Полная версия

Главная arrow Экология arrow Науки о Земле

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>

ГЕОХИМИЯ ПЛАНЕТЫ ЗЕМЛЯ

ГЕОХИМИЯ

Геохимия (от гео... - земля и химия - дисциплина естествознания о веществах) - наука о химическом составе Земли, законах распространённости и распределения в ней химических элементов, способах сочетания и миграции атомов в ходе природных процессов. Геохимия - часть космохимии. Единицами сравнения в геохимии являются атомы, ионы и химические соединения.

Одна из важнейших задач геохимии - изучение на основе распространённости химических элементов химической эволюции Земли, стремление объяснить на химической основе происхождение и историю нашей планеты, её объемную дифференциацию на оболочки (геосферы). Наибольшее внимание в геохимии уделяется проблемам распространённости и распределения химических элементов.

Исторический очерк связи геохимии с другими науками. Геохимия стоит на стыке геологических, физических и химических наук и через биогеохимию соприкасается с биологических науками. Наиболее тесно геохимия связана с геологическими науками - минералогией и петрографией, особенно в вопросах генезиса минералов, горных пород и геологических процессов. Региональногеохимические исследования проводятся в сочетании с геотектоническими построениями. В геохимии применяются современные физические и химические методы исследования вещества и процессов в широком диапазоне температур и давлений - хроматографические, спектральные, масс-спектральные, резонансные, ядерные и др.; весьма широко используются математические методы. Изучение поведения вещества при высоких температурах и давлениях связывает геохимию с геофизикой. Сложные вопросы истории вещества Земли, такие, как оценка абсолютного времени, которая лежит в основе исторической геологии, исследуются только точными геохимическими и радиохимическими методами. В палеонтологии при изучении вопросов образования твёрдых скелетных частей организмов важно знать геохимические условия, в которых жили организмы. Исследование ископаемого органического вещества раскрывает процессы образования кау-стобиолитов. Геохимические идеи в почвоведении направлены на решение ряда важных вопросов агрохимии и агрономии. Геохимический анализ почвенного покрова используется для геохимических поисков месторождений полезных ископаемых. Геохимия ландшафтов, как предмет географии, исследует геохимические процессы, связанные с флорой и фауной, имеет большое значение для сельского хозяйства и медицины.

Идеи геохимии пронизывают астрофизику, атомную физику, химию и физическую химию, химическую технологию и металлурге

гию (особенно редких металлов). Геохимики содействуют снятию проблем комплексного использования минерального сырья. Они участвуют в работе в области химизации сельского хозяйства.

Геохимия возникла на основе учения об атомах. Корни её уходят в прошлое геолого-минералогического знания. Геохимические идеи появились уже в конце XVIII в. Немецкий геолог К. Г. Бишоф, французский геолог Л. Эли де Бомон и др. накапливали геохимические факты, касавшиеся состава, миграции вещества в водных растворах, а также в магматических процессах. Шведский химик и минералог И. Я. Берцелиус в первой половине XIX в. изучил химический состав большого числа минералов и первым предложил их химическую классификацию. Химический анализ минералов и горных пород, природных газов и вод, полезных ископаемых дал в середине XIX в. возможность заложить основы геохимии. В 1838 г. швейцарский химик К. Ф. Шёнбейн впервые ввёл термин «геохимия». Многочисленные сведения в данной области знаний были получены к концу XIX - началу XX вв. Первую обширную сводку данных по геохимии (1882 г.) дал американский геохимик Ф. У. Кларк. Формулирование основных задач геохимии принадлежит советским академикам В. И. Вернадскому, А. Е. Ферсману и норвежскому геохимику В. М. Гольдшмидту. Вклад в геохимию был сделан работами Н. С. Курнакова и представителями его школы, которые заложили основы геохимии галогенеза, а также физикохимического анализа природных солевых систем. Идеи В. И. Вернадского и А. Е. Ферсмана нашли особенно благоприятную почву для развития геохимии в XX в. Их ученики - А. И. Виноградов, Д. И. Щербаков, И. Н. Чирвинский, Н. В. Белов, А. Г. Бетехтин, Н. М. Страхов, В. С. Соболев, К. А. Ненадкевич, В. Г. Хлопин, А. А. Сауков, К. А. Власов, В. В. Щербина, В. И. Герасимовский, Н. И. Хитаров и многие другие - разрабатывали как общие, так и отдельные вопросы геохимии. Во второй половине XX в. возрос объем исследований по радиоактивности горных пород и минералов, развивалась изотопная геохимия, широко развернулись работы по определению абсолютного возраста пород. Геохимические исследования велись не только в научно-исследовательских институтах, но и во многих производственных организациях. Геохимия преподавалась в университетах и других учебных заведениях. Был создан ряд геохимических институтов и отделов, в том числе биогеохимическая лаборатория (ныне - Институт геохимии и аналитической химии им. В. И. Вернадского РАН).

Распространённость химических элементов. Распространённость различных химических элементов в природе определяется устойчивостью их ядер, синтезирующихся в результате термоядерных реакций в недрах звёзд. Характер синтеза зависит от стадии эволюции звезды - её температуры.

Непосредственное определение общего химического состава планеты невозможно, однако спектральные данные о составе Солнца и

данные о химическом составе каменных метеоритов (наиболее встречающихся - хондритов) позволяют судить о распространенности химических элементов на Земле и на других планетах. Из табл. 16 и рис. 25 видно, что распространенность элементов на Солнце и в метеоритах совпадает.

Таблица 16

Распространенность химических элементов на Солнце и в каменных метеоритах (хондритах)

(Хмя - число атомов данного элемента на 106 атомов магния)

Элементы

Солнце

Метеориты

Хма

^ Ме

І8 Хма

^ Ме

1

Н

10,64

4,4-1010

3

и

<-0,46

<3,4-10 1

1,54

3,5-10'

4

Ве

0,98

9,55

-0,14

7,19-10 1

5

В

2,24

1,7-102

1,18

1,50-10'

6

С

7,15

1,4-107

4,30

2,02-104

7

N

6,70

5,0-106

2,54

3,47-102

8

О

7,47

3,0-107

6,55

3,54-106

9

Е

3,01

1,02-103

11

Ыа

4,94

8,7-104

4,69

4,93-104

12

М§

6,00

1,0-106

6,00

1,00-106

13

А1

4,84

6,9-104

4,89

7,81•104

14

Бі

6,34

2,2-106

6,01

1,04-106

15

Р

3,98

9,6-103

3,72

5,23-103

16

Б

5,94

8,7-105

5,00

1,01-Ю5

17

С1

2,50

3,20-102

19

К

3,34

2,2-103

3,55

3,52-103

20

Са

4,68

4,8-104

4,75

5,66-104

21

1,49

3,1-Ю1

1,46

2,88-Ю1

22

Ті

3,45

2,8-103

3,34

2,20-103

23

V

2,81

6,5-102

2,35

2,23-102

24

Сг

3,76

5,8-103

25

Мп

3,49

3,1-103

3,87

7,37-103

26

Ее

5,44

2,8-105

5,84

6,96-105

27

Со

3,34

2,2-103

3,28

1,92-103

28

4,41

2,6-104

4,60

4,00-104

29

Си

3,09

1,2-103

2,49

3,06-102

30

Ъп

2,16

1,4-102

2,09

1,24-102

31

ва

1,36

2,3-Ю1

1,06

1,16-10'

32

ве

1,13

1,3-10'

1,35

2,23-10'

33

Аэ

0,64

4,32

34

Бс

1,31

2,05-10'

35

Вг

1,78

6,08-10 '

Солнце

Метеориты

элементы

1,3-Ю1

^ Мц

37

ЯЬ

1,12

0,75

5,69

38

Бг

1,66

4,6-101

1,27

1,85-10*

39

У

1,84

6,9-10'

0,56

3,64

40

Ъх

1,29

2,0-10'

1,09

1,24-101

41

иь

0,94

8,7

-0,28

5,23-10'1

42

Мо

0,94

8,7

0,40

2,53

44

Яи

0,46

2,9

0,20

1,60

45

Ют

0,01

1,0

-0,51

3,15-10“'

46

Рё

0,21

1,6

0,18

1,52

47

А-ё

-0,61

2,4-10 1

0,82

1,50-Ю’1

48

Сё

0,18

1,5

1,14

7,21 • 10 “2

49

1п

0,09

1,2

2,85

1,41-10“3

50

Бп

0,18

1,5

0,83

6,83

  • 51
  • 52

БЬ

Те

0,58

3,8

0,28

1,90

53

I

-1,71

5,11-10“'

55

Сб

-0,91

1,22-10“'

56

Ва

0,74

5,5

0,85

7,08

57

Ьа

0,67

4,7

-0,46

3,50-10“'

58

Се

0,42

2,6

-0,24

5,78-10“'

59

Рг

0,09

1,2

-0,94

1,15-10“'

60

N(1

0,57

3,7

-0,17

6,74-10“'

62

Бт

0,26

1,8

-0,67

2,1610“'

63

Ей

-0,40

4,0-10 1

-1,07

8,53-10“2

64

вё

-0,23

5,9-10 1

-0,39

4,12-10“'

65

ТЬ

-1,29

5,10-10“2

66

оу

0,36

4,4-10 1

-0,46

3,49-10“'

67

Но

-1,16

6,88-10“2

68

Ег

-0,71

1,94-10“'

69

Тш

-1,5

-1,42

3,84-10“2

70

УЬ

0,17

-0,73

1,87-10“'

71

Ьи

1,49

-1,49

3,24-10“2

72

т

-0,74

1,82-10“'

73

Та

-0,75

1,79-10“'

74

?

-0,58

2,64-10“'

75

Яе

-0,76

1,74-10“'

76

05

-0,22

5,96-10“'

77

-0,38

4,22-10“'

78

Р1

0,22

1,66

79

Аи

-0,79

1,65-10“'

80

н§

-0,09

8,08-10“'

81

Т1

-2,63

2,38-10“3

Элементы

Солнце

Метеориты

Хм.ц

X Мц

1§ Хмц

X Мц

1,56-10"1

82 РЬ

0,27

1,9

-0,81

83 В1

-1,63

2,33-10'2

90 ТЬ

-1,55

2,79-10‘2

92 и

-1,99

1,02-10'2

Наиболее распространённые элементы (изотопы) имеют четные по протонам и четные по нейтронам ядра:

62С, 81бО, '"24М^, 1428$1, 16328

и многие др. Элементы с чётно-нечётным числом протонов или нейтронов занимают среднее место. Элементы с нечётным числом протонов и нейтронов имеют очень малую распространённость, например:

и,5цВЛт.

Распространенность элементов с четными порядковыми номерами больше соседних с нечетными номерами (рис. 29). Лёгкие элементы 1л, Ве, В находятся в дефиците, так как «сгорают» в реакциях с протонами. Ядра элементов конца Менделеевской системы имеют огромный избыток нейтронов и потому неустойчивы. Эти элементы претерпевают радиоактивный распад (и, ТЬ, Яа и др.) и спонтанное деление (и, ТЬ, некоторые актиниды).

Из данных о химическом составе оболочек Земли следует, что она имеет метеоритный состав. Метеориты разделяются на каменные (хондриты и более редкие ахондриты), железные (из Ре-№ сплава) и смешанные. Хондриты потеряли все летучие вещества, кроме тех, которые прочно вошли в соединение с твёрдым веществом метеоритов -Н2О, Ре8, С, ЫНз и др. Таким образом, их твёрдое вещество по распространённости элементов отвечает солнечному составу: М§, 81, Ре, О занимают первые места (по числу атомов Si/Mg = 1), затем идут 8, А1, Са и др. Силикатная фаза хондритов состоит преимущественно из мета- и ортосиликатов - пироксенов (MgSiOз) и оливинов [(Mg, Ре)г8Ю4], т. е. является тройной системой MgO, 8Юз, РеО. Каменные метеориты - многофазные системы; помимо главных фаз - силикатной и металлической (сплав Ре-РИ) - они имеют ещё сульфидную, хромитную, карбидную, фосфидную фазы. Соотношение силикатной и металлической фаз в разных метеоритах варьирует. Многие учёные, исходя из аналогии с метеоритами, считают, что планеты земного типа также имеют силикатную фазу и металлическое ядро, причём отношения между этими фазами у разных планет различны. По этой гипотезе Земля имеет около 31 % металлической фазы, или около 40 % Ре (включая окисленное).

Распространённость химических элементов на Солнце и в каменных метеоритах (хондритах) (БСЭ)

Рис. 29. Распространённость химических элементов на Солнце и в каменных метеоритах (хондритах) (БСЭ):

по оси абсцисс - порядковые номера элементов, по оси ординат - число атомов данного элемента на 106 атомов 1У^; залитые кружки - распространение элемента на Солнце, светлые кружки - в метеоритах.

Интегративное распределение химических элементов. Земля, как и другие планеты земного типа и Луна, имеет оболочечное строение; она состоит из ряда геосфер: ядра, мантии, земной коры, гидросферы и атмосферы. Твёрдые оболочки Земли, слагающие горные породы, парагенетические ассоциации минералов и т. п., как правило, сложные многокомпонентные силикатные системы. Процессы, при которых они образуются, идут с конечными скоростями и являются необратимыми. Поэтому, в геохимии мы встречаемся с неравновесными вещественными системами, которые характеризуются массой, объёмом, энтропией, давлением, температурой, химическими потенциалами. Для применения термодинамики в геохимии необходимо знать поведение конкретных фаз, компонентов и систем в условиях геологической обстановки, в частности в большом диапазоне давлений и температур. Общее представление о направлении геохимического процесса даёт принцип Ле Шателье - Брауна, согласно которому в любой системе, находящейся под действием внешних сил, изменение какого-либо внешнего фактора вызывает превращение, направленное на компенсацию действия этого фактора. По закону действующих масс изменение активности одного из компонентов системы смещает равновесие. Например, в реакции

СаС12 + Ыа2804^ Са804 + 2ЫаС1

равновесие смещается вправо, так как ангидрит выпадает из раствора. В реакции

СаСОз + 8Ю2 «-? Са8Ю3 + С02,

начинающейся при температуре выше 350 °С, равновесие сдвигается вправо, так как одновременно с отложением минерала волластонита Са8Юз образуется углекислота, удаляющаяся из системы. С повышением температуры в реакциях с участием газовой фазы равновесие смещается в сторону меньшего объёма газовых компонентов. Например, в реакции

2 + 4Н? <-? 81Р4 + 2Н20

равновесие сдвигается вправо. Высокое давление (газовое и литостатическое) изменяет направление и характер кристаллизации магмы.

Условия формального равновесия систем описывается при помощи правила фаз Гиббса, согласно которому число термодинамических степеней свободы системы/= к - п + 2, где п - число фаз в системе, к - число компонентов. Поскольку в закрытой системе число степеней свободы/< 2 (давление и температура), то число фаз п > к. Это минералогическое правило фаз, впервые в геохимии примененное В. М. Гольдшмидтом, оправдывается для разнообразных горных пород.

Закономерности распределения отдельных элементов по многочисленным фазам - минералам - зависят главным образом от строения внешних электронных оболочек атомов. В геохимии поэтому широко используются закономерности, установленные кристаллохимией. Ионы и атомы в кристаллических решётках имеют разные радиусы Величина связана с положением химического элемента в таблице Менделеева. По вертикальным группам обычно растет с увеличением атомной массы и уменьшается с увеличением валентности иона в пределах периода.

В природных процессах ионы и атомы сортируются по зарядам, размерам и величинам энергий. Управление процессами их сортировки осуществляется несуществующими кристаллическими решётками главных породообразующих минералов. Кристаллическая решетка -это свойство ионов образовывать реальные самоупаковки в идеальном случае без каких-либо пустот. Всего возможно семь способов симметрии таких упаковок, называемых сингониями: моноклинная, триклин-ная, ромбическая, тригональная, тетрагональная, гексагональная и кубическая. По этой причине не существует кристаллов с пятиугольной симметрией - ионы нельзя разместить в пятиугольной кристаллической решетке без образования пустот. Если ионы разновалентны, но имеют близкий размер Я/, в решётку чаще всего входит ион с большим зарядом. Если ионы имеют одинаковую валентность и по разме-

ру различаются не больше чем на 15 %, они часто изоморфно замещаются в кристаллических решётках; происходит замещение атома атомом, иона ионом или группы атомов группой атомов в зависимости от типа решётки, размеров /?,, заряда и т. д. Изоморфное замещение играет огромную роль в распределении элементов по различным минералам. Использование в геохимии объяснило причину ассоциации таких разнородных элементов, как и, ТЬ и редкоземельных элементов (в минералах торианит, иттриалит и др.), а также постоянную ассоциацию редкоземельных элементов. При деформации одного иона другим в соединении, имеющем катион малого радиуса и анион большого радиуса, возникает так называемая поляризация, которая нарушает физико-химические свойства вещества - твёрдость, летучесть и многие другие. Отношение /?, катиона и Я, аниона определяет число атомов, окружающих центральный атом в соединении, - его координацию, т. е. координационное число. Оно, в свою очередь, указывает на характер и строение кристаллической решётки. Координационное число может изменяться в зависимости от условий образования минерала. Кристаллические решётки минералов имеют различную структуру: от очень простых и симметричных построек из плотно упакованных шаров до весьма сложных с низкой степенью симметрии. При кристаллизации атомы и ионы стремятся расположиться в кристаллической решетке таким образом, чтобы была минимальной энергия кристаллической решетки. На основе таких данных была разработана геохимическая классификация элементов (табл. 17), реализующая их особенности распространения в природе.

Таблица 17

Классификация химических элементов по особенностям распространения в природе - встречаемости в горных породах и рудах

Группа элементов

Элементы

Литофильные (силикаты, оксиды и другие минералы)

и, Ве, В, С, И, О, N3, М& А1, 81, Р, К, Са, 8с,

Тц V, Сг, Мп, Ш), Бг, У, гг, N6, Сб, Ва, Ьа (лантаноиды), Ш", Та, W, Рг, Яа, Ас (актиноиды), ТЬ, Ра, И

Халькофильные

(сульфиды)

Си, Ъп, ва, ве, Ав, 8е, Ай, Сё, 1п, Бп, 8Ь, Те,

Нй, Т1, РЬ, В1, Ро

Сидерофильные

Ре, Со, N1, Мо, Тс, Яи, ЛЬ, Рё, Яе, Оз, 1г, РЦ Аи

С открытием изотопов стала развиваться геохимия изотопов - изучение процессов разделения изотопов химических элементов в природных процессах, особенно лёгких атомов И, С, О, Ы, Э и др. Этим методом часто удаётся установить способ и условия разделения химических элементов и образования конкретных минералов и рудных залежей.

Геохимические процессы разделения элементов в глубинах Земли управляются литостатическим давлением, теплом, генерируемым радиоактивными элементами (радиогенное тепло), и гравитационной энергией при плотностной дифференциации вещества недр. На поверхности Земли значительную роль играет энергия солнечных лучей, которая, в частности, трансформируется живым веществом в химическую энергию органических соединений.

Геохимические процессы. Первичное разделение холодного недифференцированного вещества Земли на оболочки произошло под влиянием тепла адиабатического сжатия планеты и радиогенного тепла.

Аналоговой моделью для разделения однородного вещества Земли на многочисленные расслоенные горизонты могут быть процессы ионообменной хроматографии. Потоки флюидов через литосферу имитируют процессы одновременно газожидкостной и ионообменной хроматографии, с той разницей, что в литосфере эволюционируют одновременно и поток (флюиды), и сорбент (породы) и сорбат, который отлагается в виде рудных минералов с образованием месторождений полезных ископаемых.

Модель ионообменного хроматографического процесса как генетической и физико-химической аналоговой структуры используется в петрологии давно. Принцип массэнергопотоков в геологии известен с 1910 г. в виде теории «проникающих восходящих колонн» Термье (Тегпиег, 1910), был развит в работах Вегмана (Раген, 1972) и позже в трудах Д. С. Коржинского (сквозьмагматические потоки), А. Ю. Кузнецова и Э. П. Изоха (интрателлурические потоки тепла и вещества как агенты метаморфизма и магмообразования) и др. Хроматографическая модель придает петрологическим процессам целостность. Под действием интрателлурических потоков силикатное вещество планеты в вертикальном разрезе вещества Земли разделялось на тугоплавкую фазу - ультраосновные породы верхней мантии, которые оставались на месте своего нахождения, и стремящуюся вверх и обгоняющую все другие фазы, более легкоплавкую фазу - основные породы (базальты) земной коры. В конечном итоге, легкоплавкое вещество постепенно перемещалось вверх к поверхности Земли и образовало со временем гранитогнеисовыи слои.

При этом метасиликаты инконгруешпно (разложение минерала на структурные единицы, не соответствующие структурно-химическому составу минерала) разлагались на ортосиликаты и кремнекислоту, обогащенную химическими элементами, понижающими температуру плавления: щелочные элементы, 81, Са, А1, и, ТЬ, Эг и другие редкие литофильные элементы. Вещества, повышающие температуру плавления (М?, Ре, №, Со, Сг и др.), сохранились по преимуществу в тугоплавкой фазе, т. е. остались в мантии Земли. Вместе с зонным плавлением шёл процесс дегазации верхней мантии. Процессы выплавления и дегазации вещества мантии имеют периодический характер. После того как произошёл вынос тепла и вещества из глубин на поверхность Земли, требовалось время на новое разогревание очага. С таким геохимическим циклом связан весь ритм тектономагматической и вулканической деятельности и метаморфических преобразований. Аналогичный процесс шёл также на Луне и, по-видимому, на всех планетах земного типа. Химическая эволюция Земли поддерживается и регулируется непрерывным процессом выплавления и дегазации вещества мантии за счёт энергии радиоактивного распада.

Средний химический состав Земли. Средний химический состав Земли по данным разных авторов изменяется в следующих пределах (в массовых %): О - 28,5—31,3; Ре - 29,76-35,87; ]У^ - 13,21—15,69; Б1- 14,34-15,1; Б - 1,84-4,17; № - 1,65-2,04; Са- 1,64-2,28; А1 - 1,32-1,83; Ыа - 0-0,3. Принимается, что химический состав Земли близок к среднему химическому составу метеоритов, среди которых каменные метеориты составляют около 92,7 % от всех находок, железокаменные- 1,3 % и железные - 5,6 %. Каменные метеориты состоят из богатых железом и магнием силикатных минералов и включений никелистого железа; железокаменные - из железа и силикатных минералов; железные - из никелистого железа с небольшой примесью кобальта и фосфора.

В составе земной коры наиболее распространены восемь химических элементов, дающих в сумме свыше 98 массовых процентов: О -46,5; 81-25,7; А1-7,65; Ре-6,24; Са-5,79; N^-3,23; Ыа- 1,81; К-1,34. В объемном соотношении ситуация иная. На долю кислорода приходится 93 % объема горных пород и литосферы в целом. Получается, что литосфера состоит преимущественно из крупных ионов кислорода, между которыми находятся оставшиеся 7 % ионов других химических элементов.

Базальты земной коры, лунные породы (с поверхности лунных «морей») и эвкриты (базальтические каменные метеориты) имеют идентичный состав и одинаковую офитовую структуру, что указывает на их похожее происхождение путем дифференциации.

Региональная неравномерность распределения отдельных химических элементов заставляет выделять на Земле различные геохимические провинции. Изучение территориального распространения химических элементов в связи с геологией района является задачей региональной геохимии, конечная цель которой - составление геохимических карт территории на базе общих геологических данных.

Геохимические процессы в гидросфере и атмосфере. Водная оболочка Земли - гидросфера - возникла в результате дегазации недр Земли и выноса в этом процессе воды, ССЬ и других газов. Как один из мантийных процессов - излияние базальтов - также сопровождалось выделением в окружающую среду надэвтектической воды и других летучих компонентов. Мировой океан со средиземными и при-континентальными морями занимает около 71 % поверхности Земли и имеет общий объём 1,37-10 1 м Строение дна океанов - результат грандиозных магматогенных процессов. Донные осадки составляют около 1,2-10 кг. Легкорастворимые вещества обогащают водный раствор, труднорастворимые накапливаются в осадках дна. Соотношения растворённых солей сохраняются постоянными. Главные ионы океанической воды указаны в табл. 18.

Таблица 18

Главные ионы океанической воды (на 1 кг океанической воды при солёности 8 = 35,00 °/00 и хлорности С1 = 19,375 °/00)

Компоненты

Концент[

нация

г/кг

г-экв/кг

Катионы

Ыа+

10,7638

0,46806

Мй2+

1,2970

0,10666

Са2+

0,4080

0,02035

к!

0,3875

0,00991

+

0,0136*

0,00031

Сумма

0,60529

Анионы

СГ

19,3534

0,54582

8042

2,7007

0,05623

нсог

0,1427

0,00234

С032

(0,0702)

(0,00234)

ВГ

0,0659

0,00083

Г

0,0013

0,00007

н3во2

0,0265

Сумма

0,60529

* Содержание Бг в океанической воде принимается равным 8-10^ %.

В толще воды устанавливаются сложные взаимоотношения между органическим веществом, солями, газами, другими веществами океанического раствора и химическим составом донных отложений. Все воды материков - это 3 % от массы океанической и морской воды. В воде рек и пресных озёр главными ионами являются (в порядке убывания содержания) Са2+, N3”, Mg2+, СОз2-, С Г.

С поверхности океанов ежегодно испаряется около 500 тыс. км3 воды, которая частично сбрасывается на материки, просачивается через слои осадочных пород и образует подземные воды. Захороненные воды бывших морских илов образуют межпластовые воды. Под влиянием обмена между межпластовыми водами и породами и в зависимости от температуры пластов формируется состав подземных вод. Известны подземные воды нефтеносных областей, богатые I и Вг, иногда В;

хлоркальциевые воды (например, в девонских слоях Восточно-Европейской платформы); бессульфатные, богатые Яа; сероводородные, обычно возникающие в результате восстановления ЭСЬ ~ бактериями; богатые (в Иркутском амфитеатре) и др. Разнообразны и воды минеральных источников. В областях древнего вулканизма минеральные источники - холодные, без СО2. В областях недавнего вулканизма появляются горячие источники с разнообразным солевым составом.

Древняя газовая оболочка Земли состояла из ССЬ, Н2О, возможно, СН4 и других газов. Современная атмосфера возникла вторично с появлением на Земле свободного кислорода в результате фотосинте-тической деятельности растений. В результате этого продукты вулканической эксгаляции 8, Н2, СН4 и др. были окислены, выбыли из атмосферы, и вместо прежней атмосферы постепенно сформировалась современная азотно-кислородная оболочка Земли.

Из пород^ Земли в атмосферу при действии вулканов выделяются лёгкие газы Не, Не, Н, Э («гелиевое дыхание»), которые не удерживаются гравитационным полем и диссипируют (рассеиваются) в космическое пространство. Источником ССЬ (а также следов НЕ, НС1 и др.) являются тоже вулканы. На содержание в атмосфере ССЬ оказывает влияние океан, поглощающий его в холодных широтах и освобождающий на экваторе. Поэтому на экваторе парциальное давление ССЬ в атмосфере несколько выше. Изотоп аргона 40Аг накапливается в атмосфере в результате ядерного превращения 40К —» 40Аг (К-захват). Другие инертные газы - N6, Кг, Хе - первичного происхождения. Атмосфера играет огромную роль в качестве транспортёра многих легколетучих соединений, галогенидов, органических веществ и т. п. Газы атмосферы, например СЬ, ССЬ, участвуют в геохимическом выветривании горных пород. Азот фиксируется сине-зелёными водорослями и некоторыми другими растениями. После их гибели в результате преобразования их остатков образуется калийная селитра.

Подземные газы, заполняющие пористые породы, имеют разнообразный состав и образуются различными путями. Атмосферные газы также могут быть захвачены осадочными породами. В этом случае для них характерно содержание Аг по отношению к N2 около 1 %. Азотные струи без Аг - результат разложения органического вещества (биогенные газы). Известны подземные атмосферы из ССЬ, а также струи СО в районах вулканической деятельности, нефтяные газы СН4, С2Н6, СзНз и другие углеводороды в нефтеносных областях, сероводород, радиогенные газы - Не, Яп и др.

История отдельных элементов в земной коре. Геохимия отдельных элементов, поведение их в разных природных процессах составляют специальную часть общей геохимии и часто представляют значительный экономический интерес. Закономерные парагенезисы (ассоциации элементов) являются результатом разных природных про-

цессов (см. табл. 10), но затем может происходить и разделение элементов. Например, все галогениды в виде НБ, НС1, НВг, Н1 поступают на поверхность Земли с вулканическими эманациями. В дальнейшем соединения Г под влиянием окислительно-восстановительных реакций (и солнечной радиации) легче других галогенидов окисляются, т. е. переходят в Ъ, который транспортируется через атмосферу и на поверхности Земли совершает свой круговорот (рис. 30). НР вулканических газов немедленно фиксируется материковыми породами, особенно молекулой Р2О5, образуя прочную молекулу фторапатита. Соли НС1 и НВг переходят в водные растворы и мигрируют вместе. Поводом для их разделения является главным образом процесс высадки солей при испарении растворов в изолированных бассейнах. ЫаС1 поступает в осадок, а соли Вг остаются в рапе озёр. Отношение С1/Вг в океане близко к 300, то же примерно в озёрах, реках и т. д. Но в отложениях галита это отношение около 10 000 и больше, а в рапе (или в Мёртвом море) около 50. Таким образом, по отношению С1/Вг можно устанавливать происхождение минеральных растворов.

Вулканические

газы

^(область метаморфизма)

Изверженные

породы

Рис. 30. Круговорот йода (БСЭ).

Другой пример: Б, Бе и Те выбрасываются вулканами. В гидротермальных рудных отложениях и сульфидах тяжёлых металлов они находятся вместе^ но на поверхности Земли разделяются. Б легко окисляется в Б04 и сбрасывается в море; при испарении морской воды образуются осадки сернокислого кальция - гипсы, ангидриты. Бе трудно окисляется и в виде нерастворимых водных солей (Бе и др.) селенистой кислоты образует скопления, которые рассеиваются при окислении. Миграция Са, Эг, Ва, Яа имеет много общих этапов. Однако Ва, встречаясь с 8042", даёт нерастворимые соединения Ва804. Одновременно тут же накапливается и ЛаБО^ Бикарбонаты Са и Бг сбрасываются в виде водных растворов в океаны. При этом в силу большой растворимости солей Бг , он не уходит в карбонатные осадки, а накапливается в растворах. Ещё более сложные разделительные процессы идут при образовании сульфидных гидротермальных отложений и во многих других случаях. Миграция отдельных элементов из одной термодинамической системы в другую является частью общего круговорота или цикла миграции вещества на Земле.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>