Помощничек
Главная | Обратная связь


Археология
Архитектура
Астрономия
Аудит
Биология
Ботаника
Бухгалтерский учёт
Войное дело
Генетика
География
Геология
Дизайн
Искусство
История
Кино
Кулинария
Культура
Литература
Математика
Медицина
Металлургия
Мифология
Музыка
Психология
Религия
Спорт
Строительство
Техника
Транспорт
Туризм
Усадьба
Физика
Фотография
Химия
Экология
Электричество
Электроника
Энергетика

Одним із основних законів геохімії є закон Ферсмана-Гольшмідта: геохімія елемента у земній корі визначається його хімічними властивостями та величиною кларка



(2) Магматичні та магматогенно-гідротермальні рудогенеруючі системи, теоретичне та прикладне значення їх геохімічного дослідження.

Серед ендогенних рудогенерируючих систем найважливіше значення мають магматичні і сполучені з ними магматогенно-гідротермальні. Головні завдання їх геохімічного моделювання можуть бути сформульовані таким чином [15, 20]: 1) визначення провідного механізму формування магматичних серій; 2) встановлення поведінки петрогенних і мікроелементів у процесі магматичної еволюції; 3) оцінка фізико-хімічних, у першу чергу температурних умов функціювання магматичних систем; 4) оцінка їх спроможності до генерації рудоносних флюїдів та формування гідротермально-метасоматичних рудних родовищ; 5) незалежна контрольна перевірка результатів моделювання.

Принципи вирішення завдань 1 і 2 розроблені (Neumann et al., 1954; Рябчиков, 1965, 1975; Gast, 1968; Shaw, 1970; Greenland, 1970; Allegre & Minster, 1978 та ін.) і широко використовуються. Однак вони не забезпечують вирішення завдань 3, 4 і 5. Для їх коректного вирішення автором запропоноване [5, 15, 20, 21, 30, 35 та ін.] комплексне використання розподілу мікроелементів у серіях магматичних порід, експериментальних даних щодо розчинності у силікатних розплавах НАМ [апатиту (Ap), циркону (Zrn) і монациту (Mnz)] та даних про розподіл рідкісних елементів (перед за все Y) в їх асоціаціях.

Принципи і процедура реалізації запропонованого підходу розглянуті на прикладі гранітоїдної серії (рапаківі, граніт-порфіри, жильні граніти) докембрійського (1,7–1,8 млрд. років) Коростенського плутону (КП) анортозит-рапаківігранітної формації і рудоносних (Li, Be, Nb, Ta, Zr, W, Sn, Mo, Zn, Pb, Cu, Bi, Cd) метасоматитів Сущано-Пержанської зони (СПЗ), що просторово асоціюють з магматитами КП у межах північно-західної частини УЩ. Побудована геохімічна модель [15, 20, 21, 30 та ін.] ґрунтується на створених аналітичних банках даних “породного” і “мінерального” рівнів і може бути резюмована в такий спосіб:

1. Розподіл мікроелементів у петротипах гранітоїдної серії КП співставлений (рис. 6) з відомими (Neumann et al., 1954; Рябчиков, 1965, 1975; Shaw, 1970; Greenland, 1970; Allegre & Minster, 1978 тощо) моделями їх поведінки у вміщуючих розплав системах — фракційної кристалізації (1), рівноважної кристалізації/плавлення (2), плавлення з безперервним вилученням розплаву та його накопиченням в резервуарі (3), фракційного часткового плавлення (4). При цьому використані відповідні рівняння, спрощені для випадку постійних значень комбінованого коефіцієнта розподілу ( , де і — концентрація елемента в рідкій і твердій фазах системи відповідно). Для застосованих індикаторних елементів (Rb і Sr) з урахуванням емпіричних оцінок (Рябчиков, 1975; Антипин и др., 1984 та ін.) було прийнято:

DRb= 0,5 і DSr= 2,0, DRb= 0,1 і DSr= 2,0, а такожDRb= 0,1 і DSr= 0,1 для умов кристалізації гранітоїдних магм, часткового плавлення на рівні нижньої континентальної кори і верхньої мантії, відповідно. Головним фактором магматичної еволюції був визнаний механізм фракційної кристалізації (1), якому відповідає рівняння Релея ( , де — концентрація елемента у вихідному розплаві, — масова частка рідкої фази в системі). Такий вибір підтверджений і відомим тестом (Рябчиков, 1975) —зворотною лінійною кореляцією lnCSr (lnCBa) — lnCRb , яка випливає з цього рівняння

 

Рис. 6. Співставлення даних з геохімії Sr і Rb у гранітоїдах КП, інших комплексів УЩ (Щербаков и др., 1984; Есипчук, 1988) і типових диференційованих комплексів інших регіонів (Богатиков и др., 1987) (сірі кружки і квадрати відповідно) з модельними трендами кристалізації і часткового плавлення. Rbmin , Srmin і Srmax , Rbmax —мінімальні і максимальні концентрації Rb і Sr у ряді породних відмін кожного комплексу. Номери трендів відповідають номерам моделей.

2. Модельні значення (масова частка залишкового розплаву в глибинній магматичній камері) для кожного різновиду гранітоїдів (його порції) були розраховані як виходячи з концентрацій у петротипах Rb (CRb) — несумісного елемента з витриманим значенням DRb = 0,5 для гранітоїдних систем (Рябчиков, 1975; Антипин и др., 1984 та ін.; наші дані [15]). За концентрацію Rb у вихідному розплаві ( ) прийнята його мінімальна концентрація (169 ppm) у дослідженій серії порід. Зміна концентрацій мікро- і петрогенних (головних) елементів (i) у залишковому розплаві ( ) у залежності від апроксимована, відповідно, рівняннями релеевського ( ) (рис. 7 та 9, б) і поліноміального типів, причому з перших випливають оцінки й ефективних значень Di. Ця система рівнянь являє собою ідеалізовану модель поведінки елементів у магматичній еволюції, яка і використовувалася надалі.

3. Отримані дані демонструють (рис. 7) зручний для моделювання і досить типовий випадок, коли вихідний розплав був споконвічно насичений щодо головних НАМ — циркону (Zrn) і апатиту (Ap). Насичення щодо монациту (Mnz) і ксенотиму (Xnt) досягалося на наступних етапах його кристалізації, що приводило до послідовної зміни в складі кристалізата ліквідусних парагенезисів Zrn+Ap, Zrn+Mnz, Zrn+Xnt у ході магматичної еволюції. Тому для відповідаючого парагенезису Zrn+Ap діапазону модельна температура (Tmodel) розплаву в момент екстракції його порцій (петротипів) з магматичної камери була розрахована як середнє з оцінок за експериментально отриманими (Watson & Harrison, 1983; Harrison & Watson, 1984) рівняннями розчинності Ap і Zrn: та ; , ; , , , —масові концентрації Zr і P у Zrn, Ap і розплаві відповідно; (катіонне відношення в розплаві); — масова частка в розплаві; — абсолютна температура (K). У діапазоні парагенезисів Zrn+Mnz і Zrn+Xnt застосовувалося лише друге з них, а оцінки за розчинністю Ap екстраполювалися. В усіх випадках у розрахунках використовувалися модельні параметри складу залишкового розплаву. Отримана поліноміальна [15] залежність Tmodel від f представлена на рис. 8.

Рис. 8. Модельний температурний режим магматичної еволюції: зіставлення значень Tmodel з оцінками і динаміка утворення значимих величин . Похибки для Tmodel відповідають розходженням оцінок за рівняннями розчинності Ap і Zrn, а для — наведеній нижче оцінці ( ).

4. Оцінка вмісту води в залишковому розплаві ( ) для значення f = 0,185 (заміна Ap на Mnz у парагенезисі з Zrn) отримана підстановкою відповідних модельних оцінок його Tmodel , CLREE і валового складу в рівняння розчинності Mnz (Montel, 1993), яка контролюється не тільки складом та температурою розплаву, але й : , де — сума концентрацій у розплаві LREE (La – Gd за винятком Eu), нормованих на їхні атомні маси, (катіонне відношення в розплаві), — вміст води (мас. %) у розплаві ( ), — абсолютна температура (K). Така оцінка, яка в значній мірі базується на Tmodel , дозволяє істотно розвинути модель магматичної системи, у тому числі одержати оцінку = 2,36 мас. %, що відповідає (Рябчиков, 1975) виходу первинного розплаву на ліквідус ( f = 1) за Tmodel = 900 o і Ptotal ~6,3 кбар [глибина ~18-20 км, що добре узгоджується з геофізичними даними (Starostenko et al., 2002) щодо залягання покрівлі габроїдного “діапіру” — можливого ініціатора формування первинного розплаву], простежити зростання у магматичній еволюції аж до досягнення насичення залишкового розплаву відносно H2O з наступним відокремленням рудоносного водного флюїду (рис. 9), тобто до переходу магматичної системи в магматогенно-гідротермальну стадію розвитку.

5. Для оцінки модельних значень коефіцієнта розподілу флюїд/розплав ( , і —концентрації елемента у флюїді і розплаві відповідно) тих мікроелементів, інверсії в поведінці яких збігаються з одержаною вище оцінкою (f = 0,165) досягнення розплавом насичення відносно H2O (рис. 9) та пояснюються їх інтенсивною екстракцією флюїдом, що відокремлювався, використовувався запропонований нами [21] вираз:

,

де і — концентрації елемента в розплаві, розраховані за модельними рівняннями, що описують їх зміну до і після інверсії відповідно, а і — відповідні їм значення комбінованого коефіцієнта розподілу. Очевидно, що для елементів з монотонною поведінкою ( = ) . Повна процедура [21] дозволяє одержати також оцінку масового співвідношення флюїдної і рідкої (розплав) складових системи і масової частки в ній флюїдної фази. Подальші розрахунки [21] дають оцінку складу флюїду (рис. 10, а) у відношенні мікроелементів ( ) [для петрогенних елементів використані експериментально визначені значення (Чевычелов, Эпельбаум, 1985)], а потім і модельних граничних композицій найбільш високо- і низькотемпературних продуктів його взаємодії з вміщуючими породами: та відповідно, де — коефіцієнт розподілу порода/флюїд [прийняті емпіричні оцінки (Антипин и др., 1984)], — сума оцінених з моделі масових концентрацій усіх катіонів флюїду. Зіставлення таких модельних оцінок зі складом реальних метасоматитів СПЗ [21] демонструє їх відповідність (рис. 10, б), що підтверджує гіпотезу про генетичний зв'язок цих рудоносних утворень з магматичною системою, що формувала гранітоїдну серію КП.

Рис. 10. Результати геохімічного моделювання магматогенно-гідротермальної системи гранітоїдів КП: а — зміна модельних концентрацій Zn+Pb+Nb у флюїді (CF ) за період його відокремлення від розплаву; б — модельний склад продуктів функціювання магматогенно-гидротермальної системи (M) і його співставлення зі складом реальних рудоносних метасоматитів СПЗ. L — тренд зміни концентрацій Zn+Pb+Nb у залишковому розплаві; 1 і 2 — графіки зміни значень відповідно і для Zn+Pb+Nb; стрілка — напрямок зниження температури формування модельних і реальних метасоматитів.

6. Серед кількісно оцінених важливих параметрів моделі реальної магматичної і магматогенно-гідротермальної систем КП центральне місце займає Tmodel , коректність оцінки якої визначає надійність усіх наступних модельних побудов. Обов'язковою її умовою є насиченість розплаву відносно Zrn і Ap, що визначає одночасний початок кристалізації і парагенетичні взаємовідносини їх найбільш ранніх мікрокристалів. Це створює умови для реалізації термометрії за такими парагенезисами — важливого незалежного засобу контролю і доповнення Tmodel . Вона заснована на залежності від ( ; і —масові концентрації Y у Ap і Zrn) [15, 35], для якої встановлений лінійний характер і виконане калібрування на основі геотермометричних оцінок за парагенезисами породоутворюючих мінералів (рис. 11, а), що дозволило запропонувати [20] рівняння для рішення зворотної задачі — оцінки T ( ):

(3) ,

де — абсолютна похибка. Для ранніх диференціатів (рис. 8) оцінки за (рис. 11, б) (T початку кристалізації порід) наближаються до оцінок Tmodel (T розплаву в момент його екстракції з магматичної камери) підтверджуючи їх надійність. Для наступних диференціатів закономірно росте значима величина (рис. 8), яка відбиває, можливо, ступінь охолодження при вторгненні цих послідовно зменшувавшихся за обсягом порцій розплаву. Якщо така інтерпретація вірна, то величина може виявитися інформативною у відношенні рівня глибинності їх кристалізації.

Положення 2. Комплексне використання розподілу елементів-домішок у серіях магматичних гірських порід і в їх циркон-апатитових асоціаціях принципово розширює можливості геохімічного моделювання у відношенні оцінок параметрів і потенційної рудоносності магматичних і сполучених з ними магматогенно-гидротермальних систем (температурний і флюїдний режими, , Ptotal , , , , тощо), а також значно підвищує надійність усіх модельних оцінок.

(4) Загальна геохімічна характеристика метаморфічних систем

Більшість метаморфічних порід являють собою складні багатокомпонентні системи. Рівноважним називається такий стан системи, коли вона залишається незмінною з одночасній незмінності навколишнього середовища.

Система – це сукупність матеріальних тіл, які мають спільну межу розділу з навколишнім середовищем і характеризуються конкретними фізичними характеристиками (температурою, тиском, складом, об’ємом). Системи бувають відкриті, коли можуть обмінюватись із навколишнім середовищем речовиною та теплом, закриті, коли вони не можуть обмінюватись із навколишнім середовищем речовиною та теплом, або частково закриті.

Совокупность всех физических и химических характеристик системы называется состоянием системы. Для метаморфической геологии системой может являться блок пород, метаморфизованный в одной фации, или отдельный пласт, или порода. Состояние системы характеризуется рядом термодинамических свойств, которые взаимосвязаны и изменяются одновременно. Для полного описания системы необходимо и достаточно знать какое-то наименьшее количество термодинамических свойств, которые называются параметрами состояния системы.

Параметры величины, при помощи которых может быть однозначно описано состояние системы. Это независимые переменные, такие, как температура, давление, объем, масса, внутренняя энергия и т.д. Среди них различаются экстенсивные и интенсивные параметры.

Экстенсивные – это параметры, обладающие свойством аддитивности. Например, объем, масса, энтропия. Так, объем системы равен сумме объемов фаз, а масса системы – сумме масс фаз. Интенсивные – это параметры, не зависящие от массы системы или числа частиц в ней (температура, давление, химический потенциал, плотность, концентрация). Фаза – это отделенная физическими границами часть системы, находящаяся в твердом, жидком или газообразном состоянии и обладающая устойчивым составом при определенных значениях температуры и давления. Применительно к породной системе – это минералы, флюид, газовая фаза. Все зерна минерала одинакового состава представляют одну фазу.

Компоненты – это элементы (оксиды), полностью отражающие состав системы. Реакции между ними могут дать весь набор составляющих систему фаз (минералов). Компоненты подразделяются на зависимые и независимые, инертные и подвижные. Зависимые компоненты системы имеют одинаковые стехиометрические формулы, но разное физическое или структурное состояние. Например, жидкая, твердая и газообразная вода, полиморфы силикатов глинозема (кианит, андалузит, силлиманит) или кварца (α- и β-кварц, кристобалит, а также стишовит и коэсит, устойчивые при ультравысоких

давлениях). Независимые компоненты представляют наименьшее количество тех элементов, оксидов или стехиометрических единиц, из которых могут быть получены все фазы системы. Для учета вещественного состава системы используется концентрация компонента и его химический потенциал. Химический потенциал μхарактеризует состояние какого- либо рассматриваемого компонента в фазе данного состава при определенных внешних

условиях. Он зависит от концентраций всех компонентов. В состоянии равновесия химический потенциал и каждого компонента должен быть одинаков во всех фазах системы.

 

БІЛЕТ №2

(1) Будова та геохімія планет земної групи у порівнянні з існуючими даними щодо планет-гігантів, зовнішніх планет та малих тіл Сонячної системи. Земля, її походження, будова та загальний склад.

Планети земної групи – чотири планети Сонячної системи: Меркурій, Венера, Земля та Марс[1]. По структурі та складу до них можуть бути віднесені і деякі астероїди, наприклад, Веста. Планети земної групи мають високу густину та складаються переважно з силікатів та металізованого заліза (на відміну від газових гігантів та льодових карликових планет, об’єктів пояса Койпера та хмари Оорта). Найбільша планета земної групи — Земля, більше ніж у 14 разів уступає в масі найменшому газовому гіганту — Урану, але при цьому у 400 разів масивніша найбільшого об’єкта поясу Койпера.

Планети земної групи складаються переважно з кисню, кремнію, заліза, магнію, алюмінію та інших важких елементів.

Всі планети земної групи мають наступну будову: 1) у центрі планети залізне ядро з невеликою кількістю нікелю. 2)мантія складається з силікатів; 3) кора, яка виникла через часткове плавлення мантії складається також з силікатних порід. З поміж планет земної групи тільки у Меркурія немає кори, оскільки вона була розбита в результаті метеоритних бомбардувань. Земля відрізняється від інших планет групи наявністю великої кількості гранітів у корі. Дві планети земної групи (Земля та Марс) мають супутники і жодна зі всіх чотирьох планет групи не має кілець.

Газові планети (планети-гіганти, газові гіганти) — планети, які майть у своєму складі значну частку газу (водень та гелій).

В Сонячній системі це Юпітер, Сатурн, Уран, Нептун. Найбільш велика наразі відома газова планета TrES-4b (сузір'я Геркулес).

Відповідно до гіпотези походження Сонячної системи, планети-гіганти утворились пізніше за планети земної групи, коли температура навколосонячної туманності опустилась до точки кристалізації газу. В цей час всі тугоплавкі елементи вже були в твердій формі в складі більш близьких до Сонця планет.

Гіпотези про внутрішню будову газових планет припускають існування декілької шарів. На певній глибині тиск в акмосфері газових планет досягає значення достатнього для переходу водню в рідкий стан. Також, якщо планета досить велика, то можливе існування шару металічного водню (стану, де протони і електрони існують окремо), потоки електронів в якому породжують потужне магнітне поле планети. Також можливе існування невеликого кам'яного чи металічного ядра. Період обертання газових планет навколо своєї осі становить 9—17 годин. В атмосфері газових планет дують потужні вітри, та гіганські вихори (Велика червона пляма на Юпітері, Велика Біла пляма на Сатурні, Велика Темна пляма на Нептуні). Газовими можуть бути тільки великі планети, які можуть втримати гелій та водень. Більшість виявлених екзопланет теж є газовими.

Коме́та — мале тіло Сонячної системи, яке обертається навколо Сонця і має так звану кому (атмосферу) і/або хвіст. Кома і хвіст комети — це наслідки випаровування ядра комети під дією сонячного випромінювання. Ядро являє собою малу планету, що складається з каменю, пилу і криги.

Ядра комет за своїм елементним складом i хімічним складом споріднені до планет-гігантів: вони складаються з водяного льоду і льодів різних газів з домішкою кам'янистих речовин. Майже всі малі планети за своїм складом належать до кам'янистих планет земної групи. Тільки нещодавно відкритий Хірон, що рухається між орбітами Сатурна і Урана, ймовірно, подібний до крижаних ядер комет та невеликих супутників далеких від Сонця планет.

Комети рухаються, здебільшого, витягнутими орбітами, що близькі до параболічних. Деякі комети мають витягнуті орбіти порівняно невеликих розмірів — десятки і сотні астрономічних одиниць. У цих комет, названих періодичними, переважають прямі рухи, тобто їхнє обертання відбувається в тому ж напрямку, що й обертання планет.

Астеро́їд або мала́ плане́та — невелике небесне тіло діаметром від 50 м до 1000 км, що складається зі скельних порід або заліза та нікелю.

Орбіти більшості астероїдів знаходяться між орбітами Марса і Юпітера (так званий головний пояс астероїдів), вважають, що вони залишилися після формування Сонячної системи. Загальна кількість — більше 500 тис., але загальна їх маса становить лише кілька відсотків маси Землі.

Найвідоміші астероїди: Паллада, Юнона, Веста, Ероc, Амур, Гідальго, Ікар.

Внутрішня будова і склад «твердої» Землі. 3. складається з трьох основних геосфер: земної кори, мантії і ядра, яке, в свою чергу, поділяється на ряд шарів. Речовина цих геосфер різна за фізичними властивостями, станом і мінералогічним складом. У залежності від величини швидкостей сейсмічних хвиль і характеру їх зміни з глибиною «тверду» Землю ділять на вісім сейсмічних шарів: А, В, С, D', D", Е, F і G. Крім того, в Землі виділяють особливо міцний шар літосферу і наступний, розм'якшений шар — астеносферу. Шар А, або земна кора, має змінну товщину (в континентальній області — 33 км, в океанічній — 6 км, в середньому — 18 км). Під горами кора потовщується, в рифтових долинах серединно-океанічних хребтів майже зникає. На нижній межі земної кори, — поверхні Мохоровичича, — швидкості сейсмічних хвиль зростають стрибкоподібно, що пов'язано переважно зі зміною речовинного складу з глибиною, переходом від гранітів і базальтів до ультраосновних гірських порід верхньої мантії. Шари В, С, D', D" входять у мантію. Шари Е, F і G утворюють ядро Землі радіусом 3486 км. На межі з ядром (поверхні Гутенберґа) швидкість подовжніх хвиль різко зменшується на 30%, а поперечні хвилі зникають, що вказує на те, що зовнішнє ядро (шар Е, що тягнеться до глибини 4980 км) рідке. Нижче перехідного шару F (4980-5120 км) знаходиться тверде внутрішнє ядро (шар G), в якому знову розповсюджуються поперечні хвилі.

У твердій земній корі переважають такі хімічні елементи: кисень (47,0%), кремній (29,0%), алюміній (8,05%), залізо (4,65%), кальцій (2,96%), натрій (2,5%), магній (1,87%), калій (2,5%), титан (0,45%), які в сумі складають 98,98%. Найбільш рідкісні елементи: Ро (приблизно 2·10-14 %), Ra (2·10-10 %), Re (7·10-8 %), Au (4,3·10-7 %), Bi (9·10-7 %) тощо.

У результаті магматичних, метаморфічних, тектонічних процесів і процесів осадоутворення земна кора різко диференційована, в ній протікають складні процеси концентрації і розсіяння хімічних елементів, що приводять до утворення різних типів порід.

Вважають, що верхня мантія за складом близька до ультраосновних порід, в яких переважає О (42,5%), Mg (25,9%), Si (19,0%) і Fe (9,85%). У мінеральному відношенні тут панує олівін, менше піроксенів. Нижню мантію вважають аналогом кам'яних метеоритів (хондритів). Ядро 3емлі за складом аналогічне залізним метеоритам і містить приблизно 80% Fe, 9% Ni, 0,6% Co. На основі метеоритної моделі розрахований середній склад Землі, в якому переважає Fe (35%), О (30%), Si (15%) і Mg (13%).

Температура є однією з найважливіших характеристик земних надр, що дозволяють пояснити стан речовини в різних шарах і побудувати загальну картину глобальних процесів. За вимірюваннями в свердловинах температура на перших кілометрах наростає з глибиною з градієнтом 20 °C/км. На глибині 100 км, де знаходяться первинні вогнища вулканів, середня температура трохи нижча за температуру плавлення гірських порід і дорівнює 1100 °C. При цьому під океанами на глибині 100—200 км температура вища, ніж під континентами, на 100—200 °C. Стрибок густини речовини в шарі С на глибинв 420 км відповідає тиску 1,4·1010 Па і ототожнюється з фазовим переходом в олівіні, який відбувається при температурі приблизно 1600 °C. На межі з ядром при тискові 1,4·1011 Па і температурі порядку 4000 °C силікати знаходяться в твердому стані, а залізо в рідкому. У перехідному шарі F, де залізо затвердіває, температура може бути 5000 °C, в центрі 3емлі — 5000-6000 °C, тобто, адекватна темппературі поверхні Сонця.

Походження Землі. Є різні теорії виник­нення Сонячної системи і Землі. Одна з таких тео­рій стверджує, що Сонце виникло з величезних хмар рухомого газу — так званих туманностей. На початку існування Сонця навколо нього стрімко рухався широкий диск, утворений пилом та газом. Частина цього пилу і газу збиралася в грудки, що згодом стали планетами Сонячної системи. Однією з них і була наша Земля.

За іншою теорією планети утворювалися з розпечених викидів соняч­ного матеріалу. Вони ві­дірвалися від Сонця і почали кружляти навколо нього за своїми орбітами, поступово охолоджую­чись. За розрахунками вчених, температура на поверхні Землі (в період її народження) сягала 4 000°С. Потрібно було ба­гато мільйонів років, щоб поверхня охолонула і сформувалася тверда кора.

Є зовсім інша теорія. Згідно з нею, частинки пилу і газу з'єднува­лись у грудки під великим тиском. І спочатку ці грудки, які ставали планетами, були холодними. Але від величезного тиску вони почина­ли розігріватися зсередини. Отож, проблема виникнення планет Со­нячної системи остаточно не вирішена.

 

(2)Кристалізаційна диференціація магматичних розплавів як головний фактор магматичної еволюції.

Диференціація магми– розділення первинної магми під дією фізико-хімічних процесів на частини з різним хімічним складом, що веде до виникнення різних мінеральних комплексів. Розрізняють Д. м.: к р и с т а л і з а ц і й н у (розділення твердих кристалічних фаз магми в процесі її кристалізації) - основний механізм Д.м.; ф р а к ц і й н у (широко виявляється при формуванні розшарованих інтрузій основних і ультраосновних гірських порід, що утворилися в результаті осаду продуктів кристалізації на дно магматичної камери, яке поступово підіймається, а також при формуванні глибоко диференційованих масивів рідкіснометальних гранітоїдів (лужних, літій-флуористих, онгонітів і інш.); к і н е м а т и ч н о - г р а в і т а ц і й н у (різновид кристалізаційної Д.м. при якій іде перерозподіл сполук у фронтальних та нижніх шарах магми, збагачення нижніх шарів СаО, MgO, FeO; л і к в а ц і й н у - розділення розплаву на дві рідкі фази що не змішуються; е м а н а ц і й н у - розділення речовини магматич. розплаву за рахунок утворення хім. сполук, компонентів магми з флюїдами, здатними до відособлення (протікає під впливом потоків трансмагматичних флюїдів).

Любой магматический расплав - это по существу трехкомпонентная система, состоящая из жидкости, газа и твердых кристаллов, которые стремятся к равновесному состоянию. В зависимости от изменения температуры, давления, состава газов и т. д. меняются расплав и образовавшиеся в нем ранее кристаллы минералов - одни растворяются, другие возникают вновь, и весь объем магмы непрерывно эволюционирует.

Процесс кристаллизационной дифференциации хорошо изучен. Кристаллы, образующиеся в магме, всегда отличаются от нее по составу, а также по плотности, что вызывает осаждение кристаллов. При этом состав оставшегося расплава будет изменяться. В основных силикатных базальтовых магмах сформировавшиеся раньше всего кристаллы оливина и пироксена, как обладающие большей плотностью, могут скапливаться в нижних горизонтах магматической камеры, расплав в которой из однородного базальтового становится расслоенным. Нижняя часть приобретает ультраосновной состав, более высокая - базальтовый, а самые верхние части, обогащаясь кремнеземом и щелочными металлами, приобретают еще более кислый состав, вплоть до гранитного. Так образуются расслоенные интрузивные тела. Кристаллизационная и гравитационная дифференциация является одним из важнейших процессов эволюции магматических расплавов.

Самый главный фактор, вызывающий понижение температуры кристаллизации,- это флюидное давление. Чем оно выше, тем температура кристаллизации ниже. Особенно велико влияние воды на структурные и химические свойства силикатных расплавов. Увеличение давления Н2O и ее растворение понижает вязкость расплавов и превращает алюмосиликатные расплавы в силикатные. Важное значение имеет продукт восстановления воды - водород H2 и так называемое водно-водородное отношение Н2O/Н2, в зависимости от которого варьирует соотношение Fе2Оз и FeO, показывающее степень окисления - восстановления расплава. Повышенное содержание летучих (флюидов) компонентов способствует сохранению расплавов в жидком состоянии до сравнительно низких температур, если сопоставлять их с таковыми "сухих" расплавов.

Таким образом, флюидные компоненты, обладающие высокой растворимостью в расплавах, т.е. трудно отделяемые от него, резко понижают температуру кристаллизации расплава, а компоненты труднорастворимые, наоборот, повышают температуру кристаллизации. Если в магме содержится много летучих компонентов, которые могут легко от нее отделиться, то она приобретает способность взрываться, что проявляется в мощных эксплозивных извержениях вулканов. Отделение летучих компонентов от магмы происходит обычно в верхних горизонтах земной коры, где давление ниже. Обогащение одних участков расплава по сравнению с другими флюидными компонентами приводит к тому, что первые дольше сохраняют жидкое состояние, способствуя появлению полосчатых текстур и приводя к образованию несмешивающихся расплавов, т.е. к ликвации. Важно подчеркнуть, что потоки глубинных флюидов, проходя через расплав и взаимодействуя с ними, изменяют его состав за счет привноса одних и выноса других компонентов. Таким образом, флюидный режим, различная растворимость (магмофильность) флюидных компонентов в расплаве, повышение или понижение их давления оказывают решающее влияние на дифференциацию магматических расплавов, их вязкость и температуру кристаллизации.

Важным фактором эволюции и дифференциации магматических расплавов является их взаимодействие с вмещающими породами. На больших глубинах перемещение магмы может происходить только при явлении магматического замещения, когда глубинные трансмагматические флюиды реагируют с вмещающими породами, растворяя их, при этом осуществляется привнос - вынос различных элементов.

(3) Поведінка хімічних елементів у процесі регіонального метаморфізму

Химический состав метаморфических пород хорошо сопоставляется с составом исходных для них пород; на различного рода химических диаграммах поля точек метаморфических пород не выходят за пределы полей пород вулканогенно-осадочных. Эти данные являются основанием в качестве главного принципа поведения распространенных (породообразующих) химических элементов в процессе метаморфизма сформулировать положение об изохимическом характере преобразования горных пород при повышении температуры и давления в глубинных зонах земной коры. Этот принцип определенно не касается поведения так называемых летучих компонентов (H2O, CO2, S, Cl и др.); распространение его на поведение элементов, находящихся в малых концентрациях, не очевидно и остается в настоящее время неисследованной проблемой.

Масштабы перераспределения химических элементов в процессе метаморфизма в настоящее время остаются совершенно не изученными; можно только указать следующее. Во-первых, по отношению к главным нелетучим элементам метаморфизм происходит в закрытой системе без признаков значимого перераспределения; собственно, это положение входит в определение метаморфических процессов в отличие от метасоматических. Во-вторых вынос вполне подвижных летучих вносит заметный вклад в содержание этих элементов в метаморфических породах. В третьих, можно указать на признаки локального перераспределения некоторых второстепенных элементов (например, Cu) в ходе метаморфизма низких ступеней, но это перераспределение не сопровождается глобальным выносом или привносом в массы пород, подвергающихся метаморфизму (возможным исключением является Hg). В четвертых, систематически более низкие содержания U в глубоко метаморфизованных породах (гранулитовых комплексах), по-видимому, указывают на вынос этого элемента при высоких температурах метаморфического процесса (между прочим, данные о тепловом потоке и тепловом балансе континентальной коры требуют заметного понижения концентрации тепловыделяющих элементов в глубинных зонах континентальной коры по сравнению с их распро-страненностью в породах, обнажающихся на поверхности).

В качестве основных принципов физико-химической динамики поведения химических элементов в процессе метаморфизма можно сформулировать следующие положения. Во-первых, практическая закрытость системы метаморфизма по отношению к породообразующим элементам и низкая их растворимость во флюидной фазе свидетельствует о невысоком отношении массы флюида к массе горных пород в ходе обычного метаморфизма (как в таком случае решать проблему баланса изотопов кислорода, остается полностью не ясным); появление условий, способствующих движению флюида в локальной обстановке, ведет к смене процесса метаморфизма процессом, который надо уже относить к метасоматическому. Во-вторых, геологически естественным ограничением метаморфизма при высоких температурах является начало плавления пород, которое приводит к формированию, главным образом, гранитных систем. Такой процесс требует существенного массообмена между остаточными твердыми фазами и возникающими расплавами (область мигматизации) и, что является критическим для собственно метаморфизма явлением, создает условия для перераспределения в пространстве гранитоидного и остаточного материала. То, что такое перераспределение имеет глобальное значение, свидетельствует геологическая структура земной коры в областях широкого распространения гранитоидов и значительно более кислый по сравнению со средним составом коры химический состав верхней части континентальной коры, в строении которой гранитоиды занимают принципиальную позицию, являясь типоморфным ее веществом.

 

Білет № 3

1.Розповсюдженість хімічних елементів в земній корі. Кларки елементів та методи їх визначення.

1) земна кора складена в основному 8 елементами: O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K;

2) на частку інших 84 елементів припадає менше 1 % маси земної кори;

3) серед найголовніших по поширеності елементів особлива роль у земній корі належить O. Особлива роль O полягає в тому, що його атоми складають 47% маси земної кори і майже 90% об’єму найважливіших породоутворюючих мінералів.

Використовуючи новітні методи аналізу (нейтронно-активаційний, атомно-адсорбційний,

люмінесцентний, електронного парамагнітного резонансу, мікрозондового аналізу тощо), із

результатів численних точних аналізів мінералів, порід і їхніх сумішей, а також із зіставлення

поширеності окремих пар елементів (наприклад, Rb : K, Hf : Zr, Re : Mo, Cd : Zn) вдалося

визначити вміст в земній корі майже всіх елементів періодичної системи. Ці цифри за пропозицією Ферсмана одержали назву кларків на честь Ф.У.Кларка, який вперше, як уже говорилося, достатньо повно і точно оцінив хімічний склад земної кори.

Кларки – система усереднених вмістів, що характеризують поширеність хімічних елементів у геохімічній системі.

Виражається в масових, об’ємних, атомних відсотках, проміле або по відношенню до вмісту одного з елементів, найбільш поширеного.

На сьогодні найчастіше користуються кларками земної кори:

- за О.П.Виноградовим, який за середній склад земної кори взяв суміш, що складається з 2 ч. кислих порід і 1 ч. основних порід,

- за О.О.Беусом, який встановив кларки виходячи з співвідношення гранітного та базальтового шарів 1:2.

- за С.Р.Тейлором, який встановив кларки для континентальної кори виходячи із співвідношення

1:1 основних і кислих магматичних порід.

Значення кларків для окремих елементів постійно уточнюються. Природно, що це позначається на значеннях поширеності всіх інших елементів, тому що їхня загальна сума завжди повинна дорівнює 100%. Загальна поширеність елементів у земній корі така, г/т:

0,001-0,01 Re, Os, lr, Ru, Rh, Ті, Pt, He, Au, Pd

0,01-0,1 Ar, Se, Ag, Hg

0,1-1,0 Cd, Bi, In, Tu, I, Sb, Lu

1,0-10,0 Eu, Dy, Ho, Er, Yb, Hf, Та, W, Tl, U, Ge, As, Br, Мо, Sn, Cs, Pr, Sm, Be

10,0-100,0 Pb, Th, Y, Nb, La, Ce, Nd, Li, B, N, Sc,V,Cr, Co, Ni. Cu, Zn, Ga

100,0-1000,0 C, F, P, S, Cl, Rb, Sr, Zr, Ba

1000,0-10 000,0 Mn, Ti

>10 000,0 O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K

Аналіз поширення елементів за типами порід дає, зокрема, наступні групи:

а) елементи в основних і кислих породах поширені приблизно однаково - Ga, Ge, Se, Ті, Re, Sr, Nb, Cd, In, Hf;

б) в основних породах даного елемента більше, ніж у кислих - Сг, Sc, Ni, V, Co, Pt;

в) у кислих породах вміст елементу помітно вищий, ніж в основних - Li, Be, Rb, TR, Ва, Tl, Th, U, Та.

Як ми вже бачили, поширеність елементів у земній корі охоплює величезний діапазон значень. За

їх вмістом всі елементи можна розділити на декілька груп, і тоді виникає ряд несподіваних для наших повсякденних уявлень співвідношень. Наприклад, у земній корі Cu менше ніж Zr; Hg менше ніж TR; Pb менше ніж Ga; Ni у декілька разів менше ніж Rb; Sn у 30 разів менше ніж V, a Sc у 200 разів більше ніж Ag.

В. И. Вернадский назвав розсіяними ті елементи, що, знаходячись у земній корі в значних

кількостях, не дають високих концентрацій. Так, наприклад, величезні маси Rb розсіяні в польових шпатах, Ga - в алюмінієвих мінералах, Re - у молібденітах, Cd - у сфалеритах, Ag - у галенітах, Sc - у силікатах, Li - у слюдах і т.д.

На відміну від розсіяних, рідкісні (кларк < 0,01-0,001%) елементи в земній корі знаходяться в значно меншій кількості, хоча й утворюють власні мінерали, які можуть концентруватися в рудні скупчення. Вернадський у зв'язку з цим увів поняття кларка концентрації елемента в мінералах і родовищах (як відношення вмісту у мінералі, родовищі до величини кларку). Так, кларк Mn у земній корі складає 0,1 %, а кларк концентрації Mn у родоніті - 400, у псиломелані - 500, у піролюзиті - 632.

Таким чином, доступність того або іншого елемента насамперед визначається його спроможністю досягати високих кларків концентрації, тобто утворювати мінерали, скупчення яких можуть бути економічно вигідними для використання родовища.

Розбіжності в кларках призводять до того, що хімічна подібність елементів зовсім не означає їх “геохімічної подібності”.

Таким чином, спроможність до мінералоутворення залежить не тільки від хімічних властивостей елементів, але і від їхніх кларків.

Згідно до основного геохімічного закону Гольдшмідта кларки залежать від будови атомного ядра, а обумовлений міграцією розподіл елементів – від будови зовнішніх електронних оболонок (хімічних властивостей). Це не зовсім так, оскільки і кларки залежать від хімічних властивостей (сама земна кора є продуктом міграції) і міграція певним чином залежить від кларків (вміст елементів в розчинах і розплавах, здатність до осадження). Саме тому нині користуються дещо відкоригованим визначенням основного геохімічного закону (закон Ферсмана-Гольдшмідта): геохімія елементу в земній корі визначається як його хімічними властивостями, так і величиною кларку.

2.Часткове плавлення як механізм магмогенерації. Рівноважна та фракційна теоретичні моделі поведінки рідкісних елементів в цьому процесі. Їх порівняльне значення для дослідження реальних геологічних утворень..

Час від часу високі температури і тиск спричинюють часткове плавлення порід. При їх стискуванні можуть утворитись змієподібні жили. Мігмати – це змішані утворення, які складаються з метаморфічних порід, наприклад, гнейсу чи кристалічного сланцю, пронизаних прожилками граніту

.Многие явления магматизма и, в частности, кристаллизации изверженных пород связаны с понижением температуры. По различным данным, температура кристаллизации основных пород 1100–1300°С, гранитов – 800–900°С. Богатая водяными парами гранитная магма застывает при 700°С, некоторые щелочные породы – при еще более низких температурах. С другой стороны, в магме могут наблюдаться и более высокие температуры: для ультрабазитовых магм приводилась температура 1800°С.

Другой важнейший термодинамический параметр – давление колеблется от 1 бар на земной поверхности до 10 кбар в абиссальной области. Уменьшение давления характерно для участков поднятия и растяжения.

Для магмы характерны два основных типа массопереноса – диффузия и конвекция, причем более универсальна конвенция. Многие петрологи и геохимики ведущее значение придают кристаллизационной дифференциации, в ходе которой из магмы при понижении температуры последовательно кристаллизуются породы различной основности (рис.1). Однако мнения о значении кристаллизационной дифференциации в магмах сильно расходятся.

Рис.1. Реакционная схема Н. Боуэна

В гипабиссальных условиях при понижении давления в магме появляются пузырьки водяного пара, в котором растворены другие газы и летучие компоненты, в том числе и рудные – Li, Be, Rb, Cs, Sn, Nb, Та и др. Флотация пузырьков – важный механизм массопереноса, одна из разновидностей сквозьмагматических растворов, понятие о которых ввел Д.С. Коржинский. Явление концентрации летучих компонентов, которое особенно характерно для апикальных частей магматических массивов, получило название эманационной дифференциации или эманационной концентрации.

Наряду с кристаллизационной и эманационной дифференциацией в петрологии выделяют концентрационную дифференциацию, ликвацию, отжимание, ассимиляцию магмой вмещающих пород, смешение магм и другие процессы, приводящие к магматической дифференциации.

При кристаллизации главные минералы в соответствии с законами изоморфизма захватывают из расплава атомы и ионы редких элементов. Магматические минералы содержат много примесей, формулы их особенно сложны. Так как наиболее благоприятные условия для изоморфизма создаются при высоких температурах, то многие элементы (вернее ионы), изоморфные в условиях магматизма, не изоморфны на земной поверхности. Поэтому

области магматизма – основные области проявления изоморфизма в земной коре. На примере магматических минералов были установлены главные законы изоморфизма.

3.Метаморфічні системи як джерело рудоносних гідротермальних розчинів. Формування метаморфогенних рудних родовищ.

 

Розчини гідротермальні – гарячі водні розчини, що циркулюють у земній корі тектонічними розломами і беруть участь у тепломасопереносі та мінералоутворенні. Р.г. можуть бути справжніми (молекулярними) та колоїдними. З Р.г. пов’язане формування великого класу рудних гідротермальних родовищ. Інтенсивна діяльність Р.г. відмічається в областях сучасного вулканізму. Походження цих розчинів дуже дискусійне, хоча багато дослідників (Уайт, Набоко, Аллен, Дей, Барт, Германов, Овчинников та ін.) вважають, що формування Р.г. відбувається при змішуванні вадозних вод глибинної циркуляції і ювенільних еманацій. За переважним вмістом тих чи інших аніонів виділяють хімічні типи Р.г. (напр.: хлоридні, сульфатні, хлоридно-бікарбонатні та ін.). Утворення різних типів Р.г. пояснюється їх хім. диференціацією у осередках розвантаження і під час фільтрації через гірські породи. За іншою думкою, рудоносність Р.г. пов’язується з виносом металів з магматичного осередку в формі легкорозчинних летких сполук.

Главными факторами метаморфизма являются изменения температур и давлений, а также поведение флюидов, то есть флюидный режим. Возрастание температуры с глубиной было замечено давно при проходке глубоких шахт. И только много позднее были разработаны методы измерения поверхностного теплового потока и его увеличения в глубь Земли. Повышение температур в земной коре с глубиной обусловлено ювенильным тепловым потоком, который складывается из мантийного теплового потока, тепла радиоактивного распада в земной коре и внедрения горячих интрузивных тел. Увеличение температуры при погружении на 1 км называется геотермическим градиентом. Линия, отражающая изменение температуры в земной коре с глубиной, именуется геотермой (рис.1). Как видно на рисунке, геотермы в континентальной и океанической коре сильно различаются. Наиболее сильный тепловой поток наблюдается в тонкой океанической коре срединно-океанических хребтов. Самый низкий тепловой поток фиксируется на щитах вследствие слабой теплопроводности мощной континентальной коры на материках (рис.2).

 

Рис.1 Положение геотерм на щитах, океанических плато и в срединноокеанических хребтах (СОХ) в координатах температура – давление

 

Рис.2 Увеличение теплового потока в складчатых областях по сравнению со щитами.

Распределение поверхностного теплового потока крайне неравномерно и связано с тектонической активностью данного блока коры. Поэтому повышение температур, ведущее к метаморфизму, бывает обусловлено несколькими причинами:

1. Погружением пород на значительную глубину в результате геологических процессов. При нормальном геотермическом градиенте это дает повышение температуры до 20º С на каждый километр. Однако при отсутствии активной тектоники и пониженном тепловом потоке градиент может резко снижаться – до 5-10º С на километр.

2. Усилением теплового потока в обстановках активных тектонических режимов с увеличением геотермического градиента до 40-60º С на 1 км. Такие обстановки характерны для срединно-океанических хребтов и островных дуг и связаны с поднятием магматических расплавов и их разогретых растворов вдоль зон высокой проницаемости.

3. Выделением тепла при покровно-надвиговой тектонике в коллизионных обстановках (переход механической энергии трения в тепловую).

Флюидное давление является суммарным давлением свободной жидкой или газовой фазы на стенки поровых каналов в породе. В большинстве пород главную роль во флюиде играют вода и углекислота. CH4, H2S, Cl, F, N2 и H2 могут присутствовать во флюиде, но составляют ничтожную его долю. Критическая точка воды - 374˚ С, а CO2 – 31˚ С. Почти весь температурный интервал метаморфизма находится в надкритической области. Поэтому смесь летучих компонентов и называется флюидом, так как в надкритическом состоянии газ и жидкость неразличимы. Это жидкообразные фазы, в которых свойства жидкого состояния преобладают.

При метаморфизме водно-углекислотные флюиды играют важную роль, являясь и средой, в которой происходит перенос компонентов, и действующими компонентами, участвующими в реакциях дегидратации и декарбонатизации. Скорость удаления летучих компонентов или поступления их в область метаморфических реакций ускоряет или замедляет реакции, влияя на их кинетику. Поведение летучих компонентов диктуется величиной парциального давления каждого из них. Таким образом, парциальное давление (летучесть) H2O и CO2 является важным фактором, определяющим направление и температуру реакций, а при ретроградном метаморфизме и саму их возможность. Давление флюида в верхних горизонтах земной коры при наличии довольно значительной системы связанных пор обычно ниже литостатического давления (Рфл< Рлит). Но на больших глубинах количество пор сокращается, преобладают закрытые поры, и давление летучих возрастает, приближаясь к литостатическому (Рфл= Рлит). Как уже указывалось, при напряженных тектонических движениях развивается тектоническое и флюидное сверхдавление. Они существуют недолго, релаксируясь через пластическое течение вещества и формирование метаморфической сланцеватости. Тем самым

восстанавливается равновесие при Рфл= Рлит.

Таким образом, мы видим, что различия в распределении теплового потока и флюидного давления напрямую связаны с тектонической активностью блоков земной коры. Другими словами для разных геодинамических обстановок характерно различное сочетание градиентов температур и давлений. В соответствии с этим в них формируются разные типы метаморфизма.

 

Білет №4

1. Мантія та ядро Землі,їх мінеральний та хімічний склад. Джерела явних даних. Примітивна та деплетована мантія (поняття про мантійні геохімічні резервуари).

Склад ядра

На межі мантія-ядро тиск оцінюється величиною 1,36*1011 Па, а в центрі ядра – понад 3,6*1011 Па. Температура на межі мантія-ядро тиск оцінюється як +2700+3400С (якщо орієнтуватись на величину геотермічного градієнту отримаємо близько +90000С, але це нереально). За сейсмічними даними більша частина земного ядра рідка (гомогенна рідина, що складає шар E зовнішнього ядра – до глибини 4982 км, перебуває під тиском 1,363,2*1011 Па, її густина зростає від 9280 до 12170 кг/м3), далі йде перехідна зона (від 4982 км до 5121 км – шар F, речовина перебуває під тиском 3,23,28*1011 Па, її густина зростає від 12170 до 12250 кг/м3) і тільки на глибинах більше 5121 км розташоване тверде внутрішнє ядро (від 5121 км до 6371 км, інші назви – субядро або шар G, перебуває під тиском 3,283,61*1011 Па, його густина зростає від 12250 до 12500 кг/м3).

Ідея про те що ядро складається з сплаву заліза та нікелю має довгу історію, і, з певними модифікаціями, залишається найбільш визнаною по сьогодні. В основі гіпотези про залізо-нікелеве ядро Землі лежить припущення про близькість складу ядра до складу залізних метеоритів, що містять у середньому 80,78 % Fe, 8,59 % Ni і 0,63 % Co. Експерименти при високих тисках, які відповідають ядру Землі (більш 2,5*1011 Па), показали, що сплав із 90 % Fe і 10 % Ni має властивості, близькі до властивостей земного ядра, визначеним геофізичними методами. Відмінність фізичних властивостей модельних складів і встановлених геофізичними методами полягає в дещо більшій густині цього сплаву і дещо меншій швидкості поширення пружних хвиль.У зв'язку з цим вважають, що в ядрі є домішка легких елементів, в першу чергу сірки та кисню. Для узгодження петрогустинних моделей вміст сірки, наприклад, повинен досягати 10% мас., що цілком реально з огляду на вміст сірки в хондритах С1. На думку ж Рінгвуда більша частина сірки, яка містилася в сонячній небулі була втрачена разом з іншими летючими елементами при нагріві і плавленні під час аккреції Землі. Він вважає найбільш вірогідним входження до складу ядра (як легкого елемента) кисню. В такому випадку ядро має містити до 10% FeO, що, за розрахунками Алегре, відповідає вмісту кисню в 4% мас. Отримання надійних оцінок щодо вмісту кисню ускладнюється відсутністю даних про фізичні властивості залізо-нікелевих сплавів з розчиненим FeO за таких тисків і температур. За розрахунками вище згаданого Алегре речовина ядра може містити також до 7% Si, до 2% S та певну кількість C, P, Mg і H. Що правда, для ліквідації дефіциту маси він враховує в складі ядра певну кількість благородних сидерофільних елементів, таких як Re, Os, Ir та Pt. В.А.Рудник і Е.В.Соботович вважають, що в ядрі є домішка Si, С, А1 і О, кількість яких більша в зовнішньому ядрі і менша у внутрішньому. Останнє, згідно їх токи зору, на 99 % складається з Fe і Ni (відповідно 90,2% і 9,04%).На основі різноманітних даних (панування водню в космосі й ін.) розвиваються також уявлення про гідридне і карбідне ядро Землі. За цією гіпотезою внутрішнє тверде ядро складається з гідридів і карбідів. В зовнішньому ядрі відбувається їх розкладання з утворенням вільних металів (Fe, Ni, Co), водню і метану, що мігрують у мантію і визначають розвиток там відновних процесів. У нижній мантії панують вільні метали або ж вони співіснують із силікатами й оксидами. Водень і метан глибинного походження, на думку В.М.Ларін і М.П.Семененка, проникають і в земну кору.

За гіпотезою А.Ф.Капустинського (який розвинув і обгрунтував ідеї В.М.Лодочнікова, 1935; W.Kuhn and A.Rittman, 1941; W.H.Ramsey, 1948), у земному ядрі, внаслідок величезного тиску, порушується електронна структура атомів. Починаючи з K, електронна структура якого 1s22s2p63s2p6d04s1, виникають умови для вдавлювання в умовах високих тисків зовнішніх електронів на незаповнений 3d- рівень. Так, зовнішні 4s2 електрони кальцію, будучи “втиснутими” на рівень 3d, перетворюють його на атом ізокальцію, властивості якого подібні до двовалентного титану. Аналогічний перехід для двохвалентного заліза - d64s2 -> d84s0, призводить до утворення ізозаліза, властивості якого подібні до двохвалентного нікелю. Зникає хімічна індивідуальність атомів і всі елементи одержують однакові металізовані властивості (речовина складається з ядер атомів, що знаходяться в загальній для всіх ядер електронній плазмі). Це визначає одноманітність земного ядра, відсутність розходжень між хімічними елементами (зона «нульового хімізму», «центросфера»). У мантії під впливом сильного тиску змінюються хімічні властивості атомів, тому що електрони переходять на незаповнені внутрішні орбіти. Це зона «виродженого хімізму», або «інтерсфера» (речовина близька до металевого стану, хоча й має силікатний склад). Хімічні ж властивості елементів, що відповідають їх положенню в періодичній системі, виявляються тільки в зоні «нормального хімізму», або «перісфері», яка відповідає земній корі і верхам мантії (верхні 100 км). Таким чином, згідно точки зору Капустинського внутрішня зони планети відрізняються не складом а станом речовини в умовах величезних тисків.

Мантія.

Верхньою межею мантії є поверхня Мохо, а нижньою - розділ Віхерта-Олдхема-Гутенберга - який,як вважається, відділяє мантію від ядра. Ця межа (2898 км) фіксується за різким зменшенням Vp (з14 до 8 км/с) та виродженням Vs. Затухання Vs в нижній частині мантії дає підстави вважати ядро рідким. Сейсмічні дані вказують також на неоднорідність складу і будови мантії. Нині виділяються: - гетерогенна верхня мантія, складається з астеносфери (від 5-70 км до 413 км, інша назва – шар B) та перехідної зони (від 413 км до 984 км, інші назви – шар Голіцина, шар C);- гомогенна нижня мантія (від 984 км до 2898 км, інша назва – шар D).Якщо ядро вважається залізо-нікелевим більшістю дослідників, то сумнівів стосовно переважно силікатного складу мантії не висловлював ще ніхто. При цьому всі згодні щодо неоднорідності (як по вертикалі так і по латералі) самої верхньої частини мантії (літосфери ?).

Верхня мантіянеоднорідна:

- на рівні поверхні М температура змінюється від 800 C (океан) до 800-1000 C (Карпати, Кавказ).

- свідченням неоднорідності самої верхньої частини мантії: різний елементний склад виявлених межах платформ та геосинклінальних областей ультрабазитів мантійного походження; відмінність гіпербазитових, олівінових та гранат-перидотитових включень в кімберлітах; відмінність складу глибинних (мантійних за походженням) газів - різний вміст He, Ar, Ne, Xe, CO, H2, CH4.

- цей, самий верхній, шар вірогідно складений олівіном, піроксеном і гранатом, з невеликими домішками шпінелі, амфіболу і флогопіту. При цьому склад шару під океанічною корою (шар гацбургіту – Ol, oPx; шар лерцоліту - Ol, oPx, cPx) відмінний від складу під материками (перидотит - Ol, cPx, Hbl з включеннями еклогіту - Gr, cPx, oPx, Hbl, Pl).

- в межах верхньої мантії розташована астеносфера - в'язкий пластичний, частково розплавлений (близько 1%?) шар з пониженими швидкостями Vp і Vs. Глибина його залягання від 2-3 км в рифтах серединно-океанічних хребтів, до 80-100 км на периферії океанів і ще глибше - на континентах. В ряді місць платформ і щитів астеносфера не виділяється взагалі, що дало підставу деяким дослідникам виділяти не астеносфери, а астенолінзи. В деяких місцях (Памір, Гімалаї) - виділено кілька астенолінз. Насиченість глибинних газів CO, H2 і CH4 дозволяє зробити висновок про різко відновний

характер середовища мантії. Верхню мантію і земну кору часто об'єднують в тектоносферу (В.В.Бєлоусов), оскільки саме з цими шарами пов'язані тектонічні та магматичні явища. Сумарний склад речовини верхньої мантії часто вважають аналогічним складу хондритів, або (за припущенням Рінгвуда) - суміші (3:1) ультраосновних порід (дуніт – Ol+Crt) і лужного базальту (Ne, Lc, cPx, Pl), яка отримала умовну назву піроліт (піроксен-олівінова порода). При підйомі такої суміші до денної поверхні частина речовини розплавляється, з 20-40% розплавленої речовини утворюється базальтова магма (яка виливалась на поверхню протягом всієї історії планети) а решта формує нерозплавлений залишковий перидотит чи дуніт (збіднені Ca, K, Sr, Ba).Одним з джерел енергії для підтримки рухливих локальних зон плавлення є радіоактивний розпад. Якщо температура на верхній та нижній межах зони плавлення відмінна то виникає конвекція з переміщенням легкоплавких елементів вверх. Згідно деяких розрахунків 1/3 верхньої мантії брала участь у формуванні земної кори і тому є "збідненою" на легкоплавкі і летючі компоненти. Мінеральний склад найчастіше моделюється як поступовий перехід (зверху вниз): піроксеновий перидотит (65% Olv, 22% ромб.Px, 12% мон.Px, 2% - шпінель) - гранатовий перидотит (67% Olv, 12% ромб.Px, 11% мон.Px, 10% - піроп) - еклогіт (піроп та моноклинний Px). За деякими даними [Anderson D.L., Hanks T.C., 1972] еклогіт починає переважати з глибини 220 км і розповсюджується до глибини 670 км (тобто до верхньої частини перехідної зони). Загалом, за різними оцінками, еклогітовий шар охоплює близько 20% верхньої мантії. Оцінений за піролітовою моделлю склад верхньої мантії (за Рінгвудом) виглядає так: SiO2 – 43,2%, MgO – 38,1%, FeO – 9,2%, Al2O3 – 3,9%, CaO – 3,7%, Na2O – 1,8%. Піролітова модель є лише однією з багатьох можливих, вона не пояснює достатньою мірою виділення летючих (води, хлору, сірки тощо), які складають значну частину продуктів вулканічної діяльності. Відкритим, в принципі, залишається і питання про породний склад верхньої мантії –адже наявність кількох відсотків флогопіту в перидотитах передбачає досить значне насичення багатьма летючими елементами.

Окремо слід зазначити, що вже в верхній мантії починаються фазові перетворення гранату. Вже з глибин близько 250-300 км домінуючий перед тим піроп (Mg3Al2Si3O12) стає нестійким і замінюється більш стабільним за таких умов гранатом відомим під назвою майорит (M2(MSi,Al2)Si3O12, де M - Mg, Fe або Ca).

Перехідна зона.

В перехідній зоні середня густина речовини скл




©2015 studopedya.ru Все права принадлежат авторам размещенных материалов.