Геохімія – ключ до розкриття геологічних процесів.

Що досліджує геохімія

Досліджуються геохімічні системи різних рівнів. Із однієї сторони геохімія вивчає процеси розподілу розсіяних елементів (наприклад, Rb) між двома мінералами (мікрокліном та мусковітом), а з другої – поведінку Pb в межах всієї земної кори або ж у зоні субдукції.

Можна виділити декілька основних рівнів організації речовини, які розглядаються в геохімії

Геологічні тіла = породи+форма породних тіл + тріщини Процеси зміни речовини
Гірські породи, осади, грунт – поєднання мінералів +розчини
Мінерали: як самі по собі, так і в певному оточенні: наприклад мінерал в розчині, мінерал в магмі і т.п.

Геохімічні процеси, що супроводжують тектонічні перетворення геологічних тіл досліджують шляхом вивчення просторово-часових змін складу самих тіл в цілому, складу порід, що їх складають (петрологія), та особливостей процесів мінеральних перетворень та зміни хімічного складу мінералів (мінералогія).

Спільне, що їх поєднує ці явища – це зміна хімічного складу речовини на різних рівнях. Дослідження цієї послідовності перетворень хімічного складу, виявлення ключових моментів і індикативних (трасерних) характеристик і є завданням геохімії.

Будова Землі

Сейсмологічні дослідження виявляють шарувату внутрішню структуру Землі. Верхній шар – земна кора – ділиться за складом і геологічною історією на два типи – континентальну і океанічну.

Континентальна кора

(0.374 %) маси Землі;

потужність від 30 до 80 км із максимумом під гірськими системами

переважають легкі елементи K, Na, Si, Ca, Al

складена мінералами із низькою густиною (кварц, польові шпати)

сучасна будова сформувалася за 3,6 млрд. років в результаті послідовного приєднання невеликих фрагментів континентальної кори, що формувалась над зонами субдукції.

Океанічна кора

(0.099% маси Землі)

потужність 6-8 км

переважають Mg, Fe, Si, Al

складена піроксенами, олівінами та плагіоклазами (основні та ультраосновні магматичні породи)

океанічна кора постійно оновлюється, наростаючи в зонах спредінгу і поглинаючись в зонах субдукції; найдавніші фрагменти дна Тихого океану утворилися в тріасі 240млн. років.



Кора від нижче розміщеної мантії відділяється вузькою зоною різкого зростання густини, що називається поверхнею Мохоровичича.

Верхня мантія (10.3% маси Землі) – складена переважно мінералами, що за хімічним складом відповідають олівінам та піроксенам.

Земна кора разом із частиною верхньої мантії, що за механічними властивостями є жорсткою і не здатна текти, називається літосферою (відповідно від складу земної кори – океанічною чи континентальною). Потужність літосфери коливається від 100 км під океанами до 200 км під континентами. Літосфера поділена на плити. Під впливом процесів у верхній мантії літосферні плити переміщуються одна стосовно іншої. Зони розходження – дивергенції – літосферних плит називаються зонами спредінгу. В них формується земна кора (літосфера) океанічного типу. Для Землі в цілому, вона генерується із швидкістю 17 км3/рік. Швидкість руху літосферних плит досягає 80 мм/рік.

Зони зустрічного (конвергенного) руху плит, де одна плита (переважно океанічного типу) опускається (затягується) під другу, називаються зонами субдукції. В зонах субдукції формується кора континентального типу.

Породи верхньої мантія, що розміщена нижче, здатні текти (є пластичні) при тиску і температурі свого існування. Ця частина верхньої мантії називається астеносферою. У своїй верхній частині може бути частково розплавлена.

Перехідна зона (середня мантія) на глибинах 450-670 км – 7.5% маси Землі – є зоною обміну енергією та речовиною між нижньою та верхньою мантіями.

Нижня мантія нижче 670 км –49.2% маси Землі; склад приймається близьким до складу хондритів – кам’яних метеоритів.

Шар D-–3% маси Землі; проміжний за властивостями між нижньою мантією та зовнішнім ядром. За результатами сейсмологічних, геохімічних і мінералогічних досліджень останніх років ця зона контролює всі процеси в межах Землі. Саме тут відбувається глобальний перерозподіл речовини між ядром і мантією.

Рис. 2. Зміна тиску і температури в глибинах Землі

Зовнішнє ядро– 30.8% маси Землі; складене розплавом, що проводить електричний струм і конвективно перемішується.

Внутрішнє ядро – 1.7 % маси Землі - є твердим, так як тиск є вищим від тиску плавлення при температурах існування внутрішнього ядра.

Комбінація струмопровідних рідкого зовнішнього і твердого внутрішнього ядер в поєднанні із обертовим рухом Землі створює єфект магнітного динамо і магнітне поле планети Земля.

На рис. 2 показані зміни тиску і температури із глибиною в межах Землі. Зверніть увагу на різке зростання температури на границі літосфери і верхньої мантії, та мантії і зовнішнього ядра.

Склад Землі в цілому, загально прийнято, близький до складу хондритового метеориту (позбавленого газів) (табл.. 1), але поряд із цим є дуже невизначений, так як існує багато моделей -хондритового- складу. Скоріше це потрібно розглядати як перше наближення, тоді я к реальні співвідношення елементів можуть значно відрізнятися від модельних. Зокрема Земля збіднена Si порівняно із хондритами.

Залежність між швидкістю сейсмічних хвиль і густиною (Закон Бірча) і поширеність елементів дозволяють стверджувати, що мантія мабуть складається із Mg-силікатів із середнім атомним номером M = 21.3. Для порівняння для MgSiO3 M =20,12; для MgO –

20.15; для Mg2SiO4 – 20.13, приймаючи що 10% Mg заміщено Fe.

За подібної аргументації, ядро складене сплавом на основі Fe: для рідкого зовнішнього ядра закон Бірча дає M = 49.3 (Poirier, 2000) (тоді яу атомна маса Fe рівна 55.8), що дозволяє говорити, що в його складі є до 10% легких легуючих домішок; внутрішнє ядро є твердим і мабуть викристалізувалось із розплаву зовнішнього ядра.

Будова Землі встановлена за варіаціями швидкості поширення сейсмічних хвиль. Сама ж швидкість є відображенням зміни кристалічного стану речовини, який відбувається в результаті поліморфних перетворень найбільш поширених компонентів, які ми спостерігаємо у фрагментах верхньої мантії, доступних для спостереження – мантійних ксенолітах у базальтових лавах і кімберлітах. Такими компонентами є олівіни (Mg,Fe,Mn)2[SiO4] та піроксени (Ca, Mg,Mn,Fe,Ti,Al,Na)2[Si2O6] і плагіоклази (Ca,Na,K)[(Al,Si)2Si2O8]. Як видно із рис. 3, зростання тиску призводить до того, що плагіоклаз стає нестабільним і перетворюється в шпінель (Mg,Fe)Al2O4, а потім в гранат (Mg,Fe,Ca)3(Al,Fe)2[SiO4]3. Такі перетворення супроводжуються перерозподілом компонентів між новоутвореними мінералами та олівіном і піроксеном. Причому варто пам’ятати що всі вищевказані мінерали є носіями всіх інших хімічних елементів, що входять в склад земної речовини.

Рис. 3. Зміна мінерального складу надр Землі внаслідок поліморфних перетворень і відображення цього в сейсмічних характеристиках. У врізці справа показано перетворення у верхній мантії.

На глибинах ~400 км піроксен+гранат перетворюється в мінерал із гранатовою структурою –маджорит, а олівін трансформується в мінерал із шпінелевою структурою.

Збільшення глибини і, відповідно, тиску веде до трансформації структур гранату і шпінелі в структуру перовськіту (мінерал перовськіт – складний оксид із формулою CaTiO3). Частина магнію та заліза утворюють прості оксиди із структурою вюститу. Каркасна структура типу перовськіту здатна вміщувати більшість хімічних елементів.

Із вище сказаного ви зрозуміли, що збільшення температури і тиску із глибиною призводить до спрощення мінерального складу речовини. Шляхом поліморфних перетворень відбувається перехід до більш щільних кристалічних структур із можливостями широких варіацій хімічного складу.

В умовах нижньої мантії (P ~ 24–136 ГПа, T = 1400–3900°С) згідно традиційної піролітової моделі існують три основних мінерали: магнезіальний перовськіт (Mg,Fe)SiO3 (~75 vol%), магнезіовюстит(Mg,Fe)O (~20%), кальцієвий перовсьткіт CaSiO3 (~5%). Інші можливі мінерали є поліморфами SiO2 і Al2O3.

Недавно було встановлено,що в нижніх 150 км мантії і в шарі D стабільною є пост-перовськітова MgSiO3-фаза із шаруватою кристалічною структурою типу CaIrO3 [18, 19].

à
Рис. 4. Зміна структури MgSiO3 при переході від перовськітової до пост-перовськітової структури типу CaIrO3 (за A. R. Oganov, G. D. Price, Sandro Scandolo Ab initio theory of planetary materials Z. Kristallogr. 220 (2005) 531–548)

Хімічний склад нижньої мантії контролюється декількома мінеральними фазами, що містять всі хімічні елементи.

Зовнішнє ядро складене розплавленими оксидами заліза та близьких йому хімічних елементів, а внутрішнє ядро – металічним сплавом на основі заліза із 6-10 % легуючих домішок (Ni, S, O, Si, H, C, K).

Границя мантії і ядра є межею, що розділяє зони із різко відмінним хімічним складом: мантія є силікатною (умовно можна її назвати олівін-піроксеновою), а ядро – залізним.

Главная Страница