Дегазація мантії та її геохімічне значення

Велика частина газів Землі зосереджена в літосфері і верхній мантії і значно менша в самій атмосфері, співвідношення між ними таке: атмосфера:литосфера:верхняя мантія= 1: 2: 80. Гази глибоких надр Землі вносять величезний вклад у формування атмосфери. В.Руби уперше показав, що ряд компонентів, що нині складають осадові породи, органічні речовини і гідросферу, може бути віднесений до летких компонент в широкому сенсі слова, які поступили на поверхню з глибоких надр. Виявляється, що маса летких компонентів у що нині складають осадові породи, органічні речовини і гідросферу, може бути віднесений до летких компонент в широкому сенсі слова, які поступили на поверхню з глибоких надр. Виявляється, що маса летких компонентів у складі атмосфери, гідросфери і осадових порід значно перевищує їх масу, здатну виділитися при вивітрюванні кристалічних порід. Різницю В.Руби назвав " надлишком" летких. Отже, глибинні гази Землі грали найважливішу роль у формуванні верхніх оболонок Землі. Склад " надлишку" летких виявився дуже схожий на склад газів з вулканів і гарячих джерел. Ця обставина послужила основою для одного з важливих виведень геохімії - про походження Світового океану і атмосфери Землі за рахунок дегазації мантії(глибоких надр Землі) і дегазації твердої речовини в процесі акреції. Після того, як планета досягла сучасних поверхневих Т 300 До, що звільняються в результаті вулканічних процесів з мантії гази були захоплені гравітаційним полем, що приводило до поступового накопиченню газового шару.

Судячи із складу сучасних вулканічних эксгаляций, продукти первинної дегазації повинні були складатися з домінуючих Н2О і СО2, а також H2S, CO, H2, N2, NH3, HF, HCl, Ar та ін. Як свідчить співвідношення в первинних породах Fe2+/Fe3+, речовина земної мантії і кори була не досыщенно у відношенні О, що визначає незначні концентрації О2 в еманаціях. Отже, атмосфера мала бути відновною і такий її характер переважав упродовж перших 2,5 млрд. років (такі мінерали як пірит і уранинит накопичувалися в уламкових осіданнях не окислюючись - конгломерати Витватерсранда).

Вільний кисень в атмосфері Землі, як передбачається, з'явився тільки до 1,2 млрд. років в результаті фотосинтезу.

ЕКЗАМЕНАЦІЙНИЙ БІЛЕТ № 20
1. Поєднаний вплив структурного, термодинамічного та кінетичного факторів на розподіл елементів в геологічних об’єктах (на прикладі сучасних моделей поведінки рідкісних елементів в процесах часткового плавлення та кристалізації розплавів).

Cтупінь захоплення кристалізуючимся мінералом будь-якого елементу

можна виразити за допомогою коефіцієнта розподілу (k). Цей коефіцієнт відображає відношення масової концентрації елементу (M) в мінералі до його вмісту в магмі.

kM=[M] в мінералі / [M] в магмі

Значення kM може бути дуже чутливим до змін температури, тиску і складу мінералів та магми під час кристалізації (для розсіяних елементів спостерігається залежність від температури, тиску і концентрації головних елементів)

Структурний фактор. Молекулярна структура відображає спосіб заповнення і взаємне розташування атомів в хімічній сполуці і найважливіший вплив на неї мають розміри атомів, що входять до складу сполуки. Чинником, який впливає на впорядкованість кристалічної структури, є також природа хімічного зв’язку. Зокрема, в іонних твердих тілах важливе значення мають заряди іонів, оскільки їх взаємна локальна нейтралізація в кристалі та ефекти відштовхування допомагають визначити розташування в решітці іонів однакового знаку. У твердих тілах з ковалентним зв’язком важливим чинником є геометрична конфігурація локалізованого в просторі розподілу узагальнених атомами електронів.

При кристалізації відбувається обмін елементами між рідкою і твердою фазами або між твердими фазами, і відповідно, зміна хімічної стабільності при переході елементу з однієї фази в іншу. Ступінь таких енергетичних змін частково визначається структурою кристалічної речовини, розплаву, розчину.

Вміст води. Порівняно невисокий рівень масового вмісту води не повинен вводити в оману, адже 4% маси води в базальтовій магмі відповідає 10-15% мольної концентрації, а цього цілком досить для зміни структури розплаву порівняно з сухими умовами.

Термодинамічний та кінетичний фактор.

Залежність від температури описується рівнянням типу:

lnk=A*1000/T +B

де A і B є константами ( A>+1, B – найчастіше достатньо велике від’ємне число і лише зрідканаближається до 0), а T – температура в кельвінах (наприклад коефіцієнт розподілу для стронцію впарі плагіоклаз - базальтовий розплав визначений як lnkSrPl=15121/T-9,909). Тобто з ростом температури коефіцієнт розподілу, як правило, зменшується (хоча інколи – самарій в гранаті, зростає).

(далее какая-то хрень) Часто (за низьких температур) геохімічні системи перебувають в нерівноважному стані саме через цю залежність перебігу реакцій від температури. Наприклад, уламкові породи складаються з великої кількості різноманітних фаз. Деякі з цих фаз перебувають в рівновазі одна з одною і з поровою вологою, однак більшість - ні. Іншим прикладом порушення цієї рівноваги є океани. Поверхневі води океанів повсюдно є перенасиченими щодо кальциту, однак вапняки утворюються з морської води переважно завдяки біологічному чиннику (життєдіяльність організмів). На глибині 2500 m, океан є ненасиченим щодо кальциту однак кальцитові скелети зберігаються в осадках (однак на більших глибинах вони все ж розчиняються). Тому, при застосуванні термодинаміки до характеристики таких систем слід бути дуже ретельними і уважними. Навіть за самих оптимальних умов термодинаміка забезпечить тільки обмежене розуміння низькотемпературних геохімічних систем. Досконаліше розуміння процесів неможливе без використання кінетичної теорії. І дійсно, кінетика часто є вирішальним чинником, який контролює стан і еволюцію таких систем. Навіть в метаморфічних системах, з температурами порядку 300-700°C, кінетичні чинники є дуже важливими і можуть завадити досягненню стану рівноваги.

В високотемпературних геохімічних системах, прикладом яких є магматичні системи, рівновага є більш ймовірною і термодинаміка забезпечує достатньо повне розуміння цих систем. Однак, навіть за високих температур, кінетичні фактори залишаються важливими і можуть завадити досягненню рівноваги. Одним з наочних прикладів нерівноважності за високої температури є утворення вулканічного скла. Термодинаміка передбачає, що магма, оскільки вона охолоджується, повинна розкристалізуватися. Але якщо швидкість охолодження вища певної межі, цього не відбувається.

2. Формування магматичних, пегматитових та магматогенно-гідротермальних рудних родовищ в ході магматичної еволюції. Геохімічні критерії потенційної рудогенеруючої спроможності магм.

Большое значение для геохимической характеристики магматических

систем имеют данные о среднем содержании элементов в основных типах

изверженных пород. Вычисление кларков концентрации элементов в породах

позволяет выявить геохимическую специализацию пород, охарактеризовать ее

количественно с помощью различных показателей.

Установлено, что в ультраосновных породах концентрируются Ni, Cr, Co,

Mg, Mn, Fe; в основных – Сu, Са, Ag, Sb, Zn, V; в средних – Р, Вг, Cd; в кислых

и субщелочных – U, W, Мо, Be, Sn, РЬ, Si, A1, К, Na, Li, Rb, F, Cl, Tl, Та и др.

С ультраосновными породами связаны месторождения хромита, платины, титаномагнетитов, алмазов.

С продуктами дифференциации основной магмы связано образование

медноникелевых (Норильск, Кольский полуостров), титано-магнетитовых

(Урал) и других рудных месторождений.

С процессами гранитизации, по данным многих авторов, не связано образование крупных рудных месторождений. Гранитоиды всех трех типов характеризуются различным содержанием акцессорных минералов и элементов. Многие гранитоиды содержат повышенные количества рудных элементов, поэтому они получили наименование редкометальных, оловоносных, вольфрамоносных и т. д.

Вода, яка відділяється від магми на заключних етапах застигання може стати транспортним середовищем для великої кількості елементів які в іншому випадку були б зафіксовані в кінцевих продуктах кристалізації (саме в результаті такої міграції формується значна частина гідротермальних родовищ)

Пегматиты. Пегматиты, представляющие собой продук­ты последней стадии фракционной кристаллизации магмы или первой стадии фракционного плавления при анатексисе, содер­жат многие элементы в концентрациях, намного превышающих
содержания этих элементов в коре. Многие из элементов, имею­щих тенденцию к накоплению в магме при фракционной кри­сталлизации, в конце концов выделяются в виде необычных и сложных по составу минералов или минеральных ассоциаций.

Пегматиты богаты кремнеземом, щелочами, глиноземом, водой и т. д. По сравнению с корой они в целом значительно обогащены следующими элементами; Li, Be, В, F, Sc, Ga, Ge, Rb, Y, Zr, Nb, Mo, In, Sn, Cs, р.з.э., Hf, Та, W, Re, Pb, Bi, TIi и U, Нужно заметить, однако, что степень накопления ряда эле­ментов существенно зависит от того, какие породы являлись для пегматитов материнскими. Так, например, гранитные пегмати­ты заметно беднее Zr (и Hf), чем пегматиты нефелиновых сиени­тов, в особенности агпаитовых. По всей вероятности, это явля­ется результатом ранней кристаллизации циркона из гранитных магм (по сравнению с сиенитовыми магмами), что препятствует существенному накоплению Zr (и Hf) в остаточных магмах.

Анализ физико-химических условий образования пегматитов показал, что они формируются на глубинах от 2 до 10 км и более. По глубинности А.И. Гинзбургвыделяет четыре формации пегматитов:

1) пегматиты малых глубин (2–3 км); к ним приурочены месторождения горного хрусталя и оптического флюорита;

2) пегматиты средних глубин (от 3 до 6 км, местами более); это редкометальные пегматиты с рудами Та, Cs, Li, Be;

3) «слюдоносные пегматиты», образующиеся на глубине 6–8 км и более; с ними связаны промышленные месторождения мусковита;

4) пегматиты больших глубин (более 8 км), не несущие промышленного оруденения, часто обогащенные Th и U.

3. Земля як єдина геохімічна система. Головні тенденції еволюції та геохімічний взаємозв’язок процесів седиментогенезу, магматизму, метаморфізму. Металогенічні епохи, їх практичне значення.

Геохимия систем. К системам относятся Земля в целом, окру­жающая среды Земли в целом, земная кора, гидросфера, атмосфера, артези­анский бассейн, почва, живой организм, ландшафт, государство, администра­тивное образование и т.д. При системных исследованиях в геохимии боль­шое значение имеют методы обшей теории систем, теории информации, ки­бернетики, использование ЭВМ Системы изучаемые в геохимии, по формам движения материи разделяютсяна четыре основных типа:

Абиогенные системы, в которых протекают только процессы механи­ческой и физико-химической миграции. Это магматические, гид-ротермальныеи многие другие системы

Биологические системы — живые организмы и их ассоциации, напри­мер биоценозы.

Биокосные системы, для которых характерно взаимопроникновение живых организмов и неорганической («косной» по Вернадскому) материи. В этих системах развиваются явления и физико-химической миграции, но оп­ределяющее значение имеет биогенная миграция. Таковы почвы коры вы­ветривания, природные ландшафты, моря и океаны, реки и т. д. Самая круп­ная биокосная система — биосфера, т. е. вся область планеты, населенная жив ыми орган измам и

Техногенные системы характеризуются ведущий значением тех­
ногенной миграции, хотя в них имеют место и все остальные виды миграции
(промышленные предприятия, города, транспортные артерии, агроландшаф-
ты, хранилишабьповых или промышленных отходов и т. д.).

Металогенічні епохи – головні періоди формування рудних родовищ, що відповідають осн. етапам геол. розвитку земної кори. В історії розвитку земної кори виділяється 11 етапів, що визначають закономірну послідовність виникнення генетичних груп рудних родовищ.

§ Ґренландський етап (5000 – 3800 млн років тому) збігається з найдавнішим місячним періодом геол. історії без ознак рудоутворення.

§ Кольський етап (3800 – 2800 млн років тому) відповідає нуклеарному періоду і знаменує початок формування найдавніших ендогенних рудних родов., звичайно глибокометаморфізованих. Ці родов. виразно розділяються на дві групи. Одну групу складають базальтоїдні зеленокам’яні пояси, з якими пов’язані найдавніші колчеданні гідротермальні і золоторудні родов. Півн. Америки, Австралії, Півд. Африки та Індії. Інша група належить гранітоїдним ядрам зі слюдяними і рідкіснометалічними метаморфогенними пегматитами, відомими в Сибіру, Африці, Австралії і Бразилії.

§ Біломорський етап (2800 – 2300 млн років тому) охоплює першу половину протогеосинклінального періоду, відповідає зародженню древніх геосинкліналей, що розчленовують протоплатформи. Серед платформних звертають на себе увагу великі родов. хромових руд Великої дайки в Зімбабве і унікальні золото-уранові конгломерати Вітватерсранда в ПАР.

§ Карельський етап (2300 – 1800 млн років тому) пов’язаний з розквітом і відмиранням протогеосинкліналей. З геосинклінальним базальтоїдним вулканізмом цього етапу пов’язане формування всіх найбільших басейнів і родов. залізистих кварцитів світу: Криворізького, Курської магнітної аномалії, залізорудного басейну Великих озер Канади і США і ін. З карельськими гранітоїдами асоціюють слюдяні і слюдяно-рідкіснометалічні пегматити Біломор’я, Сибіру, а також золото в метаморфічних чорносланцевих товщах (США, Канада). В умовах карельського часу формувалися найбільші магматичні родов. хромових руд і платинових руд Бушвелдського комплексу (Півд. Африка), магматичні сульфідні мідно-нікелеві руди Садбері (Канада) та ін.

§ Готський етап (1800 – 1500 млн років тому) відповідає інтергеосинклінальному періоду геол. історії, що визначає помітну перерву в ендогенному рудоутворенні.

§ Гренвілський етап (1500 – 1000 млн років тому) знаменує початок нового геосинклінального періоду з переважанням базальтоїдного вулканізму, що привів до утворення колчеданно-поліметалічних родов. типу Саліван в Канаді.

§ Байкальський етап (1000 – 600 млн років тому) характеризується ендогенними родов. базальтоїдного і наступного гранітоїдного рядів, з якими пов’язані магматичні титаномагнетити Канади, Норвегії і Уралу, а також колчеданні родовища Сибіру і Півн. Америки.

§ Каледонський етап (600 – 400 млн років тому) виділяється за переважаючим розвитком базальтоїдів, особливо вулканіч. фації, з численними колчеданними родовищами Центр. Сибіру, Норвегії, Швеції, Іберійського пояса Іспанії і Португалії, Австралії і М’янми.

§ Гєрцинський етап (400 – 250 млн років тому) визначає розквіт геосинклінального магматизму і металогенії. З ним пов’язані магматичні родовища хромових, титано-магнетитових руд (Урал) і колчеданно-поліметалічні родов. (РФ, Урал, Рудний Алтай, країни Зах. Європи).

§ Кімерійський етап (250 – 100 млн років тому) проявлений серіями гранітоїдів з постмагматичними родов. руд кольорових та радіоактивних металів (платформні околиці Тихоокеанського та Середземноморського геосинклінальних поясів).

§ Альпійський етап (до 100 млн років тому) відрізняється розломною тектонікою, яка контролює вулканогенні пояси з гідротермальними родовищами руд золота, срібла і ланцюги мідно-порфірових утворень Тихоокеанського рудного поясу, а також рудоносні карбонатити і алмазоносні кімберліти Африканської, Північно-Американської та Сибірської платформ.

Поиск по сайту: