Logo GenDocs.ru

Поиск по сайту:  


Загрузка...

Лекции по геохимии элементов - файл 1.doc


Загрузка...
Лекции по геохимии элементов
скачать (995.5 kb.)

Доступные файлы (1):

1.doc996kb.18.11.2011 01:00скачать

1.doc

1   2   3   4   5   6
Реклама MarketGid:
Загрузка...
^

Гетерогенность мантии


Чтобы охарактеризовать области мантийных источников базальтовых лав, геохимик использует различные геохимические трассеры. Такими трассерами являются изотопные отношения дочерних элементов радиоактивных нуклидов и отношения концентраций несовместимых редких элементов. Расплав копирует эти индикаторные отношения из источника и переносит их к поверхности с небольшими изменениями или без искажений. Мы фокусируемся здесь на океанических базальтах [базальты срединно-океанических хребтов (N-MORB), базальты океанических островов (OIB)], а не на вулканитах островных дуг и континентальных областей, потому что океанические базальты представляют относительно большие объемы мантии и несут минимальный риск контаминации при транспорте магмы через кору к поверхности.

Для сравнения общего содержания редких элементов в базальтах используются мультиэлементные спектры или спайдер-диаграммы с нормированием (делением на концентрацию соответствующего элемента в некотором эталоне, обычно ПМ) по примитивной мантии, на которых элементы располагаются в порядке уменьшения степени несовместимости слева направо.



Рис. 1. Нормированные к примитивной мантии распределения редких элементов в базальтах океанических хребтов (N-MORB – красная кривая), океанических островов (OIB- зеленая кривая) и в континентальной коре (синяя кривая).
При частичном плавлении мантийного вещества в образующихся базальтах уровень концентраций элементов пропорционален степени их несовместимости. Поэтому, если базальты образуются в результате частичного плавления ПМ, то на спайдер-диаграмме точки нормированных на ПМ концентраций элементов должны ложиться на линию, которая располагается выше единицы и наклонена вниз слева направо. На диаграмме видно, что N-MORB и OIB обогащены несовместимыми элементами относительно ПМ (нормированные концентрации выше 1), так как это расплавы, а они концентрируют несовместимые элементы из мантии. Но в N-MORB большинство сильно несовместимых элементов (например, Rb, Ba, Th, легкие REE – они располагаются слева) относительно деплетированы (обеднены) в сравнении с умеренно несовместимыми элементами (например, Sm, Hf, Zr, Ti, Y, тяжелыми REE –они располагаются справа), то есть наблюдается другая форма кривой.

Это означает, что они образовались не из примитивной мантии, а из мантийного источника обедненного сильно несовместимыми элементами. Общие коэффициенты распределения наиболее высоко несовместимых элементов увеличиваются примерно в таком порядке Ba»Rb£Th<U»K<La<Ce. Поэтому отношения Ba/La, Rb/La, Th/U и Th/La в базальтах обычно выше (или равны при высокой степени плавления) чем соответствующие отношения в источнике. Таким образом, когда эти отношения меньше величины для примитивной мантии, они отражают предшествующее деплетирование пород источника. Это эффект приводит к понижению левосторонней ветви для MORB на мультиэлементном спектре.

По сравнению с N-MORB OIB более обогащены несовместимыми элементами и для большинства элементов наблюдается прямая корреляция между степенью их обогащения и степенью их несовместимости.

Редкоэлементные и изотопные различия между N-MORB и OIB указывают на их образование из разных мантийных источников. На основании этого в 70-е годы геохимики развили идею о химически расслоенной мантии с верхним деплетированным (верхняя мантия) и нижним недеплетированным близким по составу к примитивной мантии (нижняя мантия) слоями. Деплетированная мантия - область в мантии, которая деплетирована (обеднена) несовместимыми элементами относительно примитивной мантии (деплетированный изотопные характеристики - самые низкие 87Sr/86Sr и наиболее высокие 143Nd/144Nd). Ее формирование обусловлено образованием континентальной океанической коры в течение всего геологического времени, то есть выплавлением базальтов в срединно-океанических хребтах. Деплетированная мантия является источником N-MORB. OIB поднимаются из более глубинного недеплетированного слоя близкого по составу к примитивной мантии (нижняя мантия). Эта геохимическая модель получила поддержку из геофизических данных, показывающих резкое увеличение скорости сейсмических волн на глубине 660 км, то есть, что мантия состоит из двух слоев. Последующее изучение показало большее, чем в начале было установлено, разнообразие составов и MORB и OIB, что привело к усложнению этой простой модели. Стало ясно, что в мантии существуют и обогащенные мантийные резервуары по сравнению с примитивной мантией (обогащенные Rb, Sm, U (и Th) относительно Sr, Nd, Pb соответственно по сравнению с первичными мантийными отношениями этих элементов). Появление обогащенной мантии связано с субдукцией, которая вводит: 1) океаническую кору, 2) литосферную океаническую мантию и 3) малые количества континентальных осадков различного состава в мантию. Погружение происходит до границы верхней-нижней мантии.

Состав и строение земной коры
Строение ЗК по вертикали; типы ЗК

^ Представление о ЗК.

По современным представлениям под ЗК понимается твердая верхняя оболочка Земли, ограниченная поверхностью суши и дном Мирового океана и геофизической границей – разделом Мохоровичича. Она представляет верхнюю часть литосферы или литосферных плит и подстилается литосферной мантией.

Такое определение границ несколько отличается от принятого в классических геохимических работах В.И. Вернадского, Ф. Кларка, В. Гольшмидта, А.П. Виноградова и других, что связано с развитием знаний о строении Земли. Понимание термина “земная кора” как относящегося к верхним 16 км разреза континентов было принято Кларком, считавшим, что доступный для исследования материал относится к этой части наружной оболочки Земли. Такое понимание удобно, так как исключает из рассмотрения вещество глубинных зон, представление о котором является гипотетическим и до наших дней. Такое же понимание ЗК было принято и В.И. Вернадским, который включал также в состав ЗК гидросферу и атмосферу. Поскольку до начала 60-х годов кора океанов оставалась не изученной, то старое понимание ЗК соответствует современному понятию континентальная ЗК, а точнее ее верхней части или гранитно-метаморфическому слою. К этому объекту и относятся величины распространенности химических элементов, принятые в работе А.П. Виноградова и других.

Типы земной коры.

Весь комплекс современных геологических и геофизических данных свидетельствует о гетерогенности ЗК как по горизонтали, так и по вертикали.

Прежде всего, существует принципиальное различие в геологическом строении, составе вещества и истории ЗК континентов и океанов, соответственно выделяются океанический (ср. мощность 8 км) и континентальный типы ЗК (средняя мощность – 40 км). Современная океаническая кора имеет трехслойное строение, что подтверждено непосредственными наблюдениями с подводных аппаратов, бурением и геофизическими исследованиями. Первый слой представлен маломощным слоем глубоководных осадков (до 1 км). Второй слой сложен базальтовыми лавами различной морфологии и комплексом параллельных даек (2км). Третий слой состоит из пород расслоенного габбро-ультрамафитового комплекса (5 км). Океаническая кора подстилается тектонизированными и серпентинизированными перидотитами реститовой природы.

Геофизические данные указывают на закономерное изменение физических свойств вещества ЗК континентов с глубиной, что обычно интерпретируется как соответствующее изменение химического состава ЗК по вертикали. Это послужило основой для принятия слоистой модели ЗК, включающей “гранитный” или гранитно-метаморфический и “базальтовый” или гранулит-базитовый слои. Но вертикальная расслоенность ЗК наиболее четко выражена в пределах древних платформ, кора более молодых складчатых зон имеет блоковое строение и не обнаруживает отчетливого слоистого строения. Более того, и в пределах платформ устанавливается сложное строение коры с частой перемежаемостью пластин различного состава и не всегда отвечает направленному изменению ее состава с глубиной. Тем не менее и в современных моделях принимается упрощенная модель двухслойного строения континентальной ЗК. Слои именуются нижней и верхней континентальной корой.

В строении континентов выделяется ЗК двух подтипов:

1 - крупные устойчивые платформы с дорифейским кристаллическим основанием; или докембрийские кратоны, составляющие около 70% площади континентов. В строении кратонов выделяются слабо деформированный чехол или осадочная оболочка, представляющая собой тонкую пленку, и кристаллический фундамент, обнажающийся на приподнятых щитах, который может быть параллелизован с гранитно-метаморфической оболочкой.

2 - протяженные орогенические или складчатые пояса неогея (верхний докембрий и фанерозой), имеющие значительно более сложное строение. Ронов и Ярошевский подчеркивают, что в них менее распространены на поверхности выходы пород кристаллического основания, а подавляющая часть объема верхней части коры сложена мощными толщами в разной степени измененных и метаморфизованных вулканогенных и осадочных пород, что предполагает заметное отличие общего химического состава коры от таковой кратонов. По современным представлениям эти пояса имеют аккреционное происхождение и представляют собой смесь гранитно-метаморфических пород микроконтинентов (в подчиненном количестве), магматических пород древних океанов, островодужных систем и осадочных образований преддуговых и задуговых бассейнов и пассивных окраин континентов.
Методы оценки состава коры

Из-за большого разнообразия типов пород и различий в их геологическом положении надежную оценку состава континентальной коры получить трудно. Несмотря на большее единообразие океанической коры по сравнению с континентальной, в связи с плохой изученностью глубоких слоев океанической коры оценка ее состава также содержит значительные погрешности.

Для получения среднего состава континентальной коры были использованы методические подходы:

1 – вычисление среднего состава по имеющимся в наличии анализам пород;

2 – вычисление средневзвешенного состава с учетом распространенности пород;

3 – косвенная оценка, например, определение соотношения основных и кислых пород по наблюдаемому среднему составу осадков (или некоторого типа осадков), образовавшихся из этих пород при выветривании.

Впервые метод 1 был использован Кларком, а затем Кларком и Вашингтоном для определения состава КК при ограниченном объеме имеющейся информации. Несмотря на то, что против такого подхода существует множество возражений, полученная ими оценка имеет много сходства с величинами, рассчитанными более сложными методами. Кларк впервые занялся этой проблемой в 1889 г. и посвятил ей около 40 лет. Он предполагал, что ЗК до глубины 16 км состоит из 95% изверженных пород и 5% осадочных, образовавшихся из первых. Им было использовано около 6000 наиболее достоверных химических анализов изверженных пород, в предположении, что число анализов пропорционально распространенности пород. В последней сводке 1924 г. приводятся данные по 50 элементам. Отдавая дань памяти самоотверженному труду ученого, А.Е. Ферсманом было предложено называть средние содержания элементов в ЗК, некоторой ее части или отдельных типах пород кларками элементов.

Ноддаки для определения среднего содержания элементов в ЗК применили оригинальный прием; они приготовили смесь из 110 наиболее распространенных изверженных пород из различных участков Земли и проанализировали ее, сильно сэкономив время и труд.

Метод 2 хотя более точен, чем 1, поскольку учитывает распространенность пород, но страдает от недостатка знаний о природе глубоких слоев. Чтобы преодолеть этот недостаток, Пикайзером и Робинсоном были использованы сейсмические данные для определения распространения мафических и кислых пород на глубине для территории США. Ими были выделены верхний слой, сопоставимый с породами кислого состава, и нижний “мафический”, что позволило на базе геохимических данных вычислить состав КК.

Метод 3 по сути впервые был использован Гольшмидтом. Он полагал, что состав ледниковых глин отражает состав коры той области, где они образовались, так как ледниковая эрозия преимущественно механический процесс. Средние значения, вычисленные по многим анализам ледниковых глин Норвегии, оказались близки к оценкам Кларка и Вашингтона.

Если есть заметная разница между распространенностью микроэлементов в гранитах и базальтах, можно рассчитать пропорцию этих типов пород, принявших участие в образовании осадков, при условии что эти элементы не мобилизуются при выветривании. Для такого подсчета Тейлор использовал РЗЭ и показал, что смесь основных и кислых магматических пород в соотношении 1:1, даст такое же распределение РЗЭ, что и в среднем осадке. Эта смесь магматических пород может следовательно отражать состав средней континентальной коры. Возможно, такое соотношение не является идеальным, но по мере увеличения данных по микроэлементам подобный подход стал более перспективным и получил дальнейшее развитие в работах Тейлора и МакЛеннана.

В нашей стране подобные работы проводились А.Б. Роновым и А.А. Ярошевским.
^ Особенности состава континентальной коры

Слагающие гранитно-метаморфическую оболочку (ВК) породы обнажаются на поверхности щитов и могут быть непосредственно использованы при оценке среднего состава оболочки. По данным А.Б. Ронова и А.А. Ярошевского (использовали данные по составу 35 000 образцов) ВК состоит преимущественно из гранитов, гранодиоритов, мигматитов и гранитогнейсов и глубоко метаморфизованных осадочных и вулканогенно-осадочных пород, приближающимся по составу к кислым и средним магматическим породам. Породы основного и ультраосновного состава и их метаморфизованные аналоги составляют около 6%. Поэтому состав ВК близок к гранодиориту (табл.1).

Существуют значительные расхождения в вопросе об объеме гранитно-метаморфического и гранулит-базитового слоев. Это связано как с методами оценки, так и с неясным до сих пор представлением о том, что понимать под гранулит-базитовым слоем или нижней корой. Так в модели Ронова-Ярошевского используется для оценки этих двух оболочек положение геофизической границы - поверхности Конрада, но как известно она не всегда отчетливо проявлена даже на континентах. Тейлор и Мак-Леннан опирались на данные о тепловом потоке и закономерностях распределения РАЭ (радиоактивные элементы) в верхней оболочке. При этом по оценке первых, объем гранитно-метаморфического слоя приближается к 45% объема КК, а по данным вторых - составляет только четверть объема КК.

Несмотря на различие методических подходов к оценке континентальной коры в целом (КК), результаты всех моделей позволяют утверждать, что по содержанию петрогенных компонентов состав КК соответствует лейкократовому андезибазальту или андезиту (Табл.1). Вариации в содержаниях петрогенных элементов, по данным разных авторов не превышают 30%. Континентальная кора (в сравнении с ПМ) обогащена SiO2, Al2O3, CaO, Na2O, K2O, несовместимыми элементами и обеднена MgO. По геохимическим особенностям, КК похожа на субдукционные андезиты и архейские тоналит-трондьемит-гранодиоритовые комплексы (ТТГ), для которых также возможно происхождение, связанное с субдукцией. Это сходство неизбежно привело к заключению о ведущей роли субдукционного магматизма в формировании континентальной коры.

Формирование современного состава континентальной коры обусловлено:

  1. образование большого объема ТТГ – комплексов в архее по субдукционному сценарию или (и) путем плавления метабазитов в основании утолщенной коры (считается, что 75% КК сформировано в архее);

  2. субдукционными магматическими процессами в фанерозое (образование островодужного комплекса пород, в том числе андезитов);

  3. внутриплитным континентальным магматизмом и андерплейтингом (подстиланием) базитовых расплавов вблизи корово-мантийной границы;

  4. аккрецией океанических плато и фрагментов океанической коры к континентальным окраинам;

  5. деламинацией и рециклингом в мантию эклогитизированной нижней коры, обогащенной реститовым и кумулятивным материалом.


^ ГЕОХИМИЯ АТМОСФЕРЫ

Атмосфера - газообразная воздушная оболочка Земли, простирающаяся до более чем 1100 км. Основная масса атмосферы сосредоточена в слое высотой около 16 км. Маcса атмосферы составляет всего лишь 0,00009% массы Земли. Молекулярная масса сухого воздуха равна 28,966.

Строение атмосферы

Нижний слой атмосферы, имеющий мощность 8-10 км в полярных областях и 16-18 км в тропиках, называется тропосферой. Это наиболее плотная часть атмосферы, граничащая с океаном и сушей, является зоной интенсивного перемешивания воздушных масс. Т в тропосфере уменьшается с высотой в среднем на 0,5оС на 100 м. Верхней ее границей служит область постоянных температур, составляющих 190-220К (примерно -55оС), называемая тропопаузой.

Выше простирается стратосфера, в нижней части которой сохраняются постоянные температуры, аналогичные тропопаузе (по разным данным до 25 или 35 км). На высоте около 30 км расположен слой озона. В верхней стратосфере с высоты 25-35 км Т начинает вновь возрастать и на высоте около 50 км достигает 0оС. Эта Т сохраняется в слое до 55 км, именуемом стратопаузой.

В слое от 55 до 80 км Т вновь понижается до примерно -60оС, этот слой называется мезосферой. Выше 80 км Т резко возрастает и достигает почти 100К в слое, именуемом термосферой. Самая внешняя оболочка с высоты 1000 км относится к экзосфере, области диссипации газов, граничащей с межпланетным пространством.

Для верхней атмосферы с высоты около 100 км характерны процессы диссоциации и ионизации газов, происходящие под влиянием электромагнитного и корпускулярного излучения Солнца.

Химический состав наземной атмосферы.

Главными компонентами атмосферы являются азот, кислород, аргон и углекислый газ, составляющие до 99,99% сухого воздуха. Второстепенные компоненты включают озон, водород, и инертные газы: гелий, неон, криптон, ксенон и радон. В земной атмосфере находятся также мелкие коллоидные частицы пыли, различного происхождения (естественного и антропогенного). На границе с океаном с поверхности морской воды в приводные слои атмосферы поступают такие элементы как K, Cs, Rb, Cr, Cu и др. На химический состав атмосферы и атмосферных осадков влияет вулканизм, поставляющий H2O, CО2, а также H2, CО, N2, Cl2, HСl, NH3, CH4 и другие газы. В формировании состава приземного слоя большую роль играют почва и растительный покров, но особенно велик вклад в баланс СО2 и О2 Мирового океана.

^ Важнейшими источниками ионов в атмосфере являются следующие:

1) привнос солей с водяными брызгами, поднимаемыми ветром при штормовой погоде с поверхности океанов и морей, попадают ионы Na, Cl, отчасти Mg,

2) эоловый привнос сухих солей с поверхности суши, происходит в огромных масштабах в аридных областях, попадают продукты выветривания горных пород и карбонаты,

3) продукты вулканических извержений, преимущественно CO2, SO3, Cl-, NH3 и др.,

4) промышленные загрязнения, связанные со сжиганием топлива, металлургическими и химическими производствами, главным образом, CO2, SO2, SO3, окислы азота.

Начиная с высот порядка нескольких десятков км в результате воздействия солнечной радиации, космических лучей происходит изменение в состоянии основных компонентов воздуха. В интервале высот 10-100 (максимум около 20-30 км) появляются свободные атомы кислорода и молекулы озона, появление последнего связано с поглощением квантов ультрафиолетовых лучей. Процесс образования озона резко снижает интенсивность ультрафиолетовой радиации Солнца, снижая ее до минимальных значений у поверхности, что обеспечивает сохранность живых организмов. В последние годы установлено уменьшение концентрации озона над Антарктидой, охватывающее огромную площадь. Происхождение “озоновых” дыр не ясно, по имеющимся гипотезам оно может быть связано с фреонами - хлористыми соединениями, входящими в состав антропогенных аэрозолей.

Начиная с высот около 40 км, происходит диссоциация молекул кислорода на атомы, которая завершается на высоте порядка 150 км, выше 300 км полностью диссоциирован и азот. На высотах 100-400 км газы ионизируются, и этот слой получил название ионосферы. Здесь протекают и ядерные реакции образования 3Н и 14С.

Природные газы земных недр и их состав

Состав подземных газов Земли связан с составом горных пород и Р-Т условиями их нахождения. С повышением Т ряд веществ переходит в газообразное состояние.

В зависимости от происхождения В.В.Белоусов выделил 4 типа подземных природных газов:

1) газы биохимического происхождения, образуются при разложении микроорганизмами органических веществ и минеральных солей. К ним относятся CH4, CO2, тяжелые углеводороды, N2, H2S, H2, O2,

2) газы воздушного происхождения, образуются при проникновении в литосферу атмосферного воздуха,

3) газы химического происхождения, возникают при химических реакциях в литосфере, они подразделяются на образующиеся при низких Т и Р и газы метаморфического происхождения. К ним относятся CO2, H2S, H2, CH4, CO, N2, HСl, HF, NH3, SO2, Cl, S,

4) газы радиактивного происхождения, включающие He, Ar, Rn.

Из этой классификации видно, что один и тот же газ может иметь различное происхождение.

Существуют и классификации подчеркивающие условия нахождения и образования газов, например, классификация В.А.Соколова. Она включает газы земной атмосферы, земной поверхности (почвенные и субаквальных морских осадков), осадочных пород, в том числе газы нефтяных, газовых и угольных месторождений, газы гранитной и базальтовой оболочек и мантийные (вулканические). Эти группы газов очевидно более пестрые по составу в сравнении с газами надземной атмосферы.
^ Происхождение и эволюция атмосферы

Большая часть газов Земли сосредоточена в литосфере и верхней мантии и значительно меньшая в самой атмосфере, соотношение между ними таково: атмосфера:литосфера:верхняя мантия= 1:2:80. Газы глубоких недр Земли вносят огромный вклад в формирование атмосферы. В.Руби впервые показал, что ряд компонентов, ныне слагающих осадочные породы, органические вещества и гидросферу, может быть отнесен к летучим компонентам в широком смысле слова, которые поступили на поверхность из глубоких недр. Оказывается, что масса летучих компонентов в составе атмосферы, гидросферы и осадочных пород значительно превышает их массу, способную выделиться при выветривании кристаллических пород. Разницу В.Руби назвал “избытком” летучих. Следовательно, глубинные газы Земли играли важнейшую роль в формировании верхних оболочек Земли. Состав “избытка” летучих оказался весьма похож на состав газов из вулканов и горячих источников. Это обстоятельство послужило основанием для одного из важных выводов геохимии - о происхождении Мирового океана и атмосферы Земли за счет дегазации мантии (глубоких недр Земли) и дегазации твердого вещества в процессе аккреции. После того, как планета достигла современных поверхностных Т 300 К, освобождающиеся в результате вулканических процессов из мантии газы были захвачены гравитационным полем, что приводило к постепенному накоплению газового слоя.

Судя по составу современных вулканических эксгаляций, продукты первичной дегазации должны были состоять из доминирующих Н2О и СО2, а также H2S, CO, H2, N2, NH3, HF, HCl, Ar и др. Как свидетельствует соотношение в первичных породах Fe2+/Fe3+, вещество земной мантии и коры было не досыщенно в отношении О, что определяет незначительные концентрации О2 в эманациях. Следовательно, атмосфера должна была быть восстановительной и такой ее характер преобладал на протяжении первых 2,5 млрд. лет (такие минералы как пирит и уранинит накапливались в обломочных осадках не окисляясь - конгломераты Витватерсранда).

^ Свободный кислород в атмосфере Земли, как предполагается, появился только к 1,2 млрд. лет в результате фотосинтеза. До появления высших растений в силуре фактически весь фотосинтез должен был происходить в океанах, континентальная добавка до появления высокоорганизованных наземных растений была незначительной. В настоящее время продуктивность фотосинтеза на суше превышает таковую в океанах, возможно, в 2 раза. Следовательно, кажется вероятным, что завоевание суши растениями значительно увеличило глобальную скорость фотосинтеза, вследствие чего возросло и содержание атмосферного кислорода.

Захоронение большого количества органического материала на суше, а значит и увеличение содержания СО2 в почвенном воздухе способствовало увеличению скорости разложения силикатных и карбонатных минералов и следовательно скорости удаления СО2 из атмосферы. Все это приводило к уменьшению величины РСО2 в атмосфере.

Таким образом, представляется вероятным, что развитие высших наземных растений и завоевание ими суши привели к значительному увеличению РО2 и уменьшению РСО2 в девоне.
ГИДРОСФЕРА
Вся совокупность природных вод у поверхности Земли образует гидросферу или водную оболочку Земли. Большую часть гидросферы составляют моря и океаны, меньшую воды суши. Масса гидросферы составляет около 0,025: общей массы Земли.

^ Океанические воды

Океаны занимают более 70: поверхности Земли, а их воды составляют 98: массы гидросферы. Они представляют собой относительно хорошо перемешанную системы, и несмотря на огромные размеры достаточно однородны по химизму, за исключением тех их частей, где на распределение элементов влияет биологическая деятельность.

Общие сведения о Мировом океане

Температура

Средняя

Пределы

5оС

1оС (глубин.)

30оС (поверх.тропики)

Давление


Среднее

Обычный диапазон

200 бар

от 1 бар до 540 бар

Плотность воды





1,024 г/см3

Глубина


Средняя

Наибольшая

3730 м

10850 м

Общий объем





1,36 109 км3

Общая масса





1,2 1024 г

Общая площадь





3,62 108 км2

рН





8,1+/- 0,2


Величина рН воды определяется равновесием с атмосферным парциальным давлением СО2 в системе СО32- - НСО3- - СО2, и это равновесие дает величину рН равную около 8. Эта система является главным фактором, определяющим величину рН океанской воды, и контролируется она частично биологической деятельностью.

Океанская вода является примером растворов с относительно высокими содержанием растворенных веществ в сравнении с речной и другими водами суши. Значение активностей растворенных веществ отличаются от их концентраций, но в то же время ее можно считать разбавленным раствором, так как общее количество растворенных веществ далеко от максимально возможного.

В морской воде концентрации элементов и соединенний, не связанных с биологической активностью, в значительной степени постоянны. Максимальные концентрации имеют ионы Na и Cl. 99,9% растворенных солей образованы 11 элементами.

Еще в 1884 г. Диттмар заметил, что отношения концентраций большинства главных компонентов не меняются от точки к точке в открытом океане. Теперь известно, что отношения концентраций 7 компонентов (Cl, Na, S, K, Br, Sr, B) постоянны. Для Mg и F обнаружены небольшие отклонения от постоянной величины. Воды средних и больших глубин относительно обогащены Ca за счет биологической активности, которая также влияет на концентрацию С.

Общее постоянство отношений большинства главных компонентов дало возможность использовать в качестве меры состава проб морской воды единственный параметр – хлорность (так как концентрацию галогенов легко определить). Хлорность (Cl %) связана с общим содержанием солей или соленостью (общей концентрацией растворенного вещества) эмпирическим соотношением: S = 1,80655 Cl

Соленость морской воды колеблется в пределах 34-36.

Концентрации растворенных газов (N2, O2, CO2, H2S) обусловлены жизнедеятельностью организмов. Интенсивность биологической активности в океанах изменяется в горизонтальном и вертикальном направлениях, и вместе с ней меняется содержание растворенных газов. Процесс фотосинтеза происходит вблизи поверхности, при этом из воды поглощаются фосфор (PO43-) и азот (NO3-). При разложении органического вещества на глубине эти элементов поступают обратно в воду. Наряду с деятельностью организмов на состав воды влияет перемешивание, когда из глубины выносится вода, обогащенная необходимыми для питания организмов элементами. При отсутствии перемешивания глубинные воды обедняются кислородом, Среда становится восстановительной, происходит анаэробное восстановление сульфат-иона.

При изучении хим. состава океанической воды рассматривается три типа обменных реакций: 1) с атмосферой, 2) с донными осадками, 3) с живыми организмами. Кислород и диоксид углерода участвуют в обмене с атмосферой и образуются при органических процессах. Морские организмы обмениваются с водой С, O, N, P, Si и редкими металлами. Взаимодействие воды с донными осадками включает ионный обмен с глинистыми минералами, диффузию элементов через поровые воды, химическое выветривание, осаждение и растворение карбоната кальция и оксида марганца.

Привнос и вынос вещества в океане Океан это открытая система, множество процессов вносит свой вклад а потоки вещества, поступающего и удаляемого из океана. Однако эта система находится в стационарном состоянии, и это состояние сохраняется в течение значительной части геологического времени.

Поступление растворенных веществ с речным стоком составляет около 3,9 1012 кг/год, а взвешенных веществ - около 1013 кг/год. Большая часть твердой взвеси отлагается на континентальных шельфах и в осадочных бассейнах. Субаэральная и субаквальная вулканическая деятельность вносит большой вклад в потоки вещества в океан, но количественно не оценена. Существенные для баланса ряда элементов обменные реакции происходят при взаимодействии воды океана с новообразованной океанической корой в СОХ. Потоки вещества из океана включают удаление в виде аэрозолей, образующихся на границе с атмосферой, и испарение, включающее кроме воды и другие элементы или соединения (например, иодид-ион в виде элементарного иода).

Важнейшей формой нахождения элементов в растворенном виде в океанической воде является ионная форма. Важнейшие ионы, присутствующие в морской воде включают следующие:

K+ KSO4- Na+ NaCO3- NaHCO3 NaSO4-

Ca2+ CaHCO3 + CaCO3 CaSO4

Mg2+ MgHCO3+ MgCO3 MgSO4

HCO3 2- SO42- Cl-

^ Взаимодействие морской воды с породами

Реакция морской воды с твердым веществом, представленным в виде донных осадков или магмат. пород океанической коры, называется гальмиролизом.

Важную роль в этом процессе играют смектит и монтмориллонит, так как они обладают хорошо выраженными катионообменными свойствами, они захватывают из раствора Mg2+ и Na+ в обмен на Ca2+ и K+. Эти минералы и иллит могут образоваться в результате преобразования “безкатионного” глинистого минерала – каолинита по реакции:

3Al2Si2O5(OH)4 + 2K+ +2HCO3- = 2KAl3Si3O10(OH)2 +2CO2 +5H2O

Такие реакции приводят к образованию новых минералов и возвращению СО2 в атмосферу. Они позволяют также объяснить удаление избытка НСО3-, сносимого реками. Реки поставляют в океан больше, чем два бикарбонатных иона на каждый ион Са, поэтому не весь НСО3- может быть удален при осаждении карбоната Са:

2HCO3- +Ca2+ =CaCO3 +CO2 + H2O

Характер взаимодействия морской воды с океаническими изверженными породами зависит от Т. Для низкотемпературных изменений характерен вынос Mg в морскую воду, напротив, при высоко Т изменениях происходит его удаление из воды.

^ Формирование железомарганцевых конкреций (ЖМК)

Происхождение ЖМК в океане до сих пор остается загадочным явлением. Интерес к ним исследователей определяется и их экономическим значением. Распространенность ЖМК в океанах различна, они занимают 75% дна в северной части Тихого океана, но значительно менее распространены в его южной части, а также Атлантике и Индийском океане. Это связано со скоростью седиментации, низкие скорости осадконакопления благоприятствуют образованию окисных отложений. Окисные отложения присутсвуют главным образом на поверхности осадочной толщи и представлены собственно конкрециями, плитами и корками, имеют разнообразное внутреннее строение. Они представлены двуми основными минералами Mn – тодорокитом – смешанным гидраториванным окислом Mn2+ и Mn4+ , полиморфной разновидностью MnO2. Железо представлено в форме гетита или гидрогетита.

Состав ЖМК варьирует в широких пределах, они резко обогащены такими элементами, как Co, Ni, Cu, Mo и другими. Вероятными источниками металлов, как предполагалось, могут быть вулканические эманации, морская вода, выщелачивание из базальтов, гидротермальные растворы, но единодушия в этом вопросе нет.

^ МАТЕРИКОВЫЕ ВОДЫ

К материковым водам относятся воды ледников, озер, болот, рек, подземные воды, включая термальные воды вулканических областей. Большая часть вод суши образуется за счет атмосферных осадков с минимальной концентрацией растворенных веществ, которая сохраняется в ледниках.

Выпавшие в виде осадков, а также снеговые и ледниковые талые воды стекают в виде рек, пополняют озера и болота, часть их идет на пополнение подземных вод путем инфильтрации через почву и горные породы. При инфильтрации воды взаимодействуют с горными породами, почвами и организмами, и частично растворяют их компоненты.

Химический состав вод зависит от физико-географических и физико-химических условий стока.

Разнообразие состава природных вод определяется соотношением в них условно выделяемых (по О.А.Алекину) пяти групп компонентов:

1 главные ионы
2 растворенные газы

3 биогенные элементы (соединения N, P, Si)

4 микроэлементы

5 органические вещества.

^ Основными источниками минерализации вод в пределах ЗК являются:

1 изверженные и метаморфические породы, дающие при выветривании растворимые соединения,

2 залежи некоторых осадочных пород (известняки, доломиты, мергели, гипсы, каменная соль), состоящие из растворимых солей (карбонаты, сульфаты, хлориды),

3 соли, рассеянные и адсорбированные в осадочных породах, коре выветривания и почвах.

Кроме того, вклад в минерализацию вод дают вулканические извержения, несущие газообразные соединения (H2S, HСl, NH3, BH3), в последствии окисляющиеся.

Воды рек и озер

Большинство рек суши относится к так называемым пресным или слабо минерализованным водам, для рек и озер минерализация составляет до 500 мг/л.

Из сравнения химического состава вод Мирового океана и рек выявляется резкое различие:

ОВ (океаническая) Na>Mg>Ca Cl>SO4>HCO3

РВ (речная) Ca>Na>Mg HCO3>SO4>Cl

Т.е. относительная распространенность ионов различна.

При равновесии дождевой воды с атмосферным СО2 устанавливается величина РН=5,6, но она повышается при взаимодействии с карбонатом кальция и силикатными минералами, на нее влияют и процессы дыхания организмов и разложения органических веществ. В целом интервал значений рН вод большинства рек составляет от 6 до 8. Величина Eh поверхностных вод ниже ожидаемой в контакте с атмосферным кислородом, но в целом она отвечает окислительным условиям, за исключением глубоких частей озер.

Состав речной и озерной воды зависит главным образом от типа почв и горных пород, через которые она проходит, а также от типа источника питания: поверхностный сток или грунтовые воды. Так как грунтовые воды более минерализованные, чем поверхностные, состав зависит от времени и места опробования, а для различных рек от физико-географических условий, особенно климата. Все это приводит к тому, что состав вод рек весьма изменчив. Он зависит от относительного вклада поверхностного стока и грунтовых вод, климата, количества органического вещества, степени перемешивания вод. Поэтому для получения правильного представления о составе необходимо проанализировать многочисленные пробы из разных мест за определенный промежуток времени.


^ ГЕОХИМИЯ БИОСФЕРЫ
Термин “биосфера” был введен в науку французским натуралистом Ж.Б.Ламарком для обозначения мира живых существ, населяющих Землю, а геологическое определение биосферы как определенной оболочки Земли было дано Э.Зюссом. С различными проявлениями жизни мы сталкиваемся в пределах атмосферы, гидросферы и поверхности литосферы. Термин не редко понимается в двух смыслах:

1. область планеты, в которой существует жизнь,

2. сумма живого вещества.

По мнению Войткевича второму значению лучше отвечает термин биомасса, а под биосферой следует понимать среду обитания организмов – пространство, где присутствуют организмы, и поэтому реальная современная биосфера включает в себя гидросферу, тропосферу и верхи литосферы, преимущественно гипергенную ее зону.

Очевидно, что биосфера возникла позже других оболочек, поскольку вряд ли жизнь могла появиться прежде, чем условия на поверхности стали для нее благоприятны, т.е. прежде, чем сформировались гидросфера и атмосфера.

По способу питания и отношению к внешней среде различают организмы:

1. автотрофные, потребляющие неорганические вещества и способные синтезировать из них в процессе фотосинтеза или других процессов вещества органические (большая часть растений),

2. гетеротрофные, питающиеся организмами или их остатками (все животные и часть растений).

Большинство организмов аэробные, т.е. живущие в среде с присутствием атмосферного воздуха, меньшая часть, преимущественно микрорганизмы, относится к анаэробным, обитающим вне кислородной среды.

Организмы предъявляют определенные требования к среде обитания: Т, влажности, солевому составу вод. Большинство организмов не способно существовать без воды. Ранее считалось, что они могут развиваться в диапазоне Т от –7,5оС (морские бактерии) до +80оС, так как при Т> 100оС белок денатурируется. Сейчас обнаружены бактерии, живущие при Т=300оС, т.е. границы биосферы расширяются.

Число органических соединений и организмов значительно превышает число известных минералов (более 3500), общее число видов растений и животных превышает 2 млн.

Хотя в живых организмах и обнаружены почти все элементы ПС, содержания большинства из них очень малы. В состав оранизмов в первую очередь входят те химические элементы, которые относятся к газовым компонентам и за пределами организмов образуют летучие и легкоподвижные соединения, с которыми связан баланс вещества атмосферы, гидросферы и гипергенной зоны литосферы.

Основными компонентами являются:

О – 70%, С – 18%, Н – 10,5%

N, Ca, K, Na, Si – n*10-1 %

Mg, P, S, Cl, F – n*10-2 %

И соответственно главной геохимической функцией организмов является круговорот биофильных элементов и их соединений, в первую очередь C, О, CO2 и H2O.
Количество живого вещества

В живом веществе абсолютно преобладает фитомасса, много меньше роль зоомассы и микроорганизмов. Например, на суше зоомасса обычно не превышает 2% от фитомассы, редко до 10%. Подавляющая часть фитомассы распределена на материках, но крайне не равномерно: максимум сосредоточен в тропических лесах (650 т/га), меньше в тайге, еще меньше в черноземных степях и минимум в пустынях (2,5 т/га). Большая часть живого вещества представлена лесами. Фитомасса океана составляет лишь 0,007% от всей фитомассы, зоомасса и микробиомасса океана на порядок больше его фитомассы. По количеству живого вещества на один гектар океан близок к пустыням, но в нем наблюдаются сгущения жизни в пределах коралловых рифов, зон апвеллинга (подъема к поверхности глубинных вод, богатых Р и другими биоэлементами).

Важным геохимическим показателем является ежегодная продуктивность живого вещества, которая на Земле в целом составляет 2,3*1011 т, из них на материках 1,7*1011 и в океане 6*1011 т. Хотя в океане меньше живого вещества, но оно быстрее, чем на суше, образуется и разлагается.

Масса живого вещества ничтожна по сравнению с массой ЗК, однако, ЖВ - очень активная масса, которая непрерывно образуется из неорганических веществ и вновь разрушается. Если считать, что начиная с ордовика годичная продукция ЖВ была близка к современой, то продукция ЖВ за этот период превысила массу ЗК.

Кларки живого вещества

При подсчетах кларков можно исключить зоомасу, так как по сравнению с фитомассой, она ничтожна. Среди растений на суше преобладают деревья, поэтому задача сводится к определению среднего состава древесины. Кларки ЖВ по А.П.Виноградову (с дополнением В.Добровольского)

Макроэлементы :

воздушные мигранты: O - 70, C - 18, H - 10,5; N - 0,3 (98,8%)

водные мигранты Ca, K, Si, Na - n*10-1; Mg, P, S, Cl, Fe n*10-2 (1,2%)

Микроэлементы (водные мигранты) (n*10-3 и менее)

Mn, Al, Zn, Sr, Ti, B, - n*10-3; Ba, Cu, Zr, Rb, Br, F, Pb n*10-4;

Ni, Cr, V, Li, Co, La, Y, Mo, I, Sn, n*10-5 и т.д.

Кларки ЖВ уменьшаются с ростом атомной массы элементов, однако, здесь нет четкой прямой зависимости. Многие микроэлементы выполняют в организмах важные физиологические функции. Например, I входит в состав гормона щитовидной железы, регулирующей окислительно-восстановительные процессы.

Кларки концентрации элементов в ЖВ Перельман назвал биофильностью, только у С, H, N, O и Cl биофильность больше 1, у остальных элементов меньше. В геохимии важно знать также состав минеральной части ЖВ - “золы”, так как организмы способны избирательно поглощать из Среды и накапливать в золе некоторые элементы. Мерой является коэффициент биологического поглощения равный отношению содержания элемента в золе к среднему содержанию в литосфере. Элементы, которые относительно накапливаются в ЖВ это P, S, Cl, Br, I (n*100), и Ca, Na, K, Mg, Sr, Zn, B, Se (n*10).

В целом концентрационная функция живых организмов заключается в накоплении относительно литосферы C, H, O, N в производных живых организмов - горючих ископаемых. Что касается других элементов, то для них концентраторами могут быть отдельные виды и роды живых организмов.

Биогенное минерало- и породообразование

Многие минералы образуются непосредственно в телах организмов (опал диатомовых водорослей, кальцит и арагонит раковин и др.). После смерти организмов часть этих минералов дает начало образованию коралловых известняков, диатомитов и др., биогенное происхождение которых не вызывает сомнения.

^ Биологический круговорот веществ

Образование ЖВ и разложение органических веществ образуют единый биологический круговорот атомов - БИК, который в биосфере протекает повсеместно, хотя и в разных формах и с разной интенсивностью.

При разложении органических веществ большая их часть минерализуется, т.е. окисляется до простых минеральных соединений - СО2, Н2О, минеральных солей.

В ландшафте суши и верхних горизонтах морей в процессе фотосинтеза образуется ЖВ, здесь же происходит и его минерализация. Часть органических веществ минерализуется не полностью и захороняется в илах. В морских и озерных илах, подземных водах фотосинтез отсутствует, однако, образование органических веществ там происходит за счет мертвого органического вещества или других организмов. В отличие от ландшафтов суши минерализация здесь преобладает над образованием ЖВ, здесь расходуются те органические вещества, которые были накоплены в верхних частях биосферы.

Закон биологического кругооборота гласит, что в биосфере в ходе биологического кругооборота атомы поглощаются ЖВ и заряжаются энергией, а покидая ЖВ они отдают накопленную энергию в окружающую среду. За счет этой энергии протекают многие химические реакции, особенно велика концентрация энергии в природных водах. Биологический кругооборот обратим не полностью, часть веществ постоянно из него изымается и захороняется в толще осадочных пород в виде известняков, гумуса, торфа и других пород и минералов.

Геохимия биологических систем

Элементарный состав каждого живого организма зависит от возраста, среды обитания, но в первую очередь от родо-видовой принадлежности организма. Элементы, находящиеся в среде обитания, по разному влияют на организмы. Те, добавление которых увеличивает продукцию живого вещества, называются дефицитными, в разных условиях к ним относятся O, N, P, K, F, B, I, Cu и др. В большинстве случаев недостает именно подвижных форм, в то время как валовой содержание элемента может быть достаточно велики. Элементы, удаление которых из системы увеличивает продукцию ЖВ, называются избыточными. К ним могут относится Cl, S, Na, Cu, Ni, Fe, F и др. Один и тот же элемент может быть избыточным в одной системе и дефицитным в другой.

Резкий дефицит или избыток элементов в среде приводит к заболеваниям животных, растений, а иногда и человека. Такие болезни А.П.Виноградов назвал биогеохимическими эндемиями, а районы их распространения - биогеохимическими провинциями. На территории России известны биогеохимические провинции с дефицитом I в почвах и кормах, дефицитом и напротив избытком F в питьевой воде и т.д. Учение о биогеохимических провинциях нашло применение в медицине и сельском хозяйстве. Развивая это учение, было сформулировано понятие о геохимической экологии, задача которой состоит в изучении взаимодействия организмов и их сообществ с геохимичекой средой.

Биогеохимия растений (фитогеохимия)

Имеется много сведений о составе растений. Характерно отчетливое своеобразие отдельных семейств, родов и видов растений в аккумуляции элементов, хотя, например, есть зависимость и от среды - для морских водорослей, типично обогащение в сравнении с наземными растениями Mg, Na, K, S, Cl и обеднение Ca, Al, Rb. Еще в прошлом столетии было выявлено предпочтительное накопление элементов культурными растениями: К (подсолнечник, картофель), Ca (бобовые), Si (злаки), позднее к ним добавились Al (чай), Fe (мхи), I (водоросли). Особенно большой способностью к поглащению редких элементов обладают мхи и лишайники.

Биогеохимия животных

Характерно большее разнообразие в сравнении с растениями, но в целом они обеднены относительно растений большинством элементов, за исключением Р. Среди животных обнаружены концентраторы и деконцентраторы. Животные с известковистым скелетом концентрируют Са (моллюски, кораллы, фораминиферы и т.д.), губки, радиолярии, диатомовые водоросли накапливают Si, после их отмирания формируются соответствующие биогенные осадочные породы.

Бактерии наиболее разнообразны в геохимическом отношении. Многие элементы накапливаются в их клетках в огромных количествах (S - в клетках серобактерий, Fe - железобактерий и т.д.). Среи них известны виды, накапливающие Cu, Mn, Mo, Ba, Li, U в значительно больших количествах, чем растения и животные. Некоторые микроорганизмы концентрируют элементы в количестве в сотни раз превышающем их содержание в окружающей среде.

Геохимия биокосных систем

Под биокосными понимаются системы, для которых характерно взаимопроникновение живых организмов и неорганической (косной) материи. К ним относятся почвы, коры выветривания, природные ландшафты, моря, реки, океаны, наиболее крупная вся биосфера в целом. В ходе кругооборота биокосные системы не возвращаются в прежнее состояние, для них характерно поступательное развитие. В результате кругооборота формируется окислительно-восстановительная зональность биокосных систем. Например, в верхней зоне озер, где развит фотосинтез, и выделяется растениями О2, формируется окислительная обстановка, в глубоких частях, где происходит разложение органического вещества, растет содержание в воде СО2, а в илах может сложится восстановительная (глеевая или сероводородная) среда. Так в озерах формируется окислительно-восстановительная зональность, тоже происходит и в других биокосных системах и биосфере в целом. Следовательно, работа ЖВ создает резко окислительные условия на земной поверхности и резко восстановительные в болотах, илах и особенно подземных водах.

Геохимическое своеобразие биокосных систем определяется сочетанием биогенной, физико-химической и механической миграции. По уровням организации среди них выделяются: низкоорганизованные - почвы, илы, коры выветривания, более высокоорганизованные - ландшафты и моря, океаны и т.д.

Во всех биокосных системах происходит взаимодействие горных пород с природными водами и организмами. Характерны два противоположных процесса: выветривание и цементация. Для первого (выветривания) типичен вынос из пород элементов -водных мигрантов (Ca, Mg, K, Na) и присоединение воздушных мигрантов (О2, Н2О, СО2). Для цементации наиболее характерны аккумуляция водных мигрантов на геохимических барьерах, уменьшени пористости. Выветривание и цементация - разные стороны одного процесса, но в конкретных системах соотношением между ними неодинаково. Выветривание особенно широко развито в почвах. и коре выветривания, хотя происходит и цементация, в водоносных горизонтах доминирует цементация.

Все биокосные системы литосферы богаты свободной энергией и неравновесны, дифференцированы в пространстве, и в них формируется окислительно-восстановительная и кислотно-щелочная зональность.

Почва это верхний горизонт литосферы, вовлеченный в биологический кругооборот при участии растений, животных и микроорганизмов, это область наивысшей геохимической энергии живого вещества. Геохимическая сущность почвообразования заключается в разложении органических веществ микроорганизмами. Эти процессы интенсивны во влажных тропиках и угнетены в тундре. В почвах происходит биогенная аккумуляция веществ , направленная снизу вверх, а также нисходящая миграция водных растворов, вызывающих выщелачивание. Почвообразование приводит к дифференциации элементов, т.е. однородная горная порода превращается в неоднородный зональный почвенный профиль со многими горизонтами. И с геохимической точки зрения сущность почвообразования состоит в окислительно-восстановительных реакциях, для всех почв характерна окислительно-восстановительная зональность, которая отражает процессы разложения органических веществ. Выделяют почвы с окислительной (сухопутные растительные почвы - черноземы, буроземы, каштановые почвы равнин), гелеевой (почвы заболоченных равнин влажного климата) и сероводородной (солончаки и некоторые другие) восстановительными обстановками.

Ил - природное тело, аналогичное почве, где роль атмосферы занимает гидросфера. Для илов также характерен профиль, расчленяющийся на горизонты, окислительно-восстановительная зональность, геохимические барьеры. Характерно постоянное увлажнение, при образовании не принимают участия высшие растения, они более однородны чем почвы.

Систематизируются илы по окислительно-восстановительной обстановке. ^ Окислительные илы образуются в океанах, морях, реках, где господствуют кислородные воды, преимущественно на небольших глубинах в прибрежных частях океанов и морей или на больших глубинах, но там где в холодной воде растворено много О2 и мало органики (например, красные глубоководные глины Тихого океана). Глеевые илы - в озерах влажного климата, где разлагается много органического вещества. В озерах лесной зоны формируются глеевые илы - сапропели. Сероводородные илы широко развиты в морях, океанах, озерах степей и пустынь.

^ Геохимия магматического процесса

  1. Классификация магматических пород

Основой современной систематики магматических горных пород, разработанной Петрографическим комитетом России (принята в 1981г.), служат количественные химические параметры SiO2 – (Na2O +K2O). Это общая классификация для интрузивных и эффузивных пород. По содержанию SiO2 породы делятся на ультраосновные – основные- средние- кислые. Соответственно, содержания других петрогенных элементов также закономерно меняются, т.к. в сумме составляют 100%. По (Na2O +K2O) выделяются три ряда горных пород: нормальной щелочности, повышенной (субщелочные) и щеолочные г.п. Ряды и группы характеризуются различием и в минеральном составе. Щелочные – появляются фельдшпатоиды или щелочные пироксены. В Группах – закономерно меняется количество темноцветных- лейкократовых минералов и темноцветные минералы в соответствии с крист. рядом Боуэна. Далее проводится более дробное деление в соответствии с химическими особенностями: среди нормальной щелочности– толеитовая – известково-щелочная серия, среди субщелочных – каливые и калий-натровые серии и т.д.

  1. ^ Различные источники магматических расплавов: мантия, океаническая кора, континентальная кора.

Геофизические данные показывают, что Земля, за исключением внешнего ядра, состоит из твердого материала. Следовательно, любая магма должна образоваться в результате плавления ранее существовавших твердых пород. Плавление может вызываться локальным повышением температуры, снятием давления или воздействием флюидов (вода, СО2), которые понижают температуру плавления. Исходные породы редко плавятся полностью, происходит частичное плавление. Отдельные возникшие порции расплава объединяются и мигрируют от мест возникновения, где остается тугоплавкий твердый остаток – рестит. Высокотемпературные магмы, отвечающие высоким степеням частичного плавления перидотитового субстрата (мантии), появляются в регионах, характеризующихся интенсивными восходящими потоками мантийного вещества. Среди современных геодинамических обстановок, эти условия наиболее отчетливо реализуются под срединно-океаническими хребтами, где происходит генерация подавляющего объема магм, поступающих из мантии в верхние горизонты земной коры. Эти расплавы генерируются в некотором интервале давлений от ~ 25-15 кбар и степенях плавления ~ 15%, содержание MgO в жидкой фазе ~ 14-16% (пикриты). Реальные базальты CОХ – дифференциаты этих первичных магм. Эта информация об условиях и механизмах плавления получена на основании анализа геохимических особенностей состава базальтов срединно-океанических хребтов и комплементарных к ним перидотитовых реститов (также по редкоэлементным составам клинопироксена в них), расчета по термодинамическим моделям плавления и из экспериментов по плавлению мантийных субстратов. Базальтовые магмы формируются и в надсубдукционных системах при плавлении мантийного вещества под воздействием понижающих температуру плавления флюидов (вода, CO2), поступающих в мантийный клин при дегидратации погружающейся океанической коры.

Кислые магмы генерируются при палингенном плавлении (частичное или полное переплавление) корового сиалического материала. Это подтверждается многочисленными экспериментальными исследованиями и полевыми геологическими наблюдениями. Первые эксперименты Green (1976) по плавлению глинистого материала (пелита) показали, что при давлениях ниже 7 кбар гранитный расплав сосуществует с кварцем, биотитом, плагиоклазом, кордиеритом и силлимонитом, при более высоких давлениях с кварцем, биотитом, плагиоклазом, гранатом и силлимонитом. Для частичного плавления континентальной коры необходим ее дополнительный разогрев базальтовыми магмами. Этот механизм образования предполагается для гранитоидов фанерозоя. В архее могло происходить плавление низов коры основного состава с образованием тоналитов – “серых гнейсов”. Об этом свидетельствуют редкоэлементные составы гранитов, возможность процесса подтверждена экспериментально. Меньшая часть гранитов, преимущественно складчатых поясов, могла образоваться в результате дифференциации базальтовых магм. В последнее время обсуждается вопрос о возможности возникновения андезитовых магм при плавлении водонасыщенной океанической коры в зонах субдукции.

  1. Разделение элементов в процессах генерации и кристаллизации магм.

Магматический процесс (МП) включает три стадии:

1. Генерация магмы. 2. Движение и накопление магмы. 3. Кристаллизация магмы. При изучении магматических пород исследователи имеют дело уже с интегральным продуктом трех стадий МП, и, изучая этот продукт, пытаются реконструировать весь процесс или отдельные его стадии. Наиболее информативными для таких реконструкций являются редкие элементы.

Поведение элементов в МП определяется их физическими, химическими и кристаллохимическими свойствами. Элементы, участвующие в МП делятся на:

1. главные или петрогенные, слагающие основные породообразующие минералы (O, Si, Al, Fe, Mg, Ca, Na, K);

2. элементы-примеси или редкие элементы, не образующие собственных минералов или образующие акцессорные минералы. Обособляется еще группа летучих элементов.

Поведение петрогенных элементов в МП определяется областями устойчивости и порядком кристаллизации (или плавления) основных минеральных фаз, которые в свою очередь зависят от состава МС, Р и Т. Поведение породообразующих минералов в МП рассматривается физико-химической петрологией, но эти сведения являются основой для понимания поведения элементов-примесей, поэтому напомним основные закономерности.

Первой наиболее универсальной закономерностью является последовательность кристаллизации минералов из расплава, известная под названием рядов Боуэна, включающих непрерывный реакционный ряд плагиоклазов и прерывистый темноцветных минералов (оливин - пироксен - амфибол - биотит). Эти ряды указывают на последовательное накопление в расплаве при кристаллизации Si и щелочей и обеднение его фемическими компонентами (Fe, Mg) и Ca. Отражением рядов Боуэна является все многообразие изверженных пород от ультрабазитов через базальты (габбро) к диоритам (андезитам) и гранитоидам (дацитам-риолитам). Степень продвижения по ряду Боуэна зависит от удаления из МС ранее закристаллизованных минералов, то есть фракционирования твердых фаз.

МП в основных базальтовой и гранитной системах описываются фазовыми диаграммами Ol-Px-Pg-Q и Q-Ab-An-Or, в которых можно проследить пути плавления-кристаллизации в зависимости от исходного состава. Основные факторы, влияющие на положение котектических линий, точек эвтектики и Тпл, это Робщ и РН2О. Робщ повышает Тпл, а РН2О понижает. Еще один фактор, это степень окисленности-восстановленности МС, выражаемая через фугитивность fO2. В окислительных условиях при кристаллизации магнетита происходит обеднение расплава Fe (Боуэновский тренд кристаллизации), а в восстановительный - относительное накопление Fe (Феннеровский тренд кристаллизации). Влияние Робщ на порядок кристаллизации можно продемонстрировать на примере базальтового расплава: при Р> 12,5 кбар расширяется поле кристаллизации ортопироксена за счет оливина, при Р>15 кбар на ликвидусе появляется гранат. Распределение элементов-примесей в целом зависит от распределения петрогенных элементов.

ЭП можно разделить по поведению в МП на две основные группы:

а) кристаллихимически близкие к петрогеным и изоморфно входящие в их структуру, что приводит к снижению их концентраций в расплаве по мере кристаллизации (способность к изоморфным замещениям определяется: величиной ионнныъ радиусов, зарядом иона, электроотрицательностью, силой кристаллического поля и т.д.);

б) обладающие слишком большими или малыми величинами ионных радиусов и(или) зарядов, а следовательно не входящие в главные минералы и накапливающие в остаточном расплаве.

Первые известны под названием совместимых или когерентных, а вторые несовместимых или некогерентных.

Магматизм приводит к перераспределению рассеянных элементов в ряду изверженных пород. В ультабазитах концентрируются Mg, Fe, Cr, Ni, Co, платиноиды, в базитах – Ti, V, Сu, Sc, в гранитах – Li, Cs, Be, Zn, F, Ta, Nb, W, Sn, в щелочных породах – Na, K, Nb, Zr, P, Ba, редкоземельные элементы.

Большая часть элементов распространена более или менее равномерно.


  1. ^ Полезные ископаемые, связанные с магматизмом.


Выше названная дифференциация определяет геологические условия нахождения и связи магматических месторождений с определенными комплексами магматических г.п.

С ультрабазитами связаны месторождения хромитов (Cr), платиноидов – Бушвельд (Южная Африка), Кемперсайское, Ключевское на Урале.

С комплексами ультраосновных – основных пород связаны месторождения сульфидных руд с Ni, Си,Co, платиноидами (Мончегорск на Колском п-ве, Садбери в Канаде, Норильск в Восточной Сибири).

С габброидами связаны крупнейшие месторождения Ti-магнетита и ильменита (руды на Ti и V) – Первоуральское, Качканарское.

С сиенитами связаны апатит-магнетитовые месторождения, с эволюцией щелочного магматизма связаны месторождения апатит-нефелиновых руд (Хибинский массив на Кольском п-ве). Апатит содержит 40 %P2O5, до 3, 5% SrO и ~ 1% редкоземельных элементов.

Фракционирование гранитоидных магм приводит к последовательному концентрированию Li, Cs, Be, Zn, F, Ta, Nb, W, Sn, Mo и формированию соответствующего оруденения. Например, кислые интрузивные и субвулканические породы хребта Хамар-Дабан выделяются разнообразием F-B минерализации (флюорит, топаз, турмалин), проявлением рудной минерализации (Sn, W, Ta, Be), связанной с эволюцией магмы редкометальных Li-F гранитов.

1   2   3   4   5   6



Скачать файл (995.5 kb.)

Поиск по сайту:  

© gendocs.ru
При копировании укажите ссылку.
обратиться к администрации
Рейтинг@Mail.ru