бассейнах; процессы раннего и позднего диагенеза с формированием осадочных пород; эпигенетического изменения и метаморфизма при погружениях под отлагающиеся осадки, а также образование под влиянием гранитизирующих флюидов гранито-гнейсов и гранитов, часто трудно отличимых от гранитов, происшедших из магматического расплава, особенно если метаморфизованная осадочная порода подвергалась расплавлению.
Г. ц. могут быть прослежены и для отдельных химических элементов; при этом Г. ц. может быть осложнён биогенным циклом: извлечение элемента из почвы или осадочной породы растениями, поедание растений животными, отмирание животных и растений и возвращение элемента в осадочную породу, продолжающую свой Г. ц. Термин «Г. ц.» предложен А. Е. Ферсманом в 1922.
Лит.: Ферсман А. Е., Геохимия, т. 2, Л., 1934.
В. В. Щербина.
Геохимические эпохи
Геохими'ческие эпо'хи, промежутки времени, характеризующиеся появлением месторождений определённого состава либо осадков и горных пород, обогащенных определённым элементом или целой ассоциацией элементов. Так, в геологической истории Земли отмечается железорудная эпоха, связанная с началом нижнего протерозоя (около 2500 млн. лет назад), эпоха свинцовых месторождений (1700– 400 млн. лет) и др.
Каждая Г. э. характеризуется совокупностью внешних данных, определявших условия концентрации данного металла. Например, интенсивное глобальное проявление железорудных месторождений и железистых фаций – итабиритов, железистых кварцитов – было вызвано, вероятно, первыми проявлениями жизни, обогащением атмосферы Земли свободным кислородом и, как следствие этого, существенным изменением характера водной среды Мирового океана. В результате происшедшего окисления двухвалентного железа в трёхвалентное произошла садка железа, до этого накапливавшегося в океане в виде бикарбонатных соединений. Этот процесс продолжался около 200—300 млн. лет и создал железорудные формации [Кривой Рог (СССР), озеро Верхнее (США), Минас-Жерайс (Бразилия) и др.] с запасами, превышающими все остальные железные руды. Накопление свинца связано с карбонатными осадками, характеризующимися высокими средними содержаниями свинца. Массовое выпадение первых карбонатов, а вместе с ними рассеянного свинца относится к эпохе свинцовых месторождений, когда в результате метасоматических процессов свинец карбонатов был мобилизован и переотложен в виде рудных залежей. К этой эпохе относится образование месторождений Салливан (Канада), Брокен-Хилл (Австралия), Завар (Индия) и др. Существуют также золоторудная эпоха архея; эпоха накопления урана, ванадия и никеля, связанная с массовым осаждением этих металлов в начале палеозоя на территории Евразии; широко известна карбоновая эпоха угленосных формаций, обусловленная расцветом на Земле пышной флоры и последующим её захоронением и превращением в угольные залежи.
Лит.: Страхов Н. М., Основы теории литогенеза, т. 1, М., 1962; Тугаринов А. И., Войткевич Г. В., Докембрийская геохронология материков, 2 изд., М., 1970; Тугаринов А. И., Шилов Л. И., Изотопы свинца в докембрии, М., 1968.
А. И. Тугаринов.
Геохимический баланс
Геохими'ческий бала'нс, баланс между массой химических элементов, поступивших в океан при выветривании изверженных годных пород (пропорционально их кларкам) за время существования Земли, и массой химических элементов, слагающих осадочные горные породы (с учетом воды и углекислого газа) в совокупности с массой химических элементов, сохранившихся в морской воде Согласно В. М. Гольтшмидту, который ввёл (1933) понятие Г. б., за всё время существования Земли с каждого см2 ее поверхности было смыто 160 кг изверженных пород: из них (за счёт гидратации, окисления и карбонатизации) на каждый см2 поверхности получилось 169,6 кг осадочных пород. Зная кларки гидросферы и средний состав осадочных пород, можно для каждого элемента составить его Г. б. Эмпирические данные показывают, что Г. б. не всегда соблюдается и для ряда элементов (в частности, для хлора, серы, бора и кальция) он нарушен.
Лит.: Гольдшмидт В. М., Основы количественной геохимии, пер. С нем., «Успехи химии», 1944, т. 3, в. 3; Ронов А. Б., Ярошевский А. А., Химическое строение земной коры, «Геохимия», 1967, № 11.
В. В. Щербина.
Геохимия
Геохи'мия (от гео… и химия), наука о химическом составе Земли, законах распространённости и распределения в ней химических элементов, способах сочетания и миграции атомов в ходе природных процессов. Г. – часть космохимии. Единицами сравнения в Г. являются атомы и ионы.
Одна из важнейших задач Г. – изучение на основе распространённости химических элементов химической эволюции Земли, стремление объяснить на химической основе происхождение и историю Земли, дифференциацию её на оболочки (геосферы). Наибольшее внимание в Г. уделяется проблемам распространённости и распределения химических элементов.
Распространённость химических элементов. Распространённость различных химических элементов определяется синтезом их ядер, происходящим по разным термоядерным реакциям в недрах звёзд. Стадия эволюции звезды (её температура) определяет характер этого синтеза. Согласно наиболее распространённым космогоническим гипотезам (см.Космогония), при образовании Солнца из сжимающейся и вращающейся туманности на заключительной стадии сжатия от центрального сгущения отделилась значительная масса горячей плазмы, которая образовала вокруг него протопланетное облако в виде диска. Облако быстро охлаждалось, и в нём возникла спонтанная конденсация вещества. В результате многостадийных реакций (конденсационный рост ядер, их коагуляция, процессы аккреции и агломерации) газовое облако превратилось в газопылевое. Одновременно происходила потеря облаком газов в космическое пространство. Холодное газопылевое облако в силу ротационной неустойчивости разбилось на ряд сгущений – протопланет, которые адиабатически сжимались. Благодаря этому процессу из холодного вещества протопланетного облака образовались планеты земного типа и астероидный пояс с астероидами и метеоритами. Наконец, на периферии протопланетного облака происходила при очень низких абсолютных температурах конденсация отлетевших газов (Н, Не, NH3, CH4 и др.), образовавших большие планеты – Юпитер, Сатурн, Нептун, Уран.
Непосредственное определение общего состава планеты невозможно, однако астрономические (спектральные) данные о составе Солнца и данные о химическом составе каменных метеоритов (наиболее распространённых – хондритов) позволяют судить о распространенности химических элементов на Земле и на др. планетах. Из табл. 1 видно, что распространенность элементов на Солнце и в метеоритах совпадают.
Табл. 1. – Распространенность химических элементов на Солнце и в каменных метеоритах (хондритах) (SMg – число атомов данного элемента на 106 атомов магния).
Элементы | Солнце | Метеориты | |||
lg SMg | S Mg | lg SMg | S Mg | ||
1 | H | 10,64 | 4,4·1010 | – | |
3 | Li | <-0,46 | <3,4·10-1 | 1,54 | 3,5·101 |
4 | Be | 0,98 | 9,55 | -0,14 | 7,19·10-1 |
5 | B | 2,24 | 1,7·102 | 1,18 | 1,50·101 |
6 | C | 7,15 | 1,4·107 | 4,30 | 2,02·104 |
7 | N | 6,70 | 5,0·106 | 2,54 | 3,47·102 |
8 | O | 7,47 | 3,0·107 | 6,55 | 3,54·106 |
9 | F | – | – | 3,01 | 1,02·103 |
11 | Na | 4,94 | 8,7·104 | 4,69 | 4,93·104 |
12 | Mg | 6,00 | 1,0·106 | 6,00 | 1,00·106 |
13 | Al | 4,84 | 6,9·104 | 4,89 | 7,81·104 |
14 | Si | 6,34 | 2,2·106 | 6,01 | 1,04·106 |
5,88 | 7,6·105 | ||||
15 | P | 3,98 | 9,6·103 | 3,72 | 5,23·103 |
16 | S | 5,94 | 8,7·105 | 5,00 | 1,01·105 |
17 | Cl | – | – | 2,50 | 3,20·102 |
19 | K | 3,34 | 2,2·103 | 3,55 | 3,52·103 |
20 | Ca | 4,68 | 4,8·104 | 4,75 | 5,66·104 |
21 | Sc | 1,49 | 3,1·101 | 1,46 | 2,88·101 |
22 | Ti | 3,45 | 2,8·103 | 3,34 | 2,20·103 |
3,27 | 1,9·103 | ||||
23 | V | 2,81 | 6,5·102 | 2,35 | 2,23·102 |
24 | Cr | 3,76 | 5,8·103 | ||
3,65 | 4,5·103 | 3,97 | 9,35·103 | ||
25 | Mn | 3,49 | 3,1·103 | 3,87 | 7,37·103 |
26 | Fe | 5,44 | 2,8·105 | 5,84 | 6,96·105 |
27 | Co | 3,34 | 2,2·103 | 3,28 | 1,92·103 |
28 | Ni | 4,41 | 2,6·104 | 4,60 | 4,00·104 |
29 | Cu | 3,09 | 1,2·103 | 2,49 | 3,06·102 |
30 | Zn | 2,16 | 1,4·102 | 2,09 | 1,24·102 |
31 | Ga | 1,36 | 2,3·101 | 1,06 | 1,16·101 |
32 | Ge | 1,13 | 1,3·101 | 1,35 | 2,23·101 |
33 | As | – | – | 0,64 | 4,32 |
34 | Sc | – | – | 1,31 | 2,05·101 |
35 | Br | – | – | 1,78 | 6,08·10-1 |
37 | Rb | 1,12 | 1,3·101 | 0,75 | 5,69 |
38 | Sr | 1,66 | 4,6·101 | 1,27 | 1,85·101 |
39 | Y | 1,84 | 6,9·101 | 0,56 | 3,64 |
40 | Zr | 1,29 | 2,0·101 | 1,09 | 1,24·101 |
41 | Nb | 0,94 | 8,7 | -0,28 | 5,23·10-1 |
42 | Mo | 0,94 | 8,7 | 0,40 | 2,53 |
44 | Ru | 0,46 | 2,9 | 0,20 | 1,60 |
45 | Rh | 0,01 | 1,0 | -0,51 | 3,15·10-1 |
46 | Pd | 0,21 | 1,6 | 0,18 | 1,52 |
47 | Ag | -0,61 | 2,4·10-1 | 0,82 | 1,50·10-1 |
48 | Cd | 0,18 | 1,5 | 1,14 | 7,21·10-2 |
49 | In | 0,09 | 1,2 | 2,85 | 1,41·10-3 |
50 | Sn | 0,18 | 1,5 | 0,83 | 6,83 |
0,69 | 4,9 | ||||
51 | Sb | 0,58 | 3,8 | ||
-0,94 | 1,1·10-1 | -0,88 | 1,33·10-1 | ||
52 | Te | – | – | 0,28 | 1,90 |
53 | I | – | – | -1,71 | 5,11·10-1 |
55 | Cs | – | – | -0,91 | 1,22·10-1 |
56 | Ba | 0,74 | 5,5 | 0,85 | 7,08 |
57 | La | 0,67 | 4,7 | -0,46 | 3,50·10-1 |
58 | Ce | 0,42 | 2,6 | -0,24 | 5,78·10-1 |
59 | Pr | 0,09 | 1,2 | -0,94 | 1,15·10-1 |
60 | Nd | 0,57 | 3,7 | -0,17 | 6,74·10-1 |
62 | Sm | 0,26 | 1,8 | -0,67 | 2,16·10-1 |
63 | Eu | -0,40 | 4,0·10-1 | -1,07 | 8,53·10-2 |
64 | Gd | -0,23 | 5,9·10-1 | -0,39 | 4,12·10-1 |
65 | Tb | – | – | -1,29 | 5,10·10-2 |
66 | Dy | 0,36 | 4,4·10-1 | -0,46 | 3,49·10-1 |
67 | Ho | – | – | -1,16 | 6,88·10-2 |
68 | Er | – | – | -0,71 | 1,94·10-1 |
69 | Tm | – | -1,5 | -1,42 | 3,84·10-2 |
70 | Yb | 0,17 | – | -0,73 | 1,87·10-1 |
71 | Lu | 1,49 | – | -1,49 | 3,24·10-2 |
72 | Hf | – | – | -0,74 | 1,82·10-1 |
73 | Ta | – | – | -0,75 | 1,79·10-1 |
74 | W | – | – | -0,58 | 2,64·10-1 |
75 | Re | – | – | -0,76 | 1,74·10-1 |
76 | Os | – | – | -0,22 | 5,96·10-1 |
77 | Ir | – | – | -0,38 | 4,22·10-1 |
78 | Pt | – | – | 0,22 | 1,66 |
79 | Au | – | – | -0,79 | 1,65·10-1 |
80 | Hg | – | – | -0,09 | 8,08·10-1 |
81 | Tl | – | – | -2,63 | 2,38·10-3 |
82 | Pb | 0,27 | 1,9 | -0,81 | 1,56·10-1 |
83 | Bi | – | – | -1,63 | 2,33·10-2 |
90 | Th | – | – | -1,55 | 2,79·10-2 |
92 | U | – | – | -1,99 | 1,02·10-2 |
Наиболее распространённые элементы (изотопы) имеют четные по протонам и четные по нейтронам ядра:
и многие др. Элементы с чётно-нечётным числом протонов или нейтронов занимают среднее место. Элементы с нечётным числом протонов и нейтронов имеют очень малую распространённость, например
Распространенность элементов с четными порядковыми номерами больше соседних с нечетными номерами (рис. 1). Лёгкие элементы Li, Be, B находятся в дефиците, т. к. «горают» в реакциях с протонами. Ядра элементов конца Менделеевской системы имеют огромный избыток нейтронов и потому неустойчивы. Эти элементы претерпевают радиоактивный распад (U, Th, Ra и др.) и спонтанное деление (U, Th, некоторые актиниды).
Из данных о химическом составе оболочек Земли следует, что Земля имеет метеоритный состав. Метеориты разделяются на каменные (хондриты и более редкие ахондриты), железные (из Fe – Ni сплава) и смешанные. Хондриты потеряли все летучие вещества, кроме тех, которые прочно вошли в соединение с твёрдым веществом метеоритов – H2O, FeS, С, NH3 и др. Т. о., их твёрдое вещество по распространённости элементов отвечает солнечному составу; Mg, Si, Fe, О занимают первые места (по числу атомов Si/Mg = 1), затем S, Al, Са и др. Силикатная фаза хондритов состоит преимущественно из мета– и ортосиликатов (см. Силикаты) – пироксенов (MgSiO3) и оливинов [(Mg, Fe)2SiO4], т. е. является тройной системой MgO, SiO2, FeO. Каменные метеориты – многофазные системы; помимо главных фаз – силикатной и металлической (сплав Fe – Ni), они имеют ещё сульфидную, хромитную, карбидную, фосфидную фазы. Отношение силикатной и металлической фаз в разных метеоритах варьирует. Многие учёные, исходя из аналогии с метеоритами, считают, что планеты земного типа имеют также силикатную фазу и металлическое ядро, причём отношения между этими фазами у разных планет различны. По этой гипотезе, Земля имеет около 31% металлической фазы, или около 40% Fe (включая окисленное).
Распределение химических элементов. Земля, как и др. планеты земного типа и Луна, имеет оболочечное строение; она состоит из ряда геосфер: ядра, мантии, земной коры, гидросферы и атмосферы (см. Земля). Твёрдые оболочки Земли, слагающие их горные породы, парагенетические ассоциации минералов и т. п., как правило, – сложные многокомпонентные силикатные системы. Процессы, при которых они образуются, идут с конечными скоростями и являются необратимыми. В Г. мы встречаемся с неравновесными системами, которые характеризуются массой, объёмом, энтропией, давлением, температурой, химическими потенциалами. Для применения термодинамики в Г. необходимо знать поведение конкретных фаз, компонентов и систем в условиях геологической обстановки, в частности в большом диапазоне давлений и температур. Так, например, общее представление о направлении геохимического процесса даёт Ле Шателье – Брауна принцип, согласно которому в любой системе, находящейся под действием внешних сил, изменение какого-либо внешнего фактора вызывает превращение, направленное на компенсацию действия этого фактора. По действующих масс закону изменение активности одного из компонентов системы смещает равновесие. Например, в реакции
равновесие смещается вправо, т. к. ангидрит выпадает из раствора. В реакции
начинающейся при температуре выше 350 °С, равновесие сдвигается вправо, т. к. одновременно с отложением минерала волластонита CaCO3 образуется углекислота, удаляющаяся из системы. С повышением температуры в реакциях с участием газовой фазы равновесие смещается в сторону меньшего объёма газовых компонентов. Например, в реакции
равновесие сдвигается вправо. Высокое давление (газовое и литостатическое) изменяет направление и характер кристаллизации магмы.
Условия равновесия подчиняются также правилу фаз Гиббса (см.Фаз правило), согласно которому число термодинамических степеней свободы системы f = k – n + 2, где n — число фаз в системе, k – число компонентов. Поскольку в закрытой системе число степеней свободы f £ 2 (давление и температура), то число фаз n ³ k. Это минералогическое правило фаз, впервые в Г. примененное В. М. Гольдшмидтом, оправдывается для разнообразных горных пород.
Закономерности распределения отдельных элементов по многочисленным фазам – минералам зависят главным образом от строения внешних электронных оболочек атомов. В Г. поэтому широко используются закономерности, установленные кристаллохимией. Ионы и атомы в кристаллических решётках имеют разные радиусы Ri. Величина Ri связана с положением химичекого элемента в системе Менделеева. По вертикальным группам Ri обычно растет с увеличением атомной массы и уменьшается с увеличением валентности иона в пределах периода (см. табл. 2; цифры со стрелками обозначают поля элементов (оконтурены жирной линией): 1 – литофильных; 2 – халькофильных; 3 — сидерофильных. Для каждого элемента приведены значения атомного радиуса (0) и ионных радиусов при различных валентностях и координационных числах (обозначены римскими цифрами). Звёздочка обозначает пара– или ферромагнитное состояние переходных элементов; отсутствие звёздочки – диамагнитное состояние. Атомные радиусы даны по Дж. Слейтеру, ионные – по P. Д. Шеннону и К. Г. Превитту, ионные (в скобках) – по Л. Аренсу).
В природных процессах разделения ионы и атомы сортируются по своим размерам. Кристаллические решётки главных породообразующих минералов принимают одни ионы (или атомы) и не принимают другие, в зависимости от их величины, заряда и др. свойств. Если ионы разновалентны, но имеют близкий размер Ri, в решётку чаще всего входит ион с большим зарядом. Если ионы имеют одинаковую валентность и по размеру различаются не больше чем на 15%, они часто изоморфно замещаются в кристаллических решётках; происходит замещение атома атомом, иона ионом или группы атомов группой атомов, в зависимости от типа решётки, размеров Ri, заряда и т. д. (см. Изоморфизм). Изоморфное замещение играет огромную роль в распределении элементов по различным минералам. Использование Ri в Г. объяснило причину ассоциации таких разнородных элементов, как U, Th и редкоземельных элементов (в минералах торианит, иттриалит и др.), а также постоянную ассоциацию редкоземельных элементов. При деформации одного иона другим в соединении, имеющем катион малого радиуса и анион большого радиуса, возникает т. н. поляризация, которая нарушает физико-химические свойства вещества – твёрдость, летучесть и многие др. Отношение Ri катиона/ Ri аниона определяет число атомов, окружающих центральный атом в соединении, – его координацию, т. е. координационное число. Оно в свою очередь указывает на характер и строение кристаллической решётки. Координационное число может изменяться в зависимости от условий образования минерала. Кристаллические решётки минералов имеют различную структуру – от очень простых и симметричных построек из плотно упакованных шаров до весьма сложных с низкой степенью симметрии. При кристаллизации атомы и ионы стремятся расположиться в кристаллической решётке таким образом, чтобы была минимальной энергия кристаллической решётки. На основе всех этих данных была создана геохимическая классификация элементов, опирающаяся на физико-химические свойства химических элементов (табл. 3).
Табл. 3. – Геохимическая классификация химических элементов
Сидерофильные (железо) | Халькофильные (сульфиды) | Литофильные (силикаты и др.) |
Fe, Ni, Co, Ru, Rh, Rd, Os, Ir, Pt, (Mo), Au, Re, (P), (As), (C), (Ge), (Ga),(Sn), (Sb), (Cu) | S, Se, Te, Cu, Zn, Cd, Pb, Sn, Mo, Ge, As, Ga, Sb, Bi, Ag, Hg, In, Tl, (Fe), (Ni), (Co) | H, O, N, Si, Ti, Zr, Hf, F, Cl, Br, I, B, Al, Sc, Y, Li, Na, K, Rb, Cs, Be, Mg, Ca, Sr, Ba, Ra, V, Cr, Mn, W, Th, Nb, Ta, U, Ac, Pa, (S), (P), (Sn), (C), (Ga), (Fe), (Ni), (Go), редкоземельные элементы |
С открытием изотопов стала развиваться Г. изотопов – изучение процессов разделения изотопов химических элементов в природных процессах, особенно лёгких атомов Н, С, О, N, S и др. Этим методом часто удаётся установить способ и условия разделения химических элементов и образования конкретных минералов и рудных залежей
Геохимические процессы разделения элементов на Земле поддерживаются прежде всего теплом, генерируемым радиоактивными элементами (радиогенное тепло), гравитационной энергией. На поверхности Земли значительную роль играет энергия солнечных лучей, которая, в частности, трансформируется живым веществом в химическую энергию нефтей и углей.
Геохимические процессы. Первичное разделение холодного недифференцированного вещества Земли на оболочки произошло под влиянием тепла адиабатического сжатия планеты и радиогенного тепла. В мантии Земли на различных глубинах, особенно в астеносфере, возникали многочисленные расплавленные очаги. Разделение на оболочки шло путём зонного плавления, которое не требует полного расплавления мантии. Силикатное вещество планеты разделялось на тугоплавкую фазу – ультраосновные породы верхней мантии, и легкоплавкую фазу – основные породы (базальты) земной коры. Легкоплавкое вещество проплавляло кровлю магматической камеры, а тугоплавкое кристаллизовалось на дне камеры; т. о. легкоплавкое вещество перемещалось вверх к поверхности Земли. При этом метасиликаты инконгруентно разлагались на ортосиликаты и кремнекислоту, обогащенную химическими элементами, понижающими температуру плавления: щелочными элементами, Si, Ca, Al, U, Th, Sr и др. редкими литофильными элементами. Вещества, повышающие температуру плавления (Mg. Fe, Ni, Co, Cr и др.), сохранились по преимуществу в тугоплавкой фазе, т. е. остались в мантии Земли. Вместе с зонным плавлением шёл процесс дегазации верхней мантии.
Процессы выплавления и дегазации вещества мантии имеют периодический характер. После того как произошёл вынос тепла и вещества из глубин на поверхность Земли, требовалось время на новое разогревание очага. С таким геохимическим циклом связан весь ритм тектоно-магматической и вулканической деятельности и метаморфических преобразований. Этот процесс шёл также на Луне и, по-видимому, на всех планетах земного типа. Химическая эволюция Земли поддерживается и регулируется непрерывным процессом выплавления и дегазации вещества мантии за счёт энергии радиоактивного распада.
Вещество мантии Земли (перидотиты, дуниты и др. ультраосновные породы) имеет химический состав, приближающийся к метеоритному (табл. 4).
Табл. 4 – Химический состав горных пород Земли, Луны и метеоритов
Окислы и элементы | Каменные метеори– ты (хондри– ты) | Ультраосновные породы Земли | Примитив– ные базальты Земли (толеитовые) | Эвкриты (базаль-тичес– кие камен– ные Метео– риты) | Породы поверхности Луны | Средний состав оса-дочных по– род Земли | Граниты Земли | |||
кристаллические (базальт) | Тонкодиспергированные (реголит) | |||||||||
«Аполлон-12» | «Луна-16» | « Аполлон-12» | «Луна-16» | |||||||
В % по массе | ||||||||||
Si02' | 38,04 | 43,54 | 50,83 | 48,5 | 40 | 43,8 | 42 | 41,7 | 46,20 | 70,8 |
TiO2 | 0,11 | 0,05 | 2,03 | 0,6 | 3,7 | 4,9 | 3,1 | 3,39 | 0,58 | 0,4 |
Al2O3 | 2,5 | 3,90 | 14,0 | 12,96 | 11,2 | 13,65 | 14 | 15,33 | 10,50 | 14,6 |
Fe0 | 12,45 | 9,84 (+2,51 Fe23) | 9,0(+2,88 Fе2Оз) | 17,6 | 21,3 | 19,35 | 17 | 16,64 | 1,95 (+3,3 Fe23 | 1,8 (+1.6 Fe23) |
Mg0 | 23,84 | 34,02 | 6,34 | 8,28 | 11,7 | 7,05 | 12 | 8,78 | 2,87 | 0,9 |
Са0 | 1,95 | 3,46 | 10,42 | 10,23 | 10,7 | 10,4 | 10 | 12,49 | 14,0 | 2,0 |
Na2 | 0,98 | 0,56 | 2,23 | 0,75 | 0,45 | 0,38 | 0,40 | 0,34 | 1,17 | 3,5 |
K2 | 0,17 | 0,25 | (0,16) | 0,24 | 0,065 | 0,15 | 0,18 | 0,10 | 2,07 | 4,0 |
Мn0 | 0,25 | 0,21 | 0,18 | 0,43 | 0,26 | 0,20 | 0,25 | 0,21 | 0,16 | 0,10 |
Сг20з | 0,36 | 0,34 | 0,4 | 0,38 | 0,55 | 0,28 | 0,41 | 0,28 | 0,09 | 0,07 |
Zr02 | 0,004 | 0,004 | 0,01 | 0,006 | 0,023 | 0,04 | 0,09 | 0,013 | 0,01 | 0,003 |
104 % по массе | ||||||||||
Rb | 5 | 1 | 1,2 | 0,2 | 0,65 | – | 3,2 | 5,9 | 200 | 200 |
Ba | 6 | 1 | 14 | 30 | 72 | 206 | 420 | 144 | 500 | 800 |
Sr | 10 | 10 | 130 | 80 | 145 | 445 | 170 | 169 | 300 | 700 |
Y | 2,0 | 1 | 43 | 22 | 50 | 54 | 13 | 58 | 30 | 30 |
V | 70 | 40 | 290 | 50 | 88 | 425 | 64 | 61 | 100 | 40 |
Sc | 6 | 1,5 | 61 | 35 | 50 | 20 | 47 | 27 | 10 | 3 |
Ni | 13500 | 2000 | 97 | 1000 | 54 | 147 | 200 | 190 | 45 | 8 |
Co | 800 | 200 | 32 | 40 | 40 | 29 | 42 | 53 | 10 | 5 |
Li | 3 | 0,5 | 9 | 5,5 | 5,5 | – | 11 | 10 | 40 | 40 |
Th | 0,05 | 0,015 | ~0,5 | 0,9 | 0,9 | 1,1 | 6 | 0,5 | 10 | 18 |
U | 0,025 | 0,005 | ~0,1 | 0,25 | 0,25 | 0,2 | 1,5 | 0,1 | 3 | 3,5 |
Господствующие в мантии высокие температуры и давления приводят к полиморфным изменениям минералов, например к образованию стишовита, т. е. кварца с плотностью 4350 кг/м3 (при нормальном давлении и температуре), и т. п. Благодаря этому вещество мантии разделяется на зоны с разной плотностью. Вещество верхней мантии проникает к поверхности на материках в дунитовых поясах, богатых хромитами, платиноидами, высокотемпературными сульфидами, в океанах – в рифтовых долинах срединноокеанических хребтов.
Ранее, ссылаясь на наличие сульфидных руд в земной коре, геологи допускали существование в мантии сульфидной оболочки. Однако определение изотопного состава свинца из разных сульфидных руд показало их различный абсолютный возраст; следовательно, отторжение сульфидов из горных пород происходило в разное время, так что гипотеза сульфидной оболочки лишена достаточного основания. Процесс образования металлического сплава Fe – Ni, из которого состоит ядро Земли, наименее изучен. Вероятно, ядро формировалось в процессах агломерации в протопланетном облаке и далее при адиабатическом сжатии Земли, что продолжалось длительное время.
Над мантией располагается земная кора, которая отделяется от вещества мантии границей Мохоровичича (см. Мохоровичича поверхность). Выделяют два типа земной коры: материковую (континентальную) и океаническую. Мощность континентальной коры достигает в среднем 35—40 км, а океанической – 6—8 км. Примитивные (толеитовые) базальты океанической коры – более сложная система, чем вещество каменных метеоритов; они состоят по крайней мере из 4 главных компонентов: MgO, SiO2, FeO, Al2O3. В них отношение Si/Mg = 6,5, т. е. они не солнечного состава. Базальты земной коры, лунные породы (с поверхности лунных «морей») и эвкриты (базальтические каменные метеориты) имеют идентичный состав и одинаковую офитовую структуру. Исключительную роль в силикатных и др. системах играют вода и др. летучие, понижающие точку плавления системы. Наиболее существенное влияние на магматические процессы оказывает вода в состоянии, близком к надкритическому.
В мантии под вулканами методами сейсмологии обнаружены камеры, заполненные жидкой магмой. Излияние базальтов сопровождается выделением водяного пара – около 7% по массе (20% по объёму) от излившегося базальта – и кислых дымов и газов NH (CO2, HF, HCl, S, SO2). В высокотемпературной стадии остывания базальта (600—800°С) выделяются главным образом CO2, HF, HCl. При средних температурах (около 200°С) также и соединения серы. При низких температурах и в поствулканической (фумарольной) стадии выделяются CH4, 4Cl, Н3ВО3, CO2 и др. газы, а также минерализованные растворы. Образование CO2, СО, CH4 – результат реакции в магме углерода с H2O при разных температурах и давлениях. Этот процесс сопровождается частичным разделением изотопов углерода – утяжелением углерода (повышением содержания С13) в CO2, алмазах и карбонатитах (CaCO3 кимберлитовых трубок) по сравнению с углеродом др. горных пород. Базальтовая лава при охлаждении подвергается фракционной кристаллизации с образованием различных магматических пород, имеющих общие признаки. В магматической стадии дифференциации возможны ликвация (например, отделение от силикатов высокотемпературных Cu – Ni – Fe сульфидов) и газовый перенос. В ранней стадии фракционной кристаллизации магмы могут образоваться магнетит и титаномагнетит, как следствие окисления в магме Fe2+ ® Fe3+; магнетит не растворяется в силикатном расплаве и увлекает с собой Ti в силу близости Ri Fe3+ (0,65) и Ti4+ (0,60). В стадии главной кристаллизации образуются плагиоклазы от Лабрадора до олигоклаза и многие др. алюмосиликаты. По мере остывания происходит накопление в расплаве более легкоплавких и летучих соединений, на известной стадии вступающих в реакцию с ранее выделившимися более высокотемпературными соединениями (реакционный принцип Боуэна). В этом отборочном механизме в остаточном расплаве концентрируются ионы, которые не вошли в породообразующие минералы из-за своих больших или очень малых Ri. С этими остаточными расплавами связывают происхождение богатых редкими элементами пегматитов и др. горных пород.
Кислые горные породы – граниты, граподиориты и другие – имеют большое распространение в земной коре. Одни из них содержат много Ca (около 2,5%) и тяжёлых металлов, мало щелочей и летучих, другие бедны Ca (около 0,5%) и тяжёлыми металлами, но богаты щелочами и летучими. Происхождение гранитов большинство учёных связывает с эвтектическим плавлением, с процессом гранитизации (метаморфизм и метасоматизм) осадочных горных пород на различных уровнях земной коры. Повышенное содержание 18О в кварце гранитов отвечает относительно низким температурам образования минерала.
В земной коре материков образуются рудные залежи – месторождения многих химических элементов, прежде всего Fe, Cu, Ni, Со, Pb, Zn, Mo, Ag, Hg, в виде окислов, сульфидов и др. Их происхождение связано с гидротермальными растворами (см. Гидротермальные месторождения), несущими также и газы. Несмотря на известное разнообразие их состава в связи с глубиной, температурой и др. условиями образования, они имеют общие черты, например обычны ассоциации SiO2 – Au или Pb – Zn – Cu и др. в виде сульфидов или ассоциации SnO2 – WO3 – H3BO3 – F в гидротермальных и грейзеновых месторождениях. Гидротермальные образования и грейзены рассматриваются как конечные продукты тектоно-магматического процесса или гранитизации. Источниками рудного вещества гидротерм могут быть как подкоровые процессы, так и процессы в земной коре. Вопрос о способе переноса тяжёлых металлов вызывает споры. Не исключается газовый перенос металлов, например в виде фторидов, причём фтор часто даёт во вмещающих породах большие ореолы рассеяния. Неясны равновесия фторидов, хлоридов, металлов с H2O при разных температурах и давлениях.
О химических и физических условиях рудообразования даёт представление состав газово-жидких включений в рудных минералах, которые содержат растворы NaCI, MgCl2, MgSO4, KCl, H2S, SiO2, карбонатов и следы металлов; нередко высокое давление CO2 – до 2000 атм. Эти растворы близки к нейтральным; температура их образования лежит в пределах 50—550 °С. Обыкновенные сульфиды тяжёлых металлов Pb, Zn, Cu, Fe и многие др. мало растворимы в воде, и изменение давления и температуры почти не меняет их растворимости. Например, чтобы осадить 1 т цинка из раствора ZnS, нужно было бы испарить около 10 км3 воды. Маловероятен перенос сульфидов и в виде коллоидных растворов – золей. Существуют, однако, комплексные соединения сульфидов тяжёлых металлов, более растворимые, чем простые сульфиды, например дающие ионы HZnS22— или HgS2—. Большую роль в процессе переноса тяжёлых металлов горячими растворами играет концентрация в них CO2 и, вероятно, др. газов: O2, H2S, PH3. Например, U образует комплексы [UO2(CO3)3]4—, легко растворимые в H2O при определённой концентрации CO2. Уменьшение CO2 в растворе разрушает этот комплекс и вызывает отложение соединений U. Отложение тяжёлых металлов регулируется также парциальным давлением H2S, которое определяет последовательность отложения металлов в сульфидном теле, парциальным давлением CO2, окислительным потенциалом и т. д. Кристаллизация сульфидов, например Pb, Zn и мн. др., распределение в них редких элементов In, Ga, Ge, Tl и т. д. происходит по законам изоморфизма. Процесс отложения сульфидов отражается на изотопном отношении S32/S34 в минералах, что имеет диагностическое значение.
Магматические породы на поверхности Земли разрушаются под влиянием климатических факторов и ряда других агентов: организмов, воды, углекислоты, органических веществ; этот процесс зависит от концентрации ионов водорода и кислорода, ионного потенциала и др. условий. Вещество горных пород при выветривании испытывает сложные превращения. Например, полевые шпаты превращаются в каолинит, карбонаты и кварц; Na, Mg, К в виде хлоридов, сульфатов, карбонатов переходят в раствор и уносятся потоками в океан и т. д. Вследствие гидратации и карбонатизации общий объём пород увеличивается (рис. 2).