Химические реакции, протекающие в литосфере

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 путем 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 шел процесс дегазации верхней мантии.

Процессы выплавления и дегазации вещества мантии имеют периодический характер. После того как произошел 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 шел 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 счет энергии радиоактивного распада. Вещество мантии Земли (перидотиты, дуниты и др. ультраосновные породы) имеет химический состав, приближающийся к метеоритному.

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. 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 объему) от излившегося базальта – и кислых дымов и газов (NH3, 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, Cl2, 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 13С)    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 другие 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 тяжелых металлов, мало щелочей и летучих, другие бедны Ca (около 0,5%) и тяжелыми металлами, но богаты щелочами и летучими. Происхождение гранитов большинство ученых 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, 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 другие 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 тяжелых металлов вызывает споры. Не исключается газовый перенос металлов, например в виде фторидов, причем фтор часто дает во вмещающих породах большие ореолы рассеяния. Неясны равновесия фторидов, хлоридов, металлов с H2O при разных температурах и давлениях.

О химических и физических условиях рудообразования дает 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 тяжелых 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 тяжелых металлов, более растворимые, чем простые сульфиды, например дающие ионы HZnS22– или HgS2. Большую роль в процессе переноса тяжелых 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 определенной концентрации CO2. Уменьшение CO2 в растворе разрушает этот комплекс и вызывает отложение соединений U. Отложение тяжелых 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 многих других, 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 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 объем пород увеличивается.

В разрушении горных пород участвуют многие химические процессы, как, например, гидролиз алюмосиликатов, который приводит к образованию латерита, свободных водных окисей Al2O3 и бокситов, которые обогащены Ti, Nb, Sn, Be и др. Окисление до более высоких валентностей часто выполняется микроорганизмами, например Fe2+®Fe3+, Mn2+®Mn4+ и т.д. Железные осадочные руды обогащаются фосфатами, арсенатами, ванадатами, а марганцевые – Ba, Ra, Со и др. Известняки, а также доломиты, фосфаты и некоторые др. соли образуются при участии организмов и накапливают Sr, Mn, Pb, F, редкоземельные элементы и т.д.

Соленосные отложения возникают в результате испарения воды в изолированных бассейнах. Последовательность отложения солей NaCl, MgSO4 и других идет по законам галогенеза. В этом процессе происходит отделение твердых солей от насыщенного раствора – рапы, которая содержит наиболее растворимые соли Na, К, Sr, Li, В, Br. Подобные растворы встречаются и в подземных высокоминерализованных водах.

Органическое вещество суши при захоронении приводит к образованию углей, а органическое вещество донных отложений современных и древних морей (главным образом планктона) – к образованию нефтей и горючих газов. Изотопный анализ отдельных фракций нефтей на 12С/13С указывает температуру их образования – не свыше 200–250°С. Появление углей и нефтей в земной коре изменило миграцию и распределение ряда осадочных элементов. Так, например, U, V, Ge обычно концентрируются в осадочных железных рудах. С появлением углей их соединения стали накапливаться и в углях и в битумах, образуя нередко месторождения этих элементов. Наиболее стойкие минералы – монацит, торит, золото, магнетит, кварц, циркон, рутил, касситерит и др., при разрушении горных пород накапливаются в прибрежной части морей и океанов и образуют в зонах морского шельфа россыпные месторождения.

Мощность осадочных пород на материках в некоторых местах достигает 20 км, а в среднем превосходит 1 км. Общее количество осадочных пород на земном шаре указано в табл. 15.

 Таблица 15

Количество пород на земном шаре

Области залегания

Количество осадочных пород

Глубоководные области

2,17×1020

Батиальные области

1,0×1021

Щиты древних платформ

1,4×1020

Молодые платформы

3,4×1020

 Главную массу пород составляют глины и сланцы (около 55%), карбонатные породы (около  25%), пески и песчаники (около 20%).

Все магматические и осадочные горные породы подвергаются в той или иной степени метаморфизму. Разнообразные процессы в твердом веществе горных пород идут либо без выноса и привноса вещества извне (собственно метаморфизм), либо с выносом и привносом вещества (метасоматизм). Различают щелочной метасоматизм (натриевый или калиевый), магнезиальный, кальциевый, железистый, а также серный (березитизация гранитов), фосфатный, боратный и др. Глины превращаются в сланцы, известняки в мраморы и т.п.

На глубине под действием высокой температуры породы могут испытать переплавление (палингенезис, гранитизацию). Все превращения, связанные с метаморфизмом, направлены к химическому равновесию, перекристаллизации с уменьшением объема. Образуются минералы с большей плотностью и породы более или менее однообразного минерального состава, содержащие кварц, полевой шпат, слюды (системы с минимумом свободной энергии). В силу сложности и разнообразия процессов метаморфизма за основу классификации метаморфических пород берутся их минеральные ассоциации (минеральные фации) как показатели условий образования этих пород.

Будет полезно почитать по теме: