Материал: geochem07
21
сера, возможно, кислород.
Нижняя мантия
(слой
D
1000-2900 км) считается силикатно-сульфидной.
Ее химический состав примерно соответствует каменным метеоритам:
О
– 35%,
Fe
–25,
Si
–18,
Mg
– 14,
S
– 2,
Ca
– 1,4,
Al
– 1,3,
Ni
– 1,35,
Na
– 0,7,
Cr
– 0,25,
Mn
–
0,20%. А.П.Виноградов подвергает сомнению существование сульфидной обо-
лочки, исходя из изотопного состава свинца, подтверждающего разновозраст-
ность рудных образований. В мантии, по О.Л.Кускову и Н.И.Хитарову (1982), по
первой гипотезе процессы восстановления невозможны, а по второй их гипотезе -
происходит восстановление силикатов до железокремниевого состава, формиру-
ющего впоследствии внешнее ядро Земли.
Переходная зона
(слой С 400–1000км) имеет, возможно, силикатно-
магнезиальный состав. Ее большую плотность объясняют формированием мине-
ралов с более плотной упаковкой (стишовит, шпинель, периклаз и др.). Основным
компонентом допускается оливин
Mg
2
SiO
4
.
Верхняя мантия
(слой
В
от 30 до 400км) считается неоднородной по эле-
ментарному и изотопному составу. Ряд авторов приравнивают ее состав к хондри-
там. На глубине до 200км расположен мягкий пластичный слой с пониженной
скоростью распространения сейсмических волн, получивший название
астено-
сферы
. Она выражена в складчатых областях (осадочные отложения) и практиче-
ски отсутствует на платформах. Считают, что перемещение вещества в астено-
сфере, – причина вулканизма и тектонических подвижек.
В мантии вещество близко до металлического состояния. Породы верхней
мантии соответствуют ультрабазитам, имеют разный состав и при выходе на по-
верхность близкие к пиролиту (пироксено-оливиновая порода). При плавке пиро-
лит образует базальтовую магму и остаточный перидотит.
Граница Мохоровичича
,
по одной гипотезе, разделяет химически разные
слои, по другой – это поверхность фазового перехода, но она не исключает нали-
чия химической границы.
Литосфера
(слой
А
от 0 до 30-70км) залегает выше астеносферы и у поверх-
ности в зоне окисления называется
корой выветривания
. По изменению скорости
сейсмических волн литосферу делят на верхнюю часть (гранитный слой) и ниж-
нюю часть более тяжелую (базальтовый слой). Их разделяет
поверхность
Конра-
да
.
Тектоносфера
выделена В.В.Белоусовым, объединяет литосферу, астено-
сферу и верхнюю мантию, с которой связаны тектонические и магматические
процессы. Ю.М.Пущаровский (1999) распространяет понятие тектоносферы на
всю мантию. Сойферт (1990) включает область Земли, занимаемую плитами
мощностью 400–700км («Планета Земля», 2004).
Причины, вызвавшие разделение литосферы и мантии пока не ясны. Счита-
ется, что часть мантии, сформировавшейся в результате низкотемпературной ак-
креции космической пыли, претерпела вторичное расплавление под воздействием
тепла, генерируемого радиоактивными элементами. В результате этого вещество с
малым удельным весом постепенно переместилось к внешней поверхности Земли.
Эти породы имеют менее плотную упаковку и обогащены U, Th и
40
К.
22
Таблица 2
Основные свойства оболочек Земли (Г.В. Войткевич, В.В. Закруткин, 1976)
Оболочка
Ин-
декс
слоя
Интервал
глубин,
км
Интервал
плотности,
г/см
3
Доля от
объема
Земли, %
Масса,
10
25
г
Мас-
са, %
Литосфера (кора)
A
0-30 (70)
2,7-3,0
1,55
5
0,8
Верхняя мантия
B
30 (70)-
400
3,32-3,65
16,67
62
10,4
Переходная зона
мантии
C
400-1000
3,65-4,68
21,31
98
16,4
Нижняя мантия
D
1000-2900
4,68-5,69
14,28
245
41,0
Верхнее жидкое
ядро
E
2900-5000 9,40-11,50
15,16
188*
31,5*
Переходная зона
ядра
F
5000-5100
11,5-12,0
0,18
Центральное
твердое ядро
G
5100-6371
12,0-12,5
0,76
* – для всего ядра
По геотермическим исследованиям В.А. Магницкого (1965), наиболее веро-
ятны следующие температуры глубин Земли:
100км – 1100–1300
о
С,
400км – 1400–1700
о
С,
2900км – 2200–4700
о
С.
Согласно табл. 2, мантия и ядро примерно одинаковы по мощности (около
3000км), а литосферу можно представить лишь в виде узкой полоски. Плотность
пород увеличивается от поверхности к ядру. По объему пород лидирует мантия,
занимая половину объема Земли, а по массе (67,4%) еще больше превосходит яд-
ро и литосферу. Мантия по химическому составу ближе к литосфере. Содержание
O, Si, Mn, P
у них примерно одинаковое. По сравнению с мантией литосфера
обеднена
Mg, Cr
, а концентрация
Fe
лишь незначительно ниже.
Общий химический состав Земли (табл. 3) в массовых процентах кремниево-
кислородно-железистый, литосфера – алюминиево-кремниево-кислородная, ме-
теориты (табл. 4) – кремниево-железисто-кислородные, что подтверждает общ-
ность их природы с Землей.
Сравнительное содержание химических элементов, по Г.Вашингтону и
А.Ферсману, (см. табл. 3) показывает сходство количественного содержания эле-
ментов. Существенное различие получено для серы, кобальта, марганца. Возмож-
но, объем выборок по этим элементам у авторов был разным. Кроме того, анализы
выполнялись в разных лабораториях, что повлияло на точность определения хи-
мических элементов.
23
Таблица 3
Общий химический состав Земли, масс. %
Эле-
мент
По
Г. Вашингтону
По
А. Ферсману
Эле-
мент
По
Г. Вашингтону
По
А. Ферсману
Fe
39,76
39,90
Na
0,39
0,52
O
27,71
28,55
Cr
0,20
0,26
Si
14,53
14,47
Co
0,23
0,06
Mg
8,69
11,03
P
0,11
0,12
Ni
3,16
2,96
K
0,14
0,15
S
0,64
1,44
Ti
0,02
–
Ca
2,52
1,38
Mn
0,07
0,18
Al
1,79
1,22
Таблица 4
Относительная последовательность понижения распространенности элемен-
тов, вес. % (Б. Мейсон)
Солнце
Метеориты
Земля в целом
Литосфера
H
O
Fe
O
He
Fe
O
Si
O
Si
Si
Al
C
Mg
Mg
Fe
N
S
Ni
Ca
Si
Ni
S
Na
Mg
Ca
Ca
K
S
Al
Al
Mg
Fe
Na
Na
Ti
Ca
Cr
Cr
H
Ni
Mn
Mn
P
Na
P
Co
Mn
Al
Co
P
F
Cu
K
K
Ba
3.2.
Первичная дифференциация элементов
По последовательности преобладающих химических элементов Земля в це-
лом и метеориты практически дублируют друг друга. Отдельно следует выделить
распределение элементов на Солнце и в литосфере.
В табл. 4 приведено последовательное убывание 14 элементов из которых
практически полностью построена Земля, доля других составляет лишь 0,1% от
массы планеты. В других объектах Вселенной эти же элементы также ведущие, за
исключением
Н
и
Не
на Солнце, хотя последовательность их по содержанию дру-
гая. Обычно
Fe, Si, Mg
являются лидерами, за ними следуют
Ni, Na, Ca, Al.
Ни
один элемент с номером более 30 не появляется в объектах, за исключением Ва в
Формат:
Список
24
литосфере. Основные различия валового химического состава Земли и литосферы
в том, что
Fe
и
Mg
менее распространены в литосфере, нет среди ведущих эле-
ментов
Ni
и
S
, но увеличена доля
Al, Ca, Na
. Это позволяет предположить, что
дифференциация вещества Земли привела к концентрации относительно легких и
легкоплавких алюмосиликатов щелочных металлов на поверхности.
Первичная дифференциация элементов Земли представляется следующим
образом. Если хондриты рассматривать как планетезимали (твердые тела во Все-
ленной), сохранившиеся со времен допланетной стадии существования Солнеч-
ной системы, то Земля образовалась в результате их постепенного слипания, что
подтверждается табл. 4 по сходству и расположению в них ведущих элементов.
Хондритовые метеориты состоят из трех групп твердой фазы: металла в виде ни-
келистого железа, что соответствует ядру Земли, сульфидов с преобладанием же-
леза (состав нижней мантии) и силикатов в виде оливина и пироксена (преобла-
дают в литосфере). Другие элементы распределяются между этими группами в
соответствии с их относительным сродством к металлу, сульфиду или силикату.
Состав этих групп в метеоритах по существу определяется равновесием в системе
Fe–Mg–Si–O–S
, в которой кислорода больше, чем серы, но их вместе недостаточ-
но, чтобы связать катионы элементов. Поскольку Fe имеет большую распростра-
ненность, чем
Mg
и
Si
, легче восстанавливается до металла и обладает большим
сродством к сере, то система сводится к равновесию несмешивающихся фаз – же-
лезо-магниевого силиката, сульфида железа и свободного железа, а количество
связанного
Fe
зависит от количества
О
и
S
. Из силикатной фазы железо вытесня-
ется более электроположительными элементами.
Распределение остальных электроположительных элементов контролирует-
ся реакциями типа:
М + Fe
-силикат ↔
М-
силикат +
Fe
;
М + Fe
-сульфид ↔
М
- сульфид +
Fe
;
т.е. соотношениями свободных энергий соответствующих силикатов и сульфидов
со свободной энергией сульфида и силиката железа.
Таким образом, распределение элементов в гравитационном поле Земли кон-
тролируется их сродством с основными тремя твердыми фазами (железо, сульфи-
ды, силикаты). Это сродство, в свою очередь, контролируется строением элек-
тронных оболочек атомов. Например, уран и торий концентрируются в форме ок-
сидов и силикатов. Золото и платина легко образуют сплавы с железом, медью.
Поэтому они чаще встечаются в более глубоких сферах Земли. Гравитация в этих
случаях лишь косвенно контролирует положение трех твердых фаз.
Формат:
Список
25
4.
ИЗОТОПНАЯ ГЕОХИМИЯ
4.1.
Закономерности изменения и распространения изотопов
В геологической науке важное значение имеет восстановление картины
прошлой жизни горных пород, их генезиса, условий в которых они образовались,
времени формирования. Эти вопросы оставались бы загадкой и сейчас, но в 1918
г. Ф. Содди предположил существование изотопов (от греч.:«то же самое место»)
с помощью которых они решаются.
Изотопы
– это
ядерные виды
или
нуклиды
с
одним и тем же атомным номером, но с разными массами, занимающие одну и ту
же клетку в Периодической системе. Поэтому атомная масса химического эле-
мента определяется как среднее из суммы масс атомов природных изотопов и вы-
ражается в
атомных единицах массы
(а.е.м.). Изотопы бывают стабильные (260) и
нестабильные (около 1400). По одному изотопу имеют 21 элемент (
Be, F, Na, Al,
P, Sc, Mn, Co, As, Y, Nb, Rh, I, Cs, Pr, Tb, Ho, Tm, Au, Bi, Th
). Относительное со-
держание количества природных изотопов одного химического элемента выража-
ется в процентах. Например, если содержание изотопа
8 5
3 7
Rb
составляет 72,15%, то
из 10 000 атомов рубидия в каком-либо образце на долю этого нуклида приходит-
ся 7 215 атомов.
Все известные изотопы делятся на четыре типа в зависимости от четного или
нечетного числа протонов (
Р
) и нейтронов (
N
) в их составе соответственно: чет-
ный-четный, четный-нечетный, нечетный-четный, нечетный-нечетный. Изотопы
типа четный-четный наиболее распространены в природе и стабильны. Некоторые
из них имеют массовое число кратное четырем (
16
О,
24
Мg,
28
Si,
40
Ca,
56
Fe
) и входят
в состав главных химических элементов литосферы.
По изотопному составу элементов отмечены следующие закономерности
(Н.А.Титаева,2000). У большинства элементов преобладают изотопы с четным
атомным номером и только у семи, преимущественно легких элементов (
H, Li, B,
K, V, La, Ta
), – с нечетным атомным номером. Следующие элементы –
Cl, Cu, Ga,
Br, Rb, Ag, Sb, Eu, Ta, Re, Ir, Tl
– состоят из изотопов только с нечетными атом-
ными номерами. Наиболее богаты изотопами элементы в средней части Периоди-
ческой системы:
Sn
(10 изотопов),
Xe
(9),
Te, Cd
(по 8), многие тяжелые элементы
имеют по 7 изотопов. Под действием космического облучения в атмосфере проте-
кают реакции:
14
N + n
o
→
12
C +
3
H →
3
He,
14
N + n
o
→
14
C +
1
Н.
Они являются источником
14
С,
3
Т,
3
Не
. В течение геологических отрезков времени
атомы разрушаются и образуются, превращаются в другие и распадаются.
Все тяжелые изотопы начиная с Z > 82 радиоактивны. Ядра неустойчивых
атомов распадаются самопроизвольно, сопровождаясь эмиссией частиц (α, β) или
излучением энергии (γ). Этот процесс называется
радиоактивностью
. Альфа-
лучи представляют собой потоки высокоскоростных частиц – ионов гелия, бета-
лучи – потоки электронов, гамма-лучи – электромагнитные волны с большой
энергией. Некоторые атомы распадаются двумя или тремя способами, большин-
ство – одним, что приводит к превращению атома одного элемента в атом друго-