Skip to content

Общая геология для экологов (1 часть)

Константиновская Л.В., Наумов Г.Б., Арешин А.В.

ОБЩАЯ  ГЕОЛОГИЯ ДЛЯ ЭКОЛОГОВ

1 часть

 

Учебное пособие

Москва, РУДН, 2011

 

ББК………                                                    У т в е р ж д е н о

К …..                                                        РИС Ученого совета Российского университета Дружбы народов

 

Р е ц е н з е н т ы –Доктор геолого-минералогических наук, профессор МГОУ, академик РАЕН и МАМР                                                                                              С.Л.Афанасьев

Константиновская Л.В., Наумов Г.Б., Арешин А.В.

К ……      Общая геология  для экологов. 1 часть: Учебное пособие. – М.:

РУДН, 2010. – 100 с.

ISBN ……………..

Учебное пособие является дополнением к основному курсу «Геология».  В нем рассмотрены основные разделы Геологии  — геологическое строение, состав и свойства земных недр, внешние и внутренние геологические процессы, в том числе и воздействие солнечной активности на геосистемы Земли. Рассмотрено положение Земли в Солнечной системе. Приводятся данные о геологическим летоисчислении – геохронологической и стратиграфической шкалах, основных этапах геологической истории нашей планеты.

Пособие рассчитано на студентов экологических специальностей вузов и колледжей. Оно может быть также интересным и для всех, кто изучает геологию и теорию катастроф.

УДК………

ББК………

ISBN……………

® РУДН, 2010

® Константиновская Л.В., Наумов Г.Б.,  Арешин А.В., 2010

РЕЦЕНЗИЯ на книгу Л.В.Константиновской, Г.Б.Наумова, А.В.Арешина

«Общая геология для экологов».

Авторы предлагаемой книги Л.В.Константиновская и Г.Б.Наумов имеют множество научных публикаций и большой опыт преподавания студентам.

Константиновская Людмила Васильевна — кандидат геолого-минералогических наук, доцент Российского университета дружбы народов. Секретарь секции «Математика в геологии» Московского общества испытателей природы, действительный член Академии прогнозирования (руководитель секции «Безопасность: угроза со стороны Космоса»). Основное научное направление – космические причины некоторых геологических процессов и катастроф.

Наумов Георгий Борисович – доктор геолого-минералогических наук, профессор, главный научный сотрудник Государственного геологического музея им В.И. Вернадского РАН. Действительный член Российского минералогического общества. Основная научная специализация – геохимия.

Арешин Александр Викторович – старший преподаватель кафедры геологии Московской сельскохозяйственной  академии им. Тимирязева.

Общеизвестно, что теоретической (общенаучной) задачей геологии является создание общей теории строения и эволюции Земли. В своем развитии Геология опиралась на различные естественные науки, прежде всего это физика, химия и астрономия. В последнее время благодаря быстрому развитию технических возможностей (особенно в области космических исследований) в геологических науках было получено много новых эмпирических данных, которые изменили представления ученых о происхождении и путях развития нашей планеты. Так фундаментальные геохимические данные и изучение Солнца внесли глубокие изменения в понимание процессов, происходивших в земной коре и на ее поверхности.

Новейшие открытия органично входят в современную геологию, но еще слабо отражены в учебной литературе по общей геологии. А новые научные данные необходимо учитывать при подготовке не только геологов, но и экологов, поскольку эволюция Земли определяется системой факторов. Системный подход позволяет не только лучше понять прошлое, зависящее от таких процессов, как метасоматические изменения пород, природные катастрофы и другие явления, связанные с переносом вещества и энергии, но и позволяет решать современные актуальные экологические проблемы.

Данное учебное пособие этим и отличается от других изданий по геологии.

Доктор геолого-минералогических наук, профессор МГОУ, академик РАЕН и МАМР                        С.Л.Афанасьев

ОГЛАВЛЕНИЕ

 

1 часть

 

ПРЕДИСЛОВИЕ……………………………………………………………………5
ВВЕДЕНИЕ…………………………………………………………………………6
Гл. 1. История и методология геологических наук………………………………7
Гл. 2. Земля и Космос……………………………………………………………..20
Гл. 3. Строение и состав Земли…………………………………………………..26
3.1. Форма, размеры и физические свойства Земли…………………………26 

3.2. Внешние геосферы…………………………………………………….29

3.3. Внутренние оболочки Земли………………………………………….35

3.4.Минералы……………………………………………..…………………44

3.5. Горные породы…………………..……………………………………..52
3.6. Природные воды……………………………………………………………59
Гл.4. Основные геологические структуры земной коры………………………..69
Гл.5. Геологическое летоисчисление и геохимия изотопов…………………….85 

 

 

2 часть

ОГЛАВЛЕНИЕ……………………………………………………………………..3

Гл.6. Экзогенные процессы………………………………………………………..4 

6.1. Экзогенные процессы……………………………………………………5

6.2. Космогенные процессы…………………………………………………18

Гл.7. Эндогенные процессы.………………………………………….…………24
Гл.8. Этапы геологической истории Земли……………………………………..41
Гл.9. Месторождения полезных ископаемых………………………………….56
Гл.10. Биосфера и ее переход в ноосферу………………………………………79
Гл.11. Геология и экология………………………………………………………87
Контрольные вопросы ………………………………………..………………..100
Литература…………………………..…………………………………………..103
Интернет-сайты…………………………………………………………………104 

 

 

 

 

ПРЕДИСЛОВИЕ

Во второй половине ушедшего ХХ века в геологических науках благодаря быстрому развитию технических возможностей было получено много новых эмпирических данных, существенно изменивших наши представления о происхождении и путях развития планеты Земля. Большинство этих изменений были отражены в учебниках по общей геологии. Достаточно назвать учебник «Геология» Н.В.Корановского и Н.А.Ясоманова, выдержавшего 5 изданий, «Общая геология» под редакцией А.К.Соколовского (М.: КДУ, 2006), составленному на базе новейших материалов по детальному изучению геологии океана, новой геофизической информации, интерпретации космохимических данных.

Если новая геофизическая информация существенно повлияла на наши представления о внутреннем строении нашей планеты, то  фундаментальные геохимические данные внесли не менее глубокие изменения в понимание процессов, происходивших в земной коре и на ее поверхности. Мы теперь знаем, что весь кислород современной атмосферы биогенного образования, накопление мощных толщ известняков и мраморов связана с кальциевой функцией живых организмов, а вся вода гидросферы могла бы пройти через биосферу всего за 3.2 млн. лет. Изотопные данные не только надежно устанавливают присутствие бесскелетного живого вещества задолго до  появления его палеонтологических останков, но и дают температурные оценки геологических объектов, трассируют пути миграции отдельных элементов в недрах земной коры и на ее поверхности. Все эти данные уже органично входят в современную геологию, но пока еще слабо отражены в учебной литературе по общей геологии.

Не случайно Президент Российской Федерации на Деловом Саммите Азиатско-тихоокеанского экономического сотрудничества в 2000 г. сказал: «Еще наш соотечественник Владимир Вернадский в начале двадцатого века, создал учение об объединяющем человечество пространстве – ноосфере. В нем сочетаются интересы стран и народов, природы и общества, научное знание и государственная политика. Именно на фундаменте этого учения фактически строится сегодня концепция устойчивого развития»[1]. Коротко и ясно.

Все это необходимо учитывать при подготовке специалистов не только геологических, но и других направлений естественнонаучного знания и особенно экологического профиля. В последнее время появились специальные учебные пособия по биосфере. Однако эти сведения должны даваться в комплексе с данными о строении и истории развития земной коры и планеты в целом. Их практическое значение вырисовывается достаточно ярко в комплексе, поскольку эволюционное развитие Земли определяется системой факторов. «Систематическое изучение объектов природы и её самой как “целого” — неизбежно вскрывает черты строения, упускаемые при аналитическом подходе к ним, и дает новое»[2].

Системный подход позволяет лучше понять такие процессы как формирование геохимических барьеров, природные буферные реакции, метасоматические изменения пород и другие явления, связанные с переносом вещества и энергии, которые необходимы не только для восстановления прошлого, но и для решения текущих актуальных проблем. Целое может быть даже более простым, чем составляющие его части.

Этим данный учебник отличается от других схожих изданий.

 

 

ВВЕДЕНИЕ

Геология (греч. «гея» — земля, «логос» — учение) —  наука о строении, составе и истории развития развитии Земли.

Согласно Государственному образовательному стандарту высшего профессионального образования Российской Федерации геология является обязательной естественнонаучной дисциплиной для экологических факультетов ВУЗов (специальность 013600 – «Геоэкология»). Стандартом предусмотрено ознакомление студентов-экологов с составом, строением и развитием Земли и земной коры, геологическими процессами (вызванными эндогенными и экзогенными причинами, в том числе — космическими), этапами геологической истории Земли, эволюцией органического мира, геологической деятельностью человека, охраной геологической среды.

В своем развитии Геология опиралась на различные естественные науки, прежде всего, — физику, химию, астрономию и др. В геологических науках выделяется целый ряд самостоятельных направлений (динамическая и историческая геология, минералогия, кристаллография, петрология, палеонтология, геохимия, геофизика, геотектоника и многие другие).

Прикладная геология включает науки, направленные на практическое использование и охрану земных недр (инженерная геологиягидрогеология, учение о полезных ископаемых, структурная геологию и геологическое картирование, поисковоразведочное дело, экономика минерального сырья, рудничная, шахтная, промысловая и инженерная геология и др.).

Геология затрагивает также философские проблемы мироздания – происхождение Земли и планет, зарождение и развитие жизни в Солнечной системе и т.д.

Основные практические задачи геологии можно разделить на 3 группы:

1)  поиск месторождений полезных ископаемых, в том числе подземных вод;

2)  экологические направления геологии: инженерногеологическое обоснование строительства, рациональное использование минерального сырья и охрана земных недр;

3)  прогноз стихийных бедствий, связанных с различными геологическими явлениями.

Теоретическая (общенаучная) задача геологии – это создание общей теории строения  и эволюции Земли.

Всем этим вопросам в данном учебном пособии уделено внимание. Наиболее детально рассматриваются вопросы, которые имеют непосредственное отношение к решению актуальных экологических проблем.

 

 

ГЛАВА. 1. ИСТОРИЯ И МЕТОДОЛГИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ НАУК

История развития геологии

История развития геологии, как и большинства других наук, во многом еще ждет своих исследователей. «Развитие научной мысли — писал В.И. Вернадский — находится в теснейшей и неразрывной связи с народным бытом и общественными установлениями — ее развитие идет в сложной гуще исторической жизни и, и лишь долгим усилием научной работы и исторического творчества могут быть в хаосе прошлого отысканы основания, которые поддерживают современные научные настроения, те корни, которые дадут ростки в будущем развитии научных исканий» [[3]].

Вся история развития нашей цивилизации с древнейших времен и до наших дней самым тесным образом связана с историей освоения природных ресурсов. Она связана настолько тесно, что мы порой не замечаем этих связей, и уж тем более не придаем им существенного значения. А между тем освоение природных ресурсов во многом определяло и определяет все, что мы называем прогрессом, не зависимо от того, положительную или отрицательную роль они играют в нашей жизни. Точнее, каково соотношение между плюсами и минусами этих связей, и какую перспективу они нам готовят.

Лишь в самое последнее время, когда человек стал зримо ощущать негативные последствия результатов технического развития внешнего тела цивилизации, эта тема стала на повестку дня.

Истоки геологического знания уходят в глубокую древность. Практическое использование минеральных ресурсов, начиная с каменного века, заставляло накапливать эмпирический опыт поколений. Каменные орудия делались не из любого камня. Первые жилища связаны с камнем: пещеры, сначала естественные, а затем и искусственные, вырубленные с помощью других, более твердых камней. Сначала люди искали нужный камень, затем самородки золота и дальше в бронзовый век они осваивали все более сложные полезные ископаемые.

В гробницах египетских фараонов, построенных 2-3 тыс. лет до н.э. находят изделия не только из золота, но и украшения с драгоценными камнями. Сами гробницы построены из гранита, песчаника, диорита. Здания древних городов Индии складывались из обожженного кирпича. А гончарное ремесло возникло еще раньше. Все памятники древнейших цивилизаций связаны с камнем. Камень служил человеку и двигал вперед его культуру.

С древнейших времен данные, накапливаемые при использовании минеральных ресурсов, влияли не только на материальную, но и на духовную жизнь человека, через легенды и мифы религией и философией. Что можно сделать из камней люди знали из своего практического опыта. Но из чего произошли сами камни? И почему они разные?

Так древнегреческий философ Фалес (624-547 г. до н.э.) считал, что все камни, с которыми мы встречаемся на земной поверхности, связаны с водной субстанцией, входящей в состав материи, всех веществ, составляющих природу. Гераклит (544-474 г. до н.э.) в своем сочинении “О природе” первоначальной сущностью считал космический огонь. “Путем сгущения из огня появляются все вещи и путем разжижения в него возвращаются”[[4]].

Существует предположение, что слово химия произошло от египетского хеми, что означало “черный” и включало в себя искусство извлечения металлов из “черных камней”[[5]]. Ремесло это пришло в Европу из Египта, где им занимались только посвященные. Но не из каждого камня можно выплавить металл. Надо было еще знать из какого камня, где и как его найти. Появились первые рудознатцы. Из древнейшей химии выделилась металлургия, а потом и алхимия, пытавшаяся поучить золото из любого черного камня и тем не менее собравшая огромный эмпирический материал о свойствах минералов и горных пород.

Вода и огонь, как сущность всей тверди, по-видимому, имеют вполне конкретные корни практической деятельности рудознатцев. Самородки золота, первого использованного человеком металла, а затем золотоносные россыпи — находились в речных долинах и являются порождением водных потоков. А выплавка плавка золота, серебра, бронзы неразрывно связана с действием огня.

Эти древние взгляды, заложившие основу для великого философского спора нептунистов и плутонистов, нашли свое отражение и в представлениях о генезисе горных пород и рудных месторождений. В какой-то мере они и сейчас оказывают значительное влияние на существующие представления о происхождении рудных месторождений.

Аристотель (384-322 г. до н.э.) в основу материального мира клал уже четыре стихии Эмпидокла (495-435 г. до н.э.) — огонь, вода, земля и воздух. Взаимодействуя в недрах Земли, они дают огненные и водные выделения (наблюдения за извержениями вулканов), причем первые из них порождают камни, а вторые — металлы. В своих трудах он разделил весь минеральный мир на земли, камни и руды. По существу это первая известная нам классификация минеральных тел. Его ученик Теофраст (372 — 287 гг. до н.э.) в “Трактате о камнях” выделял семь видов минеральных тел: камни простые; цветные; плавкие горючие; негорючие; драгоценные; легкоразрезаемые; землистые.“[[6]] Эти первые классификации построены на двух основаниях: физическое состояние и практическое использование. Отсюда не следует, что вопросы происхождения руд вообще не интересовали рудознадцев. Однако они не клались в основу классификации, а выступали как некоторые дополнительные соображения, имеющие второстепенный интерес и не определяющие существа цели принятого деления.

Такое положение вещей сохранялось многие века.

 

Таблица 1.1. Основные этапы развитие геологических знаний

Период (века)

Ведущая идея Социальная роль естествознания Развитие геологического знания
Древний мир Отдельные наблюдения. Использование даров природы Опыт рудознатцев
Средние века Стабильность мира Начало системного освоения сырьевых ресурсов. Добыча ресурсов природы, «не лежащих на поверхности» Становление горного дела
XVIII -XIX Идея развития Познание природы и начало ее активного освоения Становление геологии как истории Земли
Кон XIX-нач. XX Покорение 

природы

Преобразование ландшафтов и биоценозов Систематическое освоение сырьевых ресурсов
Настоящее время Всеобщие информационные связи Начало понимания необходимости гармонии человека и природы Рациональное природопользование

 

Агрикола (Георг Бауэр 1494-1555), один из ведущих специалистов своего времени, основываясь на богатом опыте предшественников и собственных исследованиях месторождений Рудных гор, опубликовал серию книг содержащих оригинальную информацию по различным вопросам геологии, минералогии, горному делу и технологии переработки руд. Он классифицировал рудные тела по их составу, условиям залегания, размеру, вмещающим породам. На этих данных он основывал поисковые признаки рудных жил, приемы их оценки и разведки, условия разработки.

В средние века продолжаются попытки описания и классификации геологических тел, например описание минералов среднеазиатскими учеными Бируни и Ибн Синой (Авиценна). К эпохе Возрождения относятся первые суждения об истинной природе ископаемых раковин как остатках вымерших организмов, о длительности истории Земли. Разработка первых представлений о смещении слоев и их первоначальном горизонтальном залегании принадлежит датчанину Н.Стено (1669), который впервые дал анализ геологического разреза (в Тоскане), объясняя его как последовательность геологических событий.

Энциклопедией горного искусства явились обобщающие работы Агриколы (1494—1555 гг.). Геология как самостоятельная ветвь естествознания начала складываться во 2-й половине 18 в., когда под влиянием нарождающейся крупной промышленности стали быстро расти потребности общества в минеральном сырье, и в связи с этим возрос интерес к изучению недр. Этот период истории геология характеризовался разработкой элементарных приёмов наблюдения и накопления фактического материала. Исследования сводились главным образом к описанию свойств и условий залегания горных пород. Но уже тогда появлялись попытки объяснить генезис горных пород и вникнуть в суть процессов, происходящих как на поверхности Земли, так и в её недрах.

В этот период обострился вековой спор между нептунистами и плотонистами.  Представителями этих школ были профессор минералогии во Фрейберге, саксонец А.Вернер и шотландский учёный Дж.Геттон.

Нептунист Вернер утверждал, что все горные породы, включая базальт, образовались как осадки из водной среды, что же касается вулканической деятельности, то её он приписывал подземному горению каменного угля. В работах Дж. Геттона и его последователей — плутонистов не прида­валось никакого серьезного значения силам и явлениям земной поверхности. Основная роль отводилась внутренним силам Земли, которые они представляли себе находящей­ся в стадии расплавленной горячей магмы, создают окружающую нас природу.

В середине 18 в. появляются геологические карты, сначала небольших участков, а затем и крупных территорий. Рождение геология как науки об истории Земли относится к концу 18 — началу 19 вв. и связывается с установлением возможности разделять слои земной коры по возрасту на основании сохранившихся в них остатков древней фауны и флоры. Позднее это позволило обобщить и систематизировать разрозненные ранее минералогические и палеонтологические данные, сделало возможным построение геохронологической шкалы и создание геологических реконструкций.

Впервые на возможность расчленения слоистых толщ по сохранившимся в них ископаемым органическим остаткам указал в 1790 английский учёный У.Смит, который составил «шкалу осадочных образований Англии», а затем в 1815 первую геологическую карту Англии. Большие заслуги в расчленении земной коры (по остаткам моллюсков и позвоночных) принадлежат французским учёным Ж.Кювье и А.Броньяру. В 1822 в юго-западной части Англии была выделена каменноугольная, а в Парижском бассейне — меловая системы, что положило начало стратиграфической систематике. Различие характера органических остатков в пластах, следующих один за другим, было объяснено французским учёным Ж.Кювье серией катастроф, вызванных сверхъестественными силами, во время которых на обширных пространствах всё живое уничтожалось, а затем опустошённые области заселялись организмами, мигрировавшими из других районов. Ученики и последователи Ж.Кювье развили это учение, они утверждали, что в истории Земли было 27 катастроф, во время которых погибал весь органический мир и затем вновь возникал под влиянием очередного акта творения, но уже в измененном виде. Нарушенное залегание первично горизонтальных слоев горных пород и образование гор считалось следствием этих же кратковременных катастроф.

Французский геолог Л.Эли де Бомон (1829) предложил контракционную гипотезу, объясняющую дислокации слоев сжатием земной коры при остывании и уменьшении объёма её центрального раскалённого ядра. Эта гипотеза разделялась большинством геологов до начала 20 в.

Существенный удар взглядам катастрофистов был нанесён трудом Ч.Лайеля «Основы геологии» (1830-33), в котором было показано, что действующие ныне геологические агенты (атмосферные осадки, ветер, морские приливы, вулканы, землетрясения) на протяжении миллионов лет производят величайшие изменения в строении земной коры. Важным достижением Ч.Лайеля и его современников была разработка актуалистического метода, позволившего расшифровать события геологического прошлого.

Огромное значение для дальнейшего развития стратиграфии имело эволюционное учение Ч.Дарвина. Оно дало прочную методологическую базу для детального расчленения по возрасту осадочной оболочки Земли путём изучения филогенетических изменений отдельных групп ископаемых животных и растений. В создании эволюционной палеонтологии большую роль сыграл и русский учёный К.Ф.Рулье, который ещё до Дарвина защищал идею эволюционного развития.

Во 2-й половине 19 в. эволюционные идеи получили широкое распространение, были разработаны научные принципы историко-геологических исследований и положено начало эволюционной палеонтологии (В.О.Ковалевский). Важное значение имели труды русских исследователей конца 19 — начала 20 вв. А.П.Карпинского, А.П.Павлова, Н.И.Андрусова.

В это время усиливается процесс дифференциации геология. Из сравнительно монолитной науки геология превращается в сложный комплекс геологических наук. Кроме стратиграфии, которая была в 19 в. ведущим направлением, обеспечившим хронологическую основу истории Земли, развивались и др. направления геологии. Появилось учение о «фациях», как изменении вещественного состава слоев по простиранию, связанные с изменением условий их образования. В.М.Севергин (1807 г.)

Современная минералогия начала создаваться ещё на рубеже 18 и 19 вв. трудами русских геологов В.М.Севергина, который  ввел в науку четкое разделение понятий минерал и горная порода в их современном объеме — до этого к минералам относились все минеральные образования: и собственно минералы, и породы, и руды, и даже окаменелости; Д.И.Соколова, французского учёного Р.Гаюи и шведского химика Я.Берцелиуса. В конце 19 в. появились главные работы Е.С.Федорова, создателя учения о симметрии и теории строения кристаллического вещества, автора новых методов гониометрических и оптических исследований минералов. В 19 в. в качестве самостоятельной геологической дисциплины обособилась петрография, что связано с началом использования поляризационных микроскопов для исследования горных пород. Был накоплен огромный материал по их микроскопическому изучению, что позволило разработать первую петрографическую классификацию. Из них наибольшим признанием пользуется до сих пор классификация изверженных пород, предложенная в 1898 русским учёным Ф.Ю.Левинсон-Лессингом. В начале 20 в. получают развитие теоретические исследования по изучению процессов метаморфизма; начинается экспериментальное физико-химическое изучение силикатных систем. Но, наверное, впервые вопрос о необходимости использования законов физики и химии при анализе геологических явлений четко поставил в середине XIX века незаслуженно забытый геологами химик и фармацевт из Бонна Карл Фридрих Мор. [7] В своей «Истории Земли» (русский перевод М.: 1868) он показал, что в поверхностных условиях главенствует «Нептун», а в области высоких температур и давлений «Плутон», и, учитывая законы физики и химии, это вполне естественно.

Конец 19 — начало 20 вв. – это время нового качественного перелома в истории геологии. Развитие техники вызвало расширение масштабов освоения недр Земли, а также вовлекло в сферу мировых экономических связей новые, ранее не затронутые ими территории. Во всех ведущих странах мира возникают геологические службы. Новые обширные области охватываются геологическим исследованием, предваряя развитие в них горной промышленности. Растет поток фактических данных, резко расширяется кругозор геологов, вводится подготовка специалистов-геологов. Эволюционные идеи прочно обосновываются в геологии, и в общих чертах воссоздаётся картина развития Земли и её поверхности.

Во 2-й половине 19 в. появляются первые представления о существовании особо подвижных поясов земной коры – геосинклиналей. Открытие А.Беккерелем в 1896 г. явления радиоактивности открыло принципиально новое направление геологической мысли. В 1908 г. П.Кюри предложил использовать это явление в качестве независимого «эталона времени». Сейчас мы не мыслим себе серьезные геологические исследования без радиологических реперов, но первые результаты долго воспринимались в штыки. Наиболее авторитетные исчисления В.Томсона (лорд Кельвин), основанные на теплофизических расчетах времени остывания первично огненно-жидкой планеты давали величины порядка 40-60 млн. лет, и только в 1931 г. проф. К.Шухерт признал, что с начала протерозоя могло пройти 500 млн. лет. В результате появления радиологического исчисления времени в геологии смогло возникнуть понятие об интенсивности природных процессов. До этого считалось, что чем мощнее осадочные толщи, тем дольше они формировались. Отсутствовала независимая шкала времени. Радиогеохимия, введя радиологическую шкалу, коренным образом изменила все геологическое мышление. Коренные изменения произошли и в понимании теплового режима нашей планеты, подготовив основу для новых представлений о холодной агломерации Земли из материала протопланетного облака, сменивших гипотезу Канта-Лапласа об отделении расплавленного вещества Солнца.

В начале 20-го века сформировалась новая наука – геохимия, тесно связанная с работами норвежского профессора мине­ралогии В.М.Гольдшмидта, российского академика В.И.Вернадского и главного химика Американского геологи­ческого комитета американца Франка Кларка. На первом плане внимания В.М.Гольдшмидта находились главным образом проблемы изоморфизма атомов в структуре минералов и процессы в глубоких геосферах земной коры. Анализируя процессы миграции элементов, он ввел в геохимию понятие о поведении химических элементов, обусловленном их строением, и указал пути их выявления в среде, строящей земную кору. Это был существенный шаг вперед. Но в своих исследованиях он полностью игнорировал геохимическую роль биоты в эволюции земной коры. По-другому подошел к этим вопросам В.И.Вернадский. Еще в университете его заинтересовали лекции профессора минералогии, основоположника почвоведения – науки о почве, как особом «естественном теле природы» — В.В.Докучаева. От него он принял понимание почвы как целостного «биокосного»  природного тела, играющего существенную роль в земных процессах. Развивая эти направления, наряду с другими геохимическими идеями, он пришел к новому понятию «живое вещество» как сумме всех живых организмов в конкретном геологическом теле, регионе и, в конечном счете, на всей планете в различные моменты ее истории. Введение в геохимию понятия «живое вещество» позволило с одних и тех же количественных позиций рассматривать не только косные, но и живые объекты природы, сравнивать их между собой. Так родилась биогеохимия.

Ф.Кларк, всю жизнь занимавшийся геологическими проблемами, свел и переработал огромный материал. Его работа оказала большое влияние на научную мысль. В ней были даны точные числовые данные по содержанию главней­ших химических элементов в различных типах горных пород. Она сде­лалась основой для дальнейших обобщений и дальнейшей работы в геологии на базе статистических данных о распределении элементов в земных, а потом и космических объектах. Всё более насущной становится необходимость перехода от простой констатации эмпирически устанавливаемых закономерностей к подлинному объяснению их причин, к вскрытию основных законов истории развития Земли. Возникает необходимость усиленного изучения глубинных процессов, происходящих в нижних слоях земной коры и в мантии. Усовершенствуется методика изучения веществ, состава горных пород (масс-спектрометрический, рентгеноструктурный и другие анализы) и строения земной коры.

В области тектоники для 20 в. характерны: разработка учения о движениях земной коры, в том числе о возможности горизонтальных перемещений крупных её блоков. В 50-60-х гг. начали составляться тектонические карты, положено начало изучению новейших тектонических движений и созданию неотектоники. В связи с разведкой и разработкой полезных ископаемых в осадочных толщах в качестве самостоятельной дисциплины выделились петрография осадочных пород, или литология, сконцентрировавшая внимание на выяснении вопросов осадочного породообразования, установлении его стадий и климатических типов.

В середине 20 века в геологических науках стали быстро распространяться идеи классической термодинамики. Оригинальный подход к термодинамическому анализу геологических процессов развил Д.С.Коржинский. Рассматривая метасоматические процессы, он на основании детальных эмпирических наблюдений ввел понятия о наличии в метасоматических колонках мозаичного равновесия и вполне подвижных компонентов, для которых данная система является открытой. Это был первый шаг к термодинамике открытых систем.

Еще в начале 20 века «созданная в течение всего геологического времени, установившаяся в своих равновесиях биосфера начинает все сильнее и глубже меняться под влиянием научной мысли человечества. Вновь создавшийся геологический фактор — научная мысль — меняет явления жизни, геологические процессы, энергетику планеты. Очевидно, эта сторона хода научной мысли человека является природным явлением… Но научная мысль входит в природные явления не только этим своим отраженным проявлением. В ней самой есть черты, только природным явлениям свойственные. Прежде всего, это видно в том, что ходу научной мысли свойственна определенная скорость движения, что она закономерно меняется во времени, причем наблюдается смена периодов ее замирания».[[8]]

Важнейшей задачей геология является дальнейшая разработка теории развития Земли, в частности исследование эволюции внутренних и внешних геологических процессов, определяющих закономерности распространения минеральных ресурсов.

В связи с успехами космических исследований одной из основных проблем геологии становится сравнительное изучение Земли и др. планет.

Методология геологических наук.

В естественных науках принято выделять объект изучения и метод конкретной науки. С объектом исследования геологии относительно просто. Это наша планета и, прежде всего, ее внешняя твердая оболочка – земная кора. В то же время геологии наука историческая, наука об истории Земли. Следовательно, в ней есть «шкала времени». Наконец, как наука естественная, она стремится подойти к объекту своего изучения с числом и мерой. Для получения всех этих данных геологии активно пользуется методами широкого круга других естественнонаучных дисциплин: физики, аналитической и физической хи­мии, термодинамики, биологии со всеми их многообразными разветвлениями. Но Земля и ее кора не изолированы от окружающего ее мира. Поэтому геологию интересует и все материальное и информационное окружение непосредственного объекта своего изучения. От него в значительной мере зависит поведение центрального объекта изучения. Без его учета невозможно надежное восстановление истории развития, а, следовательно, и прогноз будущего, даже ближайшего. Но центральным ядром науки геология остается земная кора.

Это в глобальном аспекте. Внутри коры она изучает распределение геологических комплексов, горных пород, конкретных минеральных видов. В сфере ее внимания воздушные потоки атмосферы, наземная и подземная гидросфера, живое вещество планеты. Все эти естественные тела существуют не каждый в отдельности, а во взаимосвязи.

В самое последнее время наряду с естественными природными телами в сферу геологических исследований вошли и техногенные образования, начинающие играть все большую роль в распределении и миграции элементов земной коры, соизмеримую с действием отдельных природных сил.

Взаимодействие широкого круга методов разных наук, сконцентрированное на одном уникальном объекте, в котором мы родились и существуем, на отдельных его телах, определяет целостность самой науки, ее координирующую роль в познании реального строения и законов развития нашей планеты. «Синтетическое изучение объектов природы — ее естественных тел и ее самой как «целое» — неизбежно открывает черты строения, упускаемые при аналитическом подходе к ним, и дает новое. Этот синтетический подход характерен для нашего времени» [[9]] в научных и философских исканиях. Случайное и неважное в глазах ученых одного десятилетия получает в глазах другого нередко крупное и глубокое значение; в то же время блекнут и стираются ранее установившиеся вехи научного сознания.

Конкретно мы изучаем не земную кору в целом, а слагающие ее естественные тела. «Естественным телом — по определению В.И.Вернадского — мы будем называть всякий логически ограниченный от окружающего предмет, образовавшийся в результате закономерных природных процессов… Таким естественным телом будет каждая горная порода (и формы ее нахождения — батолит, шток, пласт и т.д.), будет всякий минерал (и формы его нахождения), всякий организм, как индивид и как сложная колония, биоценоз (простой и сложный), всякая почва, ил и т.д., клетка. ядро ее, ген, атом, электрон … — миллионы миллионов всевозможных естественных тел…» [[10]].

Наука начинается с выделения естественных природных тел. Но при дальнейшей научной работе важно учитывать, что мы оперируем не реально существующими телами, а только отвечающими им понятиями. Реальные тела мы изучаем. Понятие, отвечающее естественному природному телу, не есть что-нибудь постоянное и неизменное. Оно меняется, иногда очень существенно, с ходом научной работы, с ходом жизни нашей цивилизации. Но слово, отвечающее понятию естественного тела, может сохраняться века и тысячелетия. Так слово «атом» сохраняется с глубокой древности, но понятие «атом», которое обозначает это слово, во времена Аристотеля и в наше время существенно различаются между собой.

Таким образом, необходимо различать объект геологических исследований, как реально существующее природное тело, и объект, как некоторое логическое понятие, образованное в результате его разностороннего изучения. Первое консервативно, относительно устойчиво; второе постоянно меняется и совершенствуется по мере развития исследований и нашего общего геологического знания. Первое — материально и существует независимо от субъективных ощущений; второе составляет его информационное поле и меняется в ходе развития наших знаний. К первой категории относятся конкретные образцы (пород, руд, минералов и т.п.), тесно связанные с самим естественным материальным природным телом. Ко второй — описания, карты, схемы, результаты анализов, модели, гипотезы, теории и т.д.

Эмпирические факты и эмпирические обобщения. Фундамент, на котором зиждутся все наши научные построения,  – это эмпирические факты. Эмпирические факты, полученные в результате непосредственных наблюдений, по своему определению единичны и всегда истинны, сами по себе, но не всегда в нашей интерпретации. Их множество безгранично. Но разрозненные факты трудно использовать в науке и практике.

Отдельные эмпирические факты, не связанные в систему, еще не создают знания. Вот почему доказательства по типу «выборочных примеров», часто используемые в геологической литературе, довольно слабые доказательства. Из множества отдельных фактов обычно можно выбрать отдельные, позволяющие делать различные интерпретации.

Устойчиво повторяющиеся эмпирические факты, объединенные в некоторое множество, составляют уже эмпирические обобщения, которые и позволяют проводить дальнейшие операции, строить более сложные системы и получать практические результаты. При этом необходимо учитывать, что истинность эмпирических обобщений не безгранична. Все они имеют некоторую область устойчивости, внутри которой обнаруживают закономерную статистическую плотность распределения отдельных характеристик.

Так, если минералогический или химический состав конкретного образца горной породы дает нам эмпирический факт, то средний состав пород, полученный из многих анализов, с установленными пределами колебаний отдельных компонентов, является типичным эмпирическим обобщением. Примером может служить средний минеральный или химический состав гранита или любой другой горной породы. И как бы ни менялись наши представления о происхождении этого типа пород, эти значения могут только уточняться, всегда оставаясь фундаментальным эмпирическим обобщением.

Эмпирические обобщения опираются на факты, и выводятся индуктивным путем, не выходя за их пределы. Они могут долго не находиться в согласии с другими существующими представлениями о природе, не поддаваться никаким гипотетическим объяснениям, являясь непонятными, и все же оказывать благотворное влияние на развитие науки и техники, заставляя искать их место в общей системе знаний и даже использоваться в практической деятельности. Мы до сих пор не знаем природу гравитации, но активно используем эмпирические значения гравитационных постоянных.

Итак, надежный фундамент науки – это эмпирические факты и, полученные на их основе, эмпирические обобщения.

Наиболее общие эмпирические обобщения, кладущиеся в основу многих дальнейших теоретических построений, обычно выступают в качестве научных принципов.

Наконец, самые широкие принципы, очевидность которых не подвергается сомнению, постоянно подтверждается практикой, отрабатываются поколениями, возводятся в ранг аксиом.

Научные объяснения, гипотезы, модели также являются одним из трех китов научного знания, но отличным от двух предыдущих, и составляют иной блок научного знания. Гипотеза – научная теория, предположение, связывающее в единую логическую цепочку отдельные факторы, догадки и наблюдения и дающее им объяснение. Гипотезы совершенно неизбежны и необходимы для развития науки. Без них ученые просто бы погрязли в сумме отдельных фактов. Научные гипотезы влияют на сбор новых эмпирических фактов, их критику, систематизацию и обобщения. Да и сам научный аппарат создается благодаря научным теориям и научным гипотезам. И в то же время, несмотря на то огромное влияние, которое они оказывают на научную мысль и научную работу данного момента, они всегда ограничены и преходящи. Их нельзя идеализировать, и они не должны являться догмами. В отличие от фактов и обобщений, которые, если они правильно выведены, остаются неизменными в любой теоретической системе и исторически переходят из одной теории в другую, научные объяснения (гипотезы, теории, модели) это «наши мимолетные творения разума». Они с необходимостью изменяются  по мере накопления новых эмпирических данных, в ходе эволюции научного знания.

История развития геологии прекрасно иллюстрирует смену геологических парадигм по мере накопления новых фактических данных и зависимость появления последних от развития технических возможностей цивилизации.

Система научного знания. Если схематически изобразить всю цепочку получения и преобразования научного знания, то ее можно изобразить в виде схемы (рис.1.1).

В начале цепочки лежит непосредственное наблюдение природных объектов или их откликов на те или иные естественные и техногенные воздействия. В результате этих процедур формируется сумма эмпирических фактов. Они многочисленны, разрозненны и иногда противоречивы. Они нуждаются в систематизации и обобщении.

На этой базе формируются эмпирические обобщения, суммирующие отдельные эмпирические факты, устойчивые в определенных условиях с некоторой долей вероятности. Последние два условия (область реализации и доверительный интервал) ограничивают сферу применимости любого эмпирического обобщения. Сами эмпирические обобщения наиболее устойчивы и сохраняются при изменении теоретических обобщений, но могут уточняться по мере накопления новых эмпирических фактов. В процессе своего формирования они многократно проверяются путем сопоставления с природными объектами через наблюдения и измерения по принципу обратной связи Данная стадия формирования научного знания весьма ответственна и совершенно необходима для построения научного объяснения. Все попытки ее игнорирования и построения теоретических моделей на базе отдельных фактов (метод «выборочных примеров»), показанный на схеме пунктирной линией, часто приводит к печальным результатам, чреваты искажением общего процесса и созданием иллюзии знания.

На базе эмпирических обобщений исторически формируются научные принципы, постулаты и аксиомы. Это наиболее устойчивые эмпирические обобщения с широкой сферой применимости. Их влияние не ограничивается процессом формирования научных объяснений. По принципу обратной связи они направляют исходный процесс наблюдений и измерений. На эту же процедуру влияют и создающиеся на каждый данный момент теоретические представления.

Особое значение теорий заключается еще и в том, что именно через них вся система научного знания работает на ее практическое применение (на рис.1.1 эта область выделена пунктиром).

 

ГЛАВА  2. ЗЕМЛЯ И КОСМОС

За последнее время мировая наука с помощью сверхмощных телескопов и космических аппаратов получила целый ряд новых принципиальных данных по ближнему и дальнему Космосу. Эти результаты позволяют по-новому оценить многие вопросы истории развития нашей планеты и влиянии космических факторов на ее развитие. К этим вопросам мы будем неоднократно обращаться в ходе дальнейшего изложения материалов.

Земля – одна из планет Солнечной системы, состоящей из звезды (Солнце), планет, их спутников, а также космического мусора (астероидов, комет и метеоритов). Солнце является лишь одной из звёзд нашей Галактики, которая заключает в себе, вероятно, более 1011 звезд и имеет линзообразную форму с диаметром около 70 тыс. световых лет. Помимо нашей Галактики имеется очень большое число звездных систем приблизительно того же размера. Эти системы, внегалактические туманности, довольно равномерно рассеяны в космическом пространстве; ближайшая к нам туманность Андромеды находится на расстоянии около 1 млн. световых лет.

Современные данные по распространенности главных химических элементов в космосе и по отдельным группам объектов представлены на рисунке 2.1.

Солнечная система состоит: из одной звезды (Солнце), девяти планет (Меркурий, Венера, Земля, Марс, Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон), более 61 спутника (каждый год открываются все новые), более миллиона комет и астероидов. Предполагают, что за Плутоном могут находиться новые планеты. Пространство между планетами заполнено крайне разреженным газом и космической пылью. В пределах Солнечной системы расположено 4 внутренних планет (молодых, ближних) (Меркурий, Венера, Земля и Марс) и 5 внешних планет (старых, дальних) (Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон). Между Марсом и Юпитером находится пояс астероидов (так называемые «малые планеты»). Радиус всей Солнечной системы предположительно составляет около 600 а.е.[11]. Это пространство имеет 3 «зоны влияния»:

1)   от 0 до 2 а.е. — здесь располагаются 4 внутренние планеты. В этом пространстве наиболее сильное влияние оказывает «солнечный ветер», препятствующий проникновению жесткого космического излучения;

2)   от 2 до 40 а.е. – зона 5-ти внешних планет, где действует жесткое космическое излучение;

3)   от 40 до 600 а.е. – здесь могут находиться новые планеты, эта зона особого жесткого космического излучения.

 

Солнце

Солнце — самый большой объект Солнечной системы, содержащий 99,8% массы всей Солнечной системы. Это раскаленная звезда, входящая, как и все звезды, видимые на небе, в состав нашей звездной системы – Галактики. Солнце является гигантским источником столь необходимой людям энергии**. Внутренняя температура Солнца достигает 15·106 0К.

Диаметр Солнца в 109 раз больше диаметра Земли. А масса его примерно в 333 000 раз превышает массу нашей планеты. Сила тяжести на его поверхности в 28 раз больше земной. Масса всех планет составляет всего лишь около 0,1% от массы Солнца. Поэтому Солнце силой своего притяжения управляет их движением. Увеличение орбитального периода Солнца может говорить и об увеличении массы Солнца, а также об увеличении радиуса орбиты Солнца и об уменьшении скорости обращения его.

Зоны Солнца. Солнце состоит из 2 крупных сфер:

1)    недра – это сфера энерговыделения, состоящая из 3 зон: сверхплотного ядра, лучистого ядра, конвективной зоны;

2)    атмосфера (состоящая из фотосферы, хромосферы и короны). Температура атмосферы равна около 6 тыс., а недр 15 тыс. 0К. Корона (внешняя часть солнечной атмосферы) испускает в пространство «солнечный ветер» (поток ионизированных частиц), скоростью которого 300-600 км/с. С ним уносится заметная часть энергии Солнца.

“Солнечный ветер” доходит до Земли за 1-5  суток. При увеличении активности Солнца (СА) скорость “ветра” увеличивается в 1,5-2 раза.

Солнечная активность (СА) – совокупность нестационарных явлений на Солнце, а также совокупность таких областей.

Считается, что энергия Солнца в глобальном масштабе за последние 1-3 млрд. лет оставалась практически неизменной, но наблюдались периодические изменения (колебания) СА примерно на 1-4%. Согласно данным СА имеет ритмический (циклический) характер. За 250 последних лет выявлены более 100 циклов СА разной продолжительности. Солнцу присущи циклы от нескольких минут до миллиардов лет. Наиболее известен 11-летний цикл. В настоящее время (с конца 20-го века) на Солнце происходит всплеск СА с циклом в 250 лет.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рис. 2.2. Солнечная активность за 250 последних лет (по числам Вольфа)

 

Активность Солнца определяется более тридцатью индексами, которые фиксируют вспышки, магнитные бури и т.д. Но наиболее распространен и изучен индекс числа Вольфа (W), который учитывает пятна на Солнце. Этот индекс имеет и самый продолжительный ряд научных наблюдений (с 1747 года). Среднее ежедневное значение его за этот период составило 52 ед.

Среднее СА за последние 100 лет возросло почти в 1,5 раза. Пик активности пришелся на конец 20-го века. Это дало основанию предположить, что именно СА повлияло на изменения климата планеты.

Планеты

Планетыпланэтэс» — с греч. «блуждающий») относятся к структурной массе Космоса – к ее скрытой массе (так как светятся отраженным светом). Планеты присутствуют не только в Солнечной системе, но и около многих звезд Галактики. Размеры планет относительно Солнца невелики. Так Меркурий меньше Солнца почти в 300 раз. Планеты Солнечной системы имеют общие свойства и некоторые различия. Современная астрономия делит их на две группы (внешние и внутренние), резко отличающиеся между собой размерами, плотностью и расстоянием до Солнца (рис. 2.3.) (табл. 2.1.):

—     внутренние планеты — Меркурий, Венера, Марс и Земля. Их иногда называют планетами земного типа. Они (как и Земля) сравнительно небольшого размера, являются твердыми телами (в основном силикатно-железистого состава);

—     внешние планеты – Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон. Их иногда называют дальними планетами.

—        Инсоляция (солнечная постоянная) — поток прямого излучения от Солнца, приходящийся на единицу поверхности планеты (измеряется в вт/м²). Инсоляция уменьшается по мере удаления планеты от Солнца. До Плутона солнечные лучи практически не доходят, и его инсоляция почти равна нулю (на этой планете присутствует полная темнота).

—        Альбедо — доля отраженного планетой солнечного света. Она зависит не только от отраженного солнечного света, но и от излучения (свечения) самой планеты.

 

Табл.2.1. Планеты Солнечной системы
Планеты Расстояние до Солнца 

(а.е.)

Объем 

(относи-тельно земного)

Инсо- 

ляция

(вт/м²)

Альбедо 

(доли)

Период обращения 

Вокруг Солнца (год)

Период 

вращения

вокруг своей

оси (земной час.)

Меркурий 0,387 0.05 13600 0.06-0.09 0.2408 8.60
Венера 0,723 0.9 2610 0.76-0.77 0.6152 243.16
Земля 1 1 1360 0.35-0.36 1.0000 3.93
Марс 1,524 0.15 586 0.16-0.20 1.8801 4.62
Юпитер 5,203 1317 50.3 0.43-0.58 11.8622 9.83
Сатурн 9,554 760-762 15 0.57-0.61 29.4577 0.23
Уран 19,182 50 3.7 0.35-0.80 84.0-84,6 0.82
Нептун 30,058 42-55 1.5 0.35-0.71 164.8-165,5 5.80
Плутон 39,440 1-1,3 0.87 0.15-0.38 247.7-251,8 6.39

Эволюция представлений о происхождении земных оболочек.

До середины ХХ века в космогонических гипотезах господствовали представления о первично расплавленной Земле, вещество которой отделилось от Солнца (гипотезы Канта-Лапласа, Джинса). В рамках этих гипотез У.Томсон (лорд Кельвин) рассчитал возраст Земли по скорости ее остывания, который составил 40-60 млн. лет. По аналогии с металлургическим процессом, где при плавке руд вещество разделяется на три слоя (шлак, штейн и металл), В.М.Гольдшмидт разделил Землю на три оболочки (геосферы): литосферу, промежуточную окисно-сульфидную оболочку и центральное ядро.

На смену гипотезы первично расплавленной планеты во второй половине ХХ века пришла гипотеза холодной агломерации из космического газово-пылевого облака. Механизм образования Земли и планет путем агломерации твердых тел неоднократно разбирался с астро­номической и физической стороны (А.Эукен, О.Ю.Шмидт и его школа, В.Латимер и др.)

В общей истории Земли при холодной агломерации обычно различают два этапа:

1.    Астрономический (догеологический), когда Земля формировалась из космической пыли и приобрела ту форму и размеры, с которыми нам приходит­ся иметь дело и сейчас,

2.    геологический — начавшийся уже после пол­ного формирования планеты.

Между этими этапами фактически не про­водится достаточной связи и, более того, молчаливо допускается боль­шой временной разрыв в 1—2 млрд. лет, необходимый для радиогенного разогрева первично гомогенной, холодной планеты, когда идет выправление легкоплавкой фракции, дегазация и сопровождающий ее вулканизм. Существенным геохимическим требова­нием такого представления является отсутствие плотной первичной атмо­сферы. Согласно этим представлениям механизмами дифференциации являются кристаллизационная дифференциация и процессы, аналогичные «зон­ной плавке», при которых узкая тепловая зона расплавленного вещества движется относительно кристаллизованного столбика породы.

Таким образом, за начальную точку эволюции Земли по существу принимается холодная, лишенная первичной атмосферы и одно­родная планета современных размеров.

Геохимический анализ самых ранних этапов формирования планеты рассмотрел ученик В.И. Вернадского К.П. Флоренский (1965), показавший недостаточность учета происходящих при этом событий и их значение для правильного понимания всей дальнейшей геохимической истории Земли.

С учетом этих данных процесс роста планеты состоит из ряда последовательных падений космических тел разного размера («Теория катастроф»). Каждое падающее из бесконечности в отсутствие атмосферы тело при нулевой геоцентрической начальной скорости приоб­ретает скорость удара, равную второй космической скорости. При падении (ударе или торможении в ат­мосфере) неизбежно выделение этой энер­гии.

Средняя скорость встречи метеоритов с Землей 20—30 км/сек. Крупные тела, при ударе о поверхность Земли взрываются за счет мгновенного превращения в пар под влиянием перехода кинетической энергии в тепловую. При больших скоростях удара образуется плотный электронный газ с температурой в сотни тысяч градусов. На Земле образуется ударный кратер (астроблема). Общим во всех случаях падения является то, что существенная часть космического вещества, выпадающего на планету, претерпевает не толь­ко дробление, но проходит кратковременную стадию плав­ления и испарения. Этот процесс связан с размером протопланеты и менее зависит от отсутствия или наличия атмосферы на ней. Наличие и характер атмосфе­ры меняет относительную роль испарения, плавления и дробления ча­стиц, но не меняет принципиального существа процесса.

Х.Холленд (1984), обобщив многочисленные данные по распределению инертных газов и их изотопов в атмосфере, в метеоритных телах и земных объектах, показал идентичность их распределения (кроме гелия, самого легкого инертного газа, способного к диссипации), говорящего об общности их космического происхождения. Модели дегазации «корректны только в том случае, если на самом раннем этапе истории Земли имел место значительный выброс газов». Этот выброс и связан с ударным плавлением и ранней дегазацией метеорного вещества при его гравитационном уплотнении.

Неизбежная дегазация метеорных тел с разогревом при ударе долж­на была привести к образованию атмосферы, гидросферы и дифференциации вещества литосферы еще во время агломеративного роста планеты, по мере падения на Землю новых космических тел. Возможность ударного выплавления гранитов в настоящее время подтверждена экспериментально. Одновременно идет разогрев верхних зон планеты, гораздо ранее радиоактивного разогрева и последую­щего периода дегазации, и дифференциация ее вещества.

На наличие мощного процесса разделения вещества уже на ранних стадиях развития планеты указывает строение Луны, имеющей существенно разный цвет «материков» и «морей», который остается заметным, несмотря на нивелирование его последующими выпадения­ми космической пыли и метеоритов, строение и состав реголита, слагающего ее поверхность.

Та­ким образом, атмосфера и гидросфера планеты представ­ляют не вторичные образования, а растут параллельно с общим ростом Земли за счет агломерации космического вещества, выделения летучих компонентов при соударении метеорного вещества с поверхностью планеты и дегазации при гравитационном уплотнении. Честь выделившихся газовых компонентов диссипирует обратно в космическое пространство. Этот процесс постепенно ослабевает по мере роста массы планеты. При современной массе может диссипировать только водород и в меньшей степени гелий. Состав первичных атмосферы и гидросферы должен был существенно отличаться от современного. Химический состав первичной атмосферы, скорее всего, был углекисло-метановым, как и на других планетах земной группы.

Такие представления не противоречат основным эмпирическим данным и ликвидируют разрыв между догеологическм (космическим) и геологическим этапами развития планеты.

 

ГЛАВА 3. СТРОЕНИЕ И СОСТАВ ЗЕМЛИ

3.1. Форма, размеры и физические свойства Земли.

Уровни организации вещества Земли. Вещество Земли по организации можно разделить на несколько уровней («иерархических ступеней»):

—  атомы (химические элементы). На сегодня известно 108 химических элементов (таблица Менделеева). Около 90 из них встречается в природе, остальные 18 были синтезированы искусственным путем. 87 встречается в самородном состоянии, но большей частью это единичные находки;

—  минералы – природные естественные химические соединения (или, значительно реже, самородные химические элементы); имеют неорганический состав;

—  горные породы — естественные ассоциации минералов, устойчивые при определенных физико-химических условиях;

—  геологические тела – это некие объёмы недр, выполненные набором горных пород образовавшихся в результате закономерных природных процессов, (слои, пачки, интрузивные тела, осадочные формации).

—  геосферы. Под геосферами понимают отдельные концентрические оболочки Земли (атмосферу, земную кору, мантию, ядро и др.)

—  планета Земля как космическое тело

*Только очень немногие самородные химические элементы (S, Au, Cu, Ag, C, Pt) встречаются в природе в промышленно значимом количестве.

Форма, размеры и физические свойства Земли. Форма планеты зависит от её размеров, распределения плотности вещества в недрах и скорости её осевого вращения.

Внешнюю форму Земли довольно сложно представить в виде правильной геометрической фигуры. В первом приближении она представляет собой шарообразное тело (сфероид) со средним радиусом 6371 км.

Во втором приближении Земля является двухосным эллипсоидом вращения, несколько сплющенным у полюсов. Экваториальный радиус Земли равен 6379 км, а полярный 6357 км. Эксцентриситет (степень сжатия) эллипсоида 1/300.

Важным следствием элептической формы Земли и её вращения вокруг своей оси является не только очевидная смена дня и ночи, но и ряд других явлений. В первую очередь – это неравномерное распределение тепла по широтам и появление поясной географической зональности, параллельной экватору.

Наблюдаемая форма Земли связана с тем, что она не только движется по своей орбите вокруг солнца, но и вращается вокруг своей оси. Полный оборот Земля делает за 24 часа (точнее за 23 часа 56 минуты 4 секунды). В результате действия центробежных сил при вращении, Земля оказывается несколько сжатой у полюсов. Поэтому экватариальный радиус Земли на 21 км больше полярного.

Совокупность неровностей земной поверхности называется рельефом. Самая высокая гора Эверест (Джомолунгма) – 8848м выше уровня океана, самая глубокая впадина – Марианская – 11034м ниже уровня океана. Таким образом, перепады рельефа на поверхности Земли составляют около 20 км, что по сравнению с радиусом планеты (около 6300км) составляет ничтожную величину. Гораздо более существенным фактом является неравномерность распределения вещества с разной плотностью в недрах Земли.

В третьем приближении Земля представляет собой трехосный эллипсоид. Сравнительно недавно было установлено, что экваториальное сечение Земли так же представляет собой эллипс. Разность его полуосей составляет около 200м, а эксцентриситет – 1/30000. Кроме того, полярные полуоси северного и  южного полушарий не одинаковы (южная на 100 – 200м)  короче северной, поэтому полярное сжатие южного полушария больше чем северного.

Хотя представление о форме Земли как о двухосном эллипсоиде вращения для решения многих задач является верным, в действительности поверхность Земли оказывается более сложной. Наиболее близка к ней своеобразная математически рассчитанная фигура – геоид (буквальный перевод термина – «землеподобный»).

Геоид – некоторая воображаемая, математически рассчитанная, замкнутая геометрическая поверхность, по отношению к которой сила тяжести повсеместно направлена перпендикулярно. Она совпадает с невозмущенной поверхностью мирового океана и продолжается, погружаясь под материки, как бы сглаживая их рельеф. Таким образом, с точки зрения физики геоид – это эквипотенциальная поверхность.

Форма и размеры Земли были вычислены геодезистом А.А. Изотовы в 1940 г. на основании геодезических работ, проводившихся под руководством математика профессора Ф.Н. Красовского. Поэтому вычисленная Изотовым фигура Земли получила название эллипсоида Красовского (табл. 3.1.). Позднее её параметры были уточнены с помощью космических аппаратов.

 

Таблица.3.1. Основные параметры эллипсоида Красовского

Экваториальный радиус 6 378, 245 км
Полярный радиус 6 356, 863 км
Площадь поверхности Земли 5210 млн. км2
Окружность по полюсам 40 008 км
Окружность по экватору 40 075 км
Объём Земли 1,083 · 1012 км3
Масса Земли 5,976 · 109 т (или 5,976 · 1027 г)
Средняя плотность Земли 5,52 г/см3

 

Лабораторными  исследованиями было установлено, что плотность горных пород, выходящих на поверхность Земли не превышает 2,7 – 3 г/см3 .  Из этого следует, что в её недрах должны находится горные породы, чья плотность должна значительно превышать среднюю плотность Земли.

Внутреннее строение Земли и методы его изучения. В 80-е гг. ХIХ в. австрийский геолог Эдуард Зюсс (1831-1914) высказал мысль о том, что Земля, подобно луковице, состоит из концентрических оболочек и плотного ядра – геосфер (греч. “гея” — земля, “сфера” — шар).

Представления о внутренней неоднородности строения Земли и о её концентрически-зональном строении основаны как на прямых наблюдениях (для внешних геосфер), так и на результатах комплексных геофизических исследований (для внутренних геосфер). При этом поверхность Земли является поверхностью раздела, отделяющей твердое тело планеты от внешних геосфер – атмосферы, гидросферы, биосферы и магнитосферы.

Все процессы, происходящие на планете, в конечном счете, сводятся к перераспределению вещества и энергии как внутри отдельных геосфер, так и между ними. За время геологической истории Земли эти перемещения меняли состав и строение отдельных оболочек. Поэтому данные, которые мы получаем, относятся к их современному состоянию. Их состояние в прошлом мы последовательно восстанавливаем по тем следам, которые хранятся в «каменной летописи» Земли, так же как археологи восстанавливают историю древних цивилизаций, читая наскальные рисунки и письмена.

По существующим представлениям земной шар разделен на ряд концентрических оболочек (геосфер), вложенных друг в друга. При этом поверхность Земли является поверхностью раздела, отделяющей твердое тело планеты от внешних геосфер – атмосферы, гидросферы и атмосферы.

 

Таблица 3.2. Состояние и состав оболочек Земли

(по В.А. Вронскому, Г.В. Войткевичу, Ю. П. Селивестрову и А.А. Бобкову)

Оболочка Химический состав Физическое состояние
Атмосфера N2, O2, CO2, (H2O), инертные газы Газообразное
Гидросфера Пресные и соленые воды, снег и лед. Растворенные Cl, SO4, HCO3, Na, K, Mg, Ca. Жидкое, частично твердое и газообразное
Биосфера Углеводы, белки, жиры, нуклеиновые кислоты, C, H, O, N, S,  скелетный материал (Cа, Si, P), вода Твердое, жидкое, преимущественно коллоидальное
Литосфера Магматические, осадочные и метаморфические горные породы (Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K) Твердое, частично расплавленное
Астеносфера Минералы оливин-пироксенового состава и их эквиваленты высоких давлений (O, Si, Mg, Fe). Частично расплавленное
Мантия Минералы оливин-пироксенового состава и их эквиваленты высоких давлений (O, Si, Mg, Fe). Твердое, но пластичное
Ядро внешнее Железо-никелевый расплав с примесью силикатного вещества Жидкое, вероятно расплавленное
Ядро внутреннее Железо-никелевый сплав (Fe, Fe S, Ni) Твердое, металлоподобное

3.2. Внешние геосферы.

Атмосфера (греч. “атмос”- пар) газовая оболочка Земли. По характеру изменения температуры с высотой атмосферу разделяют на несколько слоев (сфер). Это тропосфера, стратосфера, ионосфера (Рис. 3.1.).

Тропосфера. Толщина её составляет от  6 км на полюсах до18 км на экваторе, средняя – около 12 км. Она содер­жит 80 % всей массы атмосферы и все водяные пары. Содержа­ние кислорода О2 = 21 %, азота N2 = 78 %, углекислого газа СО2 = 0,03 % и аргона 0,93 %.

На каждые 100 м высоты пониже­ние в тропосфере фиксируется понижение температуры на 0,6°С. В результате температура у верхней границы тропосферы — (45—55°С) у полюсов и — (70—80°С) у экватора.

Стратосфера имеет верхнюю границу на высоте 80—90 км. Масса = 5 %, t = -(80-90°С). Здесь на высоте 80-120 км расположен озоновый слой, который защищает биосферу от губительного действия ультрафиолетово­го излучения Солнца.

Ионосфера. Здесь воздух сильно ионизирован. Часто наблюдаются полярные сияния в результате схода электронных и протонных лавин, поступающих от Солнца, с силовых линий геомагнитного поля. Верхняя граница полярных сияний 100-120 км. Верхняя граница ионосферы не установлена, так как она постепенно пере­ходит межпланетное пространство, заполненное межпланетным магнитным полем и потоками космических заряженных частиц (рис. 3.2. Магнитосфера Земли).

Однако это температура характеризует только скорость движения отдельных частиц, а не температуру всей ионосферы, для которой из-за высокой разреженности газа обычное для нас понимание температуры приближается к абсолютному нулю.

Выше ионосферы идут: экзосфера (от 1 до 5-10 тыс. км.) и магнитосфера (60 тыс. км).

Таблица 3.3. Средний состав атмосферы
Газ Состав по объему, г/т Состав по весу, г/т Общая масса, 

n.1020 г

N2 780 900 755 100 38,648
02 209 500 231 500 11,841
Аг 9300 12800 0,655
СО2 300 460 0,0233
Ne 18 12,5 0,000636
Не 5,2 0,72 0,000037
СН4 1,5 0,94 0,000043
Кг 1 2,9 0,000146

Последние наиболее тщательные определения общей массы атмосферы дают величину 51,17.1020 г для массы сухой атмосферы, т. е. без учета водяных паров. Ее современный состав приведен в таблице 3.3. Конвекционные потоки поддерживают постоянство относительных содержаний компонентов вплоть до высоты 60 км, но выше может происходить гравитационное разделение по молеку­лярным весам, хотя оно не играет существенной роли. Ниже 100 км, даже на боль­ших высотах преобладают кислород и азот.

Атмосфера перераспределяет тепло, без атмосферы у поверхности Земли днем было бы больше +1000С, ночью  -1000С, колебание — 2000С. Сейчас средняя температура на Земле около +150С.

Гидросфера – жидкая оболочка Земли (греч. «гидор» — вода, «сфера» — шар). Гидросфера включает в себя все природные воды: океаны, моря, реки, озера, а также подземные водоносные горизонты (водяной пар атмосферы не включается в гидросферу). Общая масса воды гидросферы составляет около 1644· 1015 т (или 0,2 % от массы планеты). Она в 275 раз превышает массу атмосферы (табл. 3.4.). Около 94 % массы гидросферы составляют соленые воды мирового океана. Из оставшихся 6 %  примерно ¼ приходится на ледники. На долю подземных вод приходится 1,68 % общего объема гидросферы. Объём последних оценивается примерно в   200 км3. Остальные 4 % – пресные воды суши (вода рек, озер и болот). Гидросфера покрывает 70,8% (361 млн. км 2) поверхности Земли. Наибольшая ее толщина — около 11 км. В Мировом океане глубины от 3 тыс. до 6 тыс. метров (средняя глубина океанов — 3800 метров). Соотношение резервуаров гидросферы показаны на рисунке 3.3.

Любые воды гидросферы Земли в той или иной степени минерализо­ваны и могут рассматриваться как природные растворы. В отличие от атмосферы в гидросфере четко проявлена горизонтальная неоднород­ность (зональность): воды суши в основном пресные, а океанов и мо­рей — соленые.

а                                                                     б

Рис. 3.2. Магнитосфера Земли (а – без учета воздействия солнечного ветра; б – при воздействии солнечного ветра).

 

 

 

 

Воды океана исключительно постоянны по химическому составу и содержат в среднем 35 г солей в 1 л (3,5 %)

Атмосфера и гидросфера это два огромных резервуара, между которыми существует постоянный обмен веществом. Тропосфера всегда содержит пары воды, а в океане растворяются атмосферные газы. Этот обмен в значительной мере зависит от температуры системы. При повышении температуры уменьшается растворимость газов. А поскольку температура поверхности планеты зависит от активности солнечной радиации, влияние Космоса на сдвиги этих равновесий сказывается наиболее ощутимо.

Биосфера – областью существования и активной деятельности живого вещества. Термин «биосфера» впервые применил Э. Зюсс (1875), считавший ее тонкой пленкой жизни на земной поверхности, в значитель­ной мере определяющей «лик Земли». Однако заслуга созда­ния целостного учения о биосфере принадлежит В.И. Вернад­скому, так как именно он развил представление о живом ве­ществе как огромной геологической (биогеохимической) силе, преобразующей свою среду обитания. Большое влияние на В.И. Вернадского оказали работы В.В. Докучаева о почве как о естественно-историческом теле. Основы учения о биосфе­ре, изложенные В.И. Вернадским в 1926 г. в книге «Биосфе­ра», впоследствии стали идеологией и научной основой учения об окружающей среде – «экологии».

 

Таблица 3.4. Структура гидросферы и мировые запасы воды в её различных звеньях (Атлас океанов, 1980)

Части гидросферы Объём воды в млн. км3 в % от общего объёма
Мировой океан 1340,74 96,49
Воды на поверхности суши
Ледники и постоянный снежный покров 24,84 1,74
Озера и болота 0,19 0,0137
Речные воды 0,002 0,0001
Почвенная влага 0,02 0,001
Подземные воды (гравитационные и капиллярные) 23,4 1,68
Подземные льды зоны «вечной мерзлоты» 0,3 0,022
Биологическая вода 0,001 0,0001
Вся гидросфера 1389,53 100

 

Биосфера имеет строго определенные гра­ницы. Эти границы определяются физическими и химическими условиями существования жизни. В то же время геометрические границы биосферы достаточно условны. Обычно считают, что верхняя граница биосферы находится на высоте 22-24 км от поверх­ности Земли, где образуется озоновый экран, который служит своеобразным экраном, защищающим все живое от губительного воздействия ультрафиолетовой радиации. Нижняя граница распространения жизни очень изрезана. На материках она проникает в земную кору до глубин в среднем 2-4-х километров, в океанах – на 0,5-1 км ниже их дна (рис.3.4).

Как показывают последние исследования со спутников и геофизических ракет, озоновому слою принадлежит особая роль в сохранении биосферы как планетарной целостности. Выход отдельных организмов и даже человека за эти пределы не расширяет границы биосферы, поскольку отдельные организмы не могут выполнять функции активной деятельности.

Биосфера оказывает самое существенное влияние на развитие земной коры на протяжении всей ее геологической истории, на развитие жизни, эволюцию всего органического мира, приведшего, в конечном счете, к появлению человека. Но чтобы понять это необходимо посмотреть на биосферу не как на геометрическую оболочку планеты, а как на сложную биокосную систему со своей организованностью, законами взаимодействия с другими оболочками планеты и даже с космосом (Рис. 3.4).

В пределах каждой сферы существует еще более тонкие структурированные уровни организации материи.

Масса внешних оболочек Земли составляет меньше 0,001% массы планеты, однако их значение в геологической истории Земли чрезвычайно велико. Атмосфера, гидросфера и биосфера обладают высокой подвижностью, поэтому они являются мощными геологическими факторами развития земной поверх­ности и преобразования горных пород. Благодаря их работе создаются озерные, речные, элювиальные, делювиальные, ледниковые, пролювиальные, эоловые, торфяные и другие отложения, слагающие верхнюю часть земной коры.

Масса внешних оболочек Земли составляет значительно меньше 0,001% массы планеты, однако их значение в геологической истории Земли чрезвычайно велико. Атмосфера,  гидросфера и биосфера обладают высокой подвижностью, поэтому они являются мощными геологическими факторами развития земной поверх­ности и преобразования горных пород. Благодаря их работе создаются озерные, речные, элювиальные, делювиальные, ледниковые, пролювиальные, эоловые, торфяные и другие отложения, слагающие верхнюю часть земной коры.

3.3. Внутренние оболочки Земли

Представления о внутренней неоднородности строения Земли и о её концентрически-зональном строении основаны на результатах комплексных геофизических исследований. Прямые свидетельства глубинного строения земных недр относятся к небольшим глубинам. Они получены в процессе изучения естественных разрезов (обнажений) горных пород, разрезов карьеров, шахт и буровых скважин. Самая глубокая в мире скважина на Кольском полуострове углубилась в недра на 12 километров. Это составляет всего лишь 0,2% радиуса Земли (радиус Земли около 6 тыс. км.) (рис. 3.5.). Продукты вулканических извержений дают возможность судить о температурах и составе вещества на глубинах 50-100 км.

Рис. 3.5. Внутренние оболочки земли

Сейсмические волны. Главным методом исследования недр является сейсмический метод. Он основан на измерении скорости прохождения механических колебаний разных типов через вещество Земли. Этот процесс сопровождается выделением большого количества энергии и возникновением механических колебаний, которые распространяются в виде сейсмических волн во все стороны от места возникновения. Скорость распространения сейсмических волн весьма велика и в плотных телах, например в камне (в горных породах) достигает нескольких километров в секунду. Различают две группы сейсмических волн – объемные и поверхностные (рис. 3.6. и 3.7.). Слагающие Землю горные породы упруги и поэтому могут деформироваться и испытывать колебания при резком приложении давления (нагрузок). Внутри объема горных пород распространяются объемные волны. Они делятся на два типа: продольные (Р) и поперечные (S). Продольные волны в теле Земли (как и в любых других физических телах) возникают как реакция на изменение объёма. Подобно звуковым волнам в воздухе, они попеременно сжимают и растягивают вещество горных пород в направлении своего движения. Волны другого типа – поперечные возникают как реакция на изменение формы тела. Они колеблют среду, через которую они проходят, поперек пути своего движения.

На границе двух сред с разными физическими свойствами сейсмические волны испытывают преломление или отражение(P,S, PcP, PkP и т.д.). Геофизические исследования были дополнены термодинамическими расчетами и результатами физического моделирования и  данными изучения метеоритов.

Полученные данные свидетельствуют о наличии в недрах Земли многочисленных субгоризонтальных границ раздела. На этих границах происходит изменение скоростей и направлений распространения физических волн (сейсмических, электромагнитных и др.) при их распространении вглубь планеты.

 

 

Рис. 3.6. Распространение сейсмических волн (О – очаг землетрясения).

 

Эти границы отделяют друг от друга отдельные оболочки – «геосферы»,  которые отличается друг от друга по химическому составу и по агрегатному состоянию вещества в них. Эти границы, отнюдь, не представляют собой привычные геометрически правильные бесконечно тонкие плоскости. Любая из этих границ – это некий объём недр, сравнительно небольшой по сравнению с объёмом разделяемых геосфер. В пределах каждого такого объёма происходит быстрая, но постепенная смена химического состава и агрегатного состояния вещества.

Недра Земли. По существующим представлениям земной шар разделен на ряд концентрических оболочек (геосфер), как бы вложенных друг в друга (рис.3.7., табл. 3.5.). «Внешние» оболочки и «внутренние» оболочки (иногда последние называют просто «недрами») отделены друг от друга поверхностью земли. Внутренние оболочки представлены, соответственно ядром, мантией и земной корой. Каждая из этих геосфер, в свою очередь имеет сложное строение. В модели Гутенберга—Буллена использована индексация гео­сфер, популярная и в настоящее время. Авторы выделяют: земную кору (слой А) — граниты, метаморфические породы, габбро; верх­нюю мантию (слой В); переходную зону (слой С); нижнюю мантию (слой D), состоящую из кислорода, кремнезема, магния и железа. На глубине 2900 км проводят границу между мантией и ядром. Ниже находится внешнее ядро (слой Е), а с глубины 5120 м — внутреннее ядро (слой G), сложенное железом:

земная кора – тонкая внешняя каменная оболочка Земли. Она распространена от поверхности Земли вглубь до 35-75 км, слой A: Ср. толщина 6-7 км – под океанами; 35-49 км – под равнинными платформенными территориями континентов; 50-75 км – под молодыми  горными сооружениями. Это самая  верхняя  из внутренних оболочек Земли.

—  мантия — промежуточную оболочку (35-75 км. до 2900 км) (слои В, С, D) (греч. “мантион” — покрывало): слои B (75-400 км) и C (400-1000 км) соответствуют верхней мантии;  переходный слой D (1000-2900 км) — нижней мантии.

-ядро – (2900 км. – 6371 км.) слои E, F, G где: Е (2900-4980 км) – внешнее ядро; F (4980-5120 км) – переходная оболочка; G (5120-6371 км) – внутреннее ядро.

Ядро Земли. Ядро составляет 16,2%  ее объёма и 1/3 массы. Оно, видимо, сжато у полюсов на 10 км. На границе мантии и ядра (2900 км) происходит скачкообразное понижение скорости продольных волн с 13,6 до 8,1 км/с. Поперечные волны ниже этой границы раздела не проникают. Ядро не пропускает их сквозь себя. Это дало повод сделать вывод, что во внешней части ядра вещество находится в жидком (расплавленном) состоянии. Ниже границы мантии и ядра скорость продольных волн вновь нарастает — до 10,4 км/с.  На границе внешнего и внутреннего ядра (5120 км)  скорость продольных волн достигает 11,1 км/с. А потом до центра Земли почти не изменяется. На этом основании предполагается,  что с глубины 5080 км вещество ядра вновь приобретает свойства очень плотного тела, и выделяется твердое внутреннее «ядрышко» с радиусом 1290 км. По мнению одних ученых, земное ядро состоит из никелистого железа. Другие утверждают, что железо, кроме никеля содержит примесь легких элементов — кремния, кислорода, возможно, серы и др. В любом случае железо как хороший проводник электричества может служить источником динамо-эфекта и образования магнитного поля Земли.

Действительно, с точки зрения физики, Земля в некотором приближении является магнитным диполем, т.е. своеобразным магнитом с двумя полюсами: южным и северным.

Японские ученые доказывают, что ядро Земли постепенно увеличивается за счет дифференциации вещества мантии[12]. составляет 82,3% объема Земли. О ее строении и вещественном составе могут быть высказаны лишь гипотетические предположения. Они основаны на сейсмологических данных и материалах экспериментального моделирования физико-химических процессов, происходящих в недрах при высоких давлениях и температурах. Скорость продольных сейсмических волн в мантии нарастает до13,6 км/с, поперечных – до 7,2-7,3 км/с.

Мантия Земли (верхняя и нижняя). Ниже раздела Мохоровичича между земной корой и ядром Земли находится мантия (до  глубины около 2900 км).  Это самая массивная из оболочек Земли – она составляет 83% объёма Земли и около 67% её массы. В мантии Земли по строению, составу и свойствам выделяют три слоя: слой Гуттенберга – В до глубины 200–400 км, слой Галицина – С до 700—900 км и слой D до 2900 км. В первом приближении слои В и С обычно  объединяют  в верхнюю мантию, а слой D рассматривают в качестве нижней мантии. В целом в пределах мантии плотность вещества и скорость сейсмических волн быстро возрастают.

Верхняя мантия. Считается, что верхняя мантия сложена магматическими горными породами, сильно обедненными кремнеземом, но обогащенными железом и магнием (так называемыми ультраосновными породами), главным образом перидотитом. Перидотит на 80% состоит из минерала оливина (Mg,Fe)2 [SiО4] и на 20% из пироксена (Mg,Fe)2[Si2O6].

 

Таблица 3.5. Распространенность горных пород в земной коре

(по А.Б. Ронову,  А.А.Ярошевскому, 1976.  и по В.В. Добровольскому, 2001)

№ п/п Группы пород Распространенность, % объема земной коры Масса, 1018т
1. Пески и песчаные породы 1,83 

 

0,43 

 

2. Глины, глинистые сланцы, кремнистые породы 4,48 

 

1,14 

 

3. Карбонаты 2,79 0,71
4. Соленосные отложения (сульфатные и галоидные горные породы) 0,09 0,02
5. Гранитоиды, гранитогнейсы, кислые эффузивы и их метаморфические эквиваленты 20,86 

 

5,68 

 

6. Габбро, базальты и их метаморфические эквиваленты 50,34 15,00
7. Дуниты, перидотиты, серпентиниты 0,07 0,02
8. Метапесчаники 1,74 0,47
9. Парагнейсы и кристаллические сланцы 16,91 4,74
10. Метаморфизованные карбонатные породы 0,69 0,18
11. Железистые породы 0,17 0,06
Сумма 100,00 28,46

 

Земная кора отличается от нижележащих оболочек своим строе­нием и химическим составом. Подошва земной коры очерчивается сейсмической границей Мохоровичича, на которой скорости рас­пространения сейсмических волн резко возрастают и достигают 8 8,2 км/с.

Земная поверхность и примерно 25-километровая часть земной коры формируются под воздействием:

1)эндогенных процессов (текто­нические или механические и магматические процессы), благода­ря которым создается рельеф земной поверхности и формируются толщи магматических и метаморфических горных пород;

2) экзо­генных процессов, вызывающих денудацию (разрушение) и вы­равнивание рельефа, выветривание и перенос обломков горных пород и переотложение их в пониженных частях рельефа. В резуль­тате протекания весьма разнообразных экзогенных процессов фор­мируются осадочные горные породы, составляющие самый верх­ний слой земной коры.

Выделяют два основных типа земной коры: континентальный (гранито-гнейсовый) и океанский (базаль­товый)  с прерывистым осадочным слоем. Переход от коры континентального типа к коре оке­анического типа представлен на рис. 3.8.

В континентальной коре выделяют три слоя: верхний — осадоч­ный и два нижних, сложенных кристаллическими породами. Мощ­ность верхнего осадочного слоя меняется в широких пределах: от практически полного отсутствия на древних щитах до 10 — 15 км на шель­фах пассивных окраин континентов и в краевых прогибах плат­форм. Средняя мощность осадков на стабильных платформах со­ставляет около 3 км.

Под осадочным слоем находятся толщи с преобладанием в них магматических и метаморфических горных пород гранитоидного ряда, относительно богатых кремнеземом. Местами в областях расположения древ­них щитов они выходят на земную поверхность (Канадский, Бал­тийский, Алданский, Бразильский, Африканский и др.). Породы «гранитного» слоя обычно преобразованы процессами региональ­ного метаморфизма и имеют очень древний возраст (80% континентальной земной коры древнее 2,5 млрд. лет).

Под «гранитным» слоем располагается «базальтовый» слой. Вещественный состав его не изучен, но судя по данным геофизических исследований, предполагается, что он близок с породами океанской коры.

Как континенталь­ная, так и океанская кора подстилаются породами верхней ман­тии, от которой они отделяются границей Мохоровичича (граница Мохо).

В целом Земная кора состоит преимущественно из силикатов и алюмосиликатов. В ней пре­обладают кислород (43,13 %), кремний (26 %) и алюминий (7,45 %), главным образом представленные в форме оксидов, силикатов и алюмосиликатов. Средний химический состав земной коры приве­ден в табл. 3.6.

В земной коре континентального типа отмечается сравнительно высокое содержание долгоживущих радиоактивных изотопов урана 238U, тория 232Th и калия 40K. Их наибольшая концентрация характерна для «гранитного» слоя.

 

Таблица 3.6. Средний химический состав континентальной и океанской коры

Оксиды и диоксиды Содержание в коре, 

%

континентальной океанской
SiO2 61,9 49,4
TiO2 0,8 1,4
А12О3 15,6 16,0
Fe2O3 2,6 2,3
FeO 3,9 7,6
MnO 0,1 0,2
MgO 3,1 8,0
CaO 5,7 11,4
Na2O 3,1 2,7
K2O 2,9 0,2

Океаническая кора отличается от континентальной по  химическому составу и строению, но так же имеет трехслойное строение

Самый верхний слой — осадочный — представлен песчано-глинистыми и карбонатны­ми осадками, отложившимися на небольших глубинах. На больших глубинах отла­гаются кремнистые илы и глубоководные красные глины.

Средняя мощность океанских осадков не превышает 500 м и только у под­ножия материковых склонов, особенно в районах крупных речных дельт, она возрастает до 12 —15 км. Вызвано это своеобразной бы­стротечной «лавинной» седиментацией, когда практически весь терригенный материал, выносимый речными системами с конти­нента, отлагается в прибрежных частях океанов, на материковом склоне и у его подножия.

Второй слой океанской коры в верхней части слагается поду­шечными лавами базальтов. Ниже располагаются долеритовые дайки того же состава. Общая мощность второго слоя океанской коры составляет 1,5 км и редко достигает 2 км. Под дайковым комплек­сом располагаются габбро и серпентениты, представляющие собой верхнюю часть третьего слоя. Мощность габбро-серпентинитового слоя достигает 5 км. Таким образом, общая мощность океанской коры без осадочного чехла составляет 6,5 — 7 км. Под осевой частью срединно-океанских хребтов мощность океанской коры сокращается до 3—4, а иногда и до 2 — 2,5 км.

Под гребнями срединно-океанских хребтов океанская кора залегает над очагами базальтовых расплавов, выделившихся из вещества астеносферы. Средняя плотность океанской коры без осадочного слоя составляет 2,9 г/см3. Исходя из этого общая масса океанской коры составляет 6,4 • 1024 г. Океанская кора формируется в рифтовых областях срединно-океанских хребтов за счет поступления базальтовых расплавов из астеносферного слоя Земли и  излияния толеитовых базальтов на океанское дно.

Содержание радиоактивных элементов в ней ничтожно мало. Океанская кора по своему составу примитивна и фактически представляет верхний слой дифференцированной мантии, сверху перекрытый тонким слоем пелагических осадков.

Литосфера. Залегающую выше астеносферы твердую плотную оболочку (включая земную кору) называют литосферой (греч. «литос» — камень). Характерным признаком литосферы является её жесткость и хрупкость. Именно хрупкостью объясняется наблюдаемое блочное строение литосферы. Она разбита крупными трещинами – глубинными разломами на крупные блоки — литосферные плиты.

Благодаря глобальной системе механических напряжений, чьё возникновение связано с вращением Земли, литосфера расколота на фрагменты – блоки  разломами субмеридиального, субширотного и диагонального направлений. Эти разломы обеспечивают относительную независимость движения блоков литосферы относительно друг друга, чем и объясняется разница в строении и геологической истории отдельных литосферных блоков и их ассоциаций. Разделяющие блоки  разломы, являются ослабленными зонами, по которым поднимаются магматические расплавы и потоки паров и газов.

В отличие от литосферы вещество астеносферы не обладает пределом прочности и может деформироваться (течь) при действии даже очень небольших нагрузок.

Химический состав земной коры. Распространенность элементов в земной коре характеризуются большим контрастом, достигающим 1010.Самые распространенные химические элементы (рис. 3.10) на всей Земле это:

—      кислород2) – составляет 47 масс % земной коры. Он входи в состав около 2 тысяч минералов;

—      кремний (Si) – составляет 29,5% и входит в более чем тысячу минералов;

—      алюминий (Аl) –  8,05%;

—      железо (Fe), кальций (Са), калий (К), натрий (Na), титан (Ti), магний (Mg) – составляют первые % массы земной коры;

На долю остальных элементов приходится около 1%.

А.Е. Ферсман предложил выражать числа кларка не в весовых, а в атомных процентах, что лучше отражает соотношения количеств атомов, а не их масс и сформулировал три основные закономерности:

1. Распространенность элементов в земной коре характеризуются большим контрастом, достигающим 1010.

2. Всего девять элементов O, Si, Al, Fe, Ca, Na, K, Mg, H, являются главными строителями литосферы, составляя 99,18% ее веса. Из них на первые три приходится 84,55%. На долю остальных 83 приходится менее 1% (рис.3.9.).

3. Ведущий элемент – кислород. Его массовый кларк оценивается в интервале 44,6 – 49%, атомный – 53,3 (по А.Е. Ферсману), а объемный (по В.М. Гольдщмидту) – 92%.

Таким образом, земная кора и по объему и по массе состоит главным образом из кислорода.

Если средние содержания элементов в коре в первом приближении можно считать неизменными на протяжении всей ее истории, то в отдельных ее участках идут периодические изменения. Хотя земная кора не является закрытой системой, ее обмен массами вещества с космосом и более глубокими зонами планеты пока не могут быть учтены количественно, выходят за пределы точности наших измерений и явно не повлияют на числа кларков.

Кларк. В 1889 г. американский геохимик Фрэнк Кларк впервые определил средние содержания химических элементов в земной коре. В честь него русский академик А.Е.Ферсман предложил называть «кларками» — средние содержания химических элементов в какой-либо природной системе — в земной коре, в горной породе, в минерале[13]. Чем выше природный кларк химического элемента, тем больше минералов, в состав которых входит этот элемент. Так,  кислород встречается почти в половине всех известных минералов. Любая территория, которая содержит более кларка данного вещества, является потенциально интересной, так как там могут иметься промышленные запасы данного вещества. Такие участки исследуются геологами с целью выявления месторождений полезных ископаемых.

Некоторые химические элементы (например, радиоактивные) со временем изменяются. Так, уран и торий,  распадаясь,  превращаются в устойчивые элементы  — свинец и гелий. Это дает основание предполагать, что в минувшие геологические эпохи кларки урана и тория были, очевидно, значительно выше, а кларки свинца — ниже, чем сейчас. По-видимому, это относится и ко всем другим элементам, подверженным радиоактивным превращениям. Изотопный состав некоторых химических элементов со временем меняется (например, изотоп урана 238U). Предполагают, что два млрд. лет назад атомов изотопа 235U на Земле было почти в шесть раз больше, чем сейчас.

3.4. Минералы

Минералы (лат. «минера«- руда) — это однородные по составу, внутренней структуре и свойствам природные химические соединения, которые образуются в недрах земли в результате естественных физико-химических реакций и обладают определенным химическими составом и комплексом физических свойств.

В настоящее время идентифицировано около 4 000 минеральных видов. Половина из них открыта за последние полвека с помощью современных ультрамикроскопических методов и не имеют широкого распространения. Более того, 96% относительной распространенности минералов приходится всего на 5 минеральных групп: полевые шпаты; силикаты Fe, Mg, Ca; кварц; окислы железа и слюды (табл. 3.7.). Из них больше половины приходится всего на одну группу – полевых шпатов. Такое соотношение связано с тем, что элементы, слагающие эти минералы, составляют основную массу земной коры – 98,5%. На все остальные минералы остается всего 4% от общей минеральной массы земной коры. Земная кора — это область, где идут геохимические процессы, постоянное перераспределение вещества.

В практическом отношении наибольший интерес представляют далеко не те минералы, которые имеют максимальное распространение. Новые технологии требуют все больше цветных металлов, редких, рассеянных и радиоактивных элементов. В связи с развитием техносферы миграционные циклы отдельных элементов в поверхностных частях земной коры все более ускоряются. Они же часто создают наибольшее экологическое давление на среду обитания человека.

 

Таблица 3.7. Относительная распространенность различных групп минералов и основных химических элементов, их составляющих.

% O Si Al Fe Ca Na K Mg
Полевые шпаты 58 + + + + + +
Силикаты Fe, Mg, Ca 16 + + + + +
Кварц 15 + +
Окислы Fe 4 + +
Слюды 3 + + + + + + + +

 

Основные диагностические (отличительные) признаки минералов. По физическому состоянию минералы делятся на 3 группы:

1.      аморфные (не имеющие упорядоченной кристаллической структуры – это, преимущественно, природные смолы и стекла),

2.      жидкие (например, самородная ртуть, вода),

3.      твердые (кристаллические).

Физические свойства минералов определяются их химическим составом и внутренним строением. Каждый минерал обладает определенным набором характеристик (признаков). Основные признаки минералов: внешний вид (форма выделения), цвет, цвет минерала в порошке (цвет черты или цвет следа), блеск, внутренние рефлексы, удельный вес (плотность), спайность, излом, твердость, особые свойства (такие как: теплопроводность, электропроводность, радиоактивность, а также оптические, люминесцентные, магнитные и др. свойства). Каждый минерал рассматривают в комплексе этих характеристик.

Внешний вид (форма выделения). Минералы встречаются в виде кристаллов, кристаллических двойников, сростков, зернистых сплошных, масс землистых, скоплений, налетов, натеков, жидкостей и т.д. Минимальный объём минерала, отражающий его характерные физико-химические особенности, называется «элементарной ячейкой«.

Кристаллы — (греч. «кристаллос» — лёд) имеют форму замкнутых многогранников. Кристаллы обладают симметрией, определяемой их кристаллической решеткой. Атомы и ионы в кристаллической решетке располагаются в постоянных точках (узлах) — в строго определенном для каждого минерала порядке. Углы  между гранями кристалла также всегда постоянны. Основными элементами симметрии кристаллической решетки являются оси, плоскости симметрии и центр симметрии.

Сочетание элементов симметрии в каждом из типов кристаллов закономерны. Изучение их взаимоотношений позволило установить 32 класса симметрии кристаллов, которые могут быть объединены в более крупные единицы – «сингонии».

Сингония (симметрия) (греч. «син» — вместе, «гониа» — угол). Каждый кристалл ограничен гранями одной или нескольких простых форм. Среди них по степени  симметрии  выделяют семь сингоний.

Высшая сингония —  кубическая. В ней ребра кристаллов расположены под прямыми углами по трем осям координат и равны между собой.

Средняя сингония — это тетрагональная (ребра по двум осям равны, все углы прямые),  гексагональная (ребра по двум осям равны, два угла прямые, один равен 120°) и  тригональная (все ребра равны, углы не равны 90°) сингонии.

К низшим сингониям относятся  ромбичеческая, моноклинная, триклинная. Они характеризуются неравенством ребер, прямыми (ромбическая) или не равными 90° углами.

Подсчитано, что около 38%  минералов кристаллизуется в триклинной и моноклинной, 23% — в ромбической, 10% — в тригональной, 7,5% — в гексагональной,  9,5% — в тетрагональной, 12% — в кубической сингониях.

Форма кристалла. Различают кристаллы:

—    вытянутые в одном направлении (призматические, столбчатые,  игольчатые,  волокнистые);

—    вытянутые в двух направлениях (таблитчатые, пластинчатые, листоватые, чешуйчатые);

—    одинаково развитые по трем измерениям — изометричные (куб, октаэдр и др.).

Спайность — это  свойство минералов раскалываться по ровным плоскостям в определенных кристаллографических направлениях. Оно обусловлено строением кристаллической решетки минералов. Число плоскостей спайности зависит от симметрии (сингонии) кристалла. Так, у сфалерита (кубическая сингония) имеется шесть разно-ориентированных плоскостей спайности.

Число спайных направлений и качество спайности являются очень характерным диагностическим признаком минералов.

Цвет минералов зависит от:

1.    структурных особенностей минерала,

2.    присутствия в них красящих элементов (хромофоров),

3.    механических примесей.

Цвет очень обманчивый признак, так как может меняться в одном и том же минерале (например, флюорит или гранат — красный, зеленый, желтый, черный). Некоторые такие минералы имеют несколько названий в зависимости от своей окраски, например кварц. Чистый бездефектный кварц бесцветен – это горный хрусталь, но некоторые разновидности его окрашены в фиолетовый (аметист), золотистый (цитрин), дымчатый (раухтопаз) и черный (морион) цвета. Такая окраска зависит от посторонних примесей и наличия дефектов кристаллической структуры.  С другой стороны есть минералы и с постоянной окраской, например, лазурит имеет всегда чернильно-синий цвет; малахит – зеленый, самородная сера – канареечно желтая.  Иногда один и тот же кристалл в разных своих частях может иметь разную окраску. Например, если разрезать длинный кристалл турмалина вдоль оси, то он окажется послойно окрашенным в самые разнообразные цвета: розовые, зеленые, голубые, бурые, черные.

Цвет в порошке  («цвет черты», «цвет следа») – цвет следа, остающегося на матовой шероховатой поверхности фарфоровой пластинки, оцарапанной каким-нибудь минералом. Это более устойчивый признак. Обычно цвет черты совпадает с цветом самого минерала. Но иногда между ними наблюдается резкое отличие. Например, темно-серый гематит имеет кроваво-красную черту, а соломенно-желтый пирит — черную.

Блеск – способность отражать свет. Он зависит от закономерностей строения кристаллической решетки минерала, характера химических связей (металлическая, ковалентная или ионная) и  формы выделения минерала.

Плотность (удельный вес) – масса единичного объема вещества (г/см³). По плотности минералы подразделяются на 4 группы: легкие (до 2500 кг/м3), средние (2500-4000 кг/м3), тяжелые (4000-8000 кг/м3) и весьма тяжелые (более 8000 кг/м3) (табл. 3.8.).

 

Удельный вес (плотность) Характеристика Встречаются в земной коре Пример
1 Легкие до 2500 кг/м³. редко морская вода, янтарь, сера
2 Средние от 2500 до 4000 кг/м³. часто земная кора
3 тяжелые от 4000 до 8000 кг/м³. редко галенит (свинцовая руда)
4 весьма тяжелые более 8000 кг/м³. очень редко самородная ртуть.

Табл. 3.8. Шкала плотности

 

Обычно плотность определяют приблизительно (№1-№3) по весу куска минерала. Средняя плотность всей Земли (с ядром) по расчетам примерно равна 5500 кг/м³. Земная кора (поверхность Земли вглубь до 35 км) имеет среднюю плотность 2500 кг/м³.

Твердость («Шкала Мооса») – способность минералов сопротивляться внешнему воздействию (например, нанесению на них царапин). Твердость минералов обусловлена прочностью их кристаллической решетки, но твердость минерала не является синонимом его прочности (например, алмаз твердый, но он одновременно и хрупкий). Для составления шкалы твердости («Шкалы Мооса», Ф.Моос, 1811 г.) были взяты 10 наиболее известных минералов (минералтестов). Для них определили их относительную твердость (по десятибальной шкале) путем царапания более твердым минералом более мягкого (табл. 3.9.).

 

Табл. 3.9. Шкала Мооса

твердость (баллов) Характеристика Минерал – тест (эталон)

2

3

4

5

6

7

8

9

10

самый мягкий 

более твердый

средней твердости

твердый

очень твердый

самый твердый

тальк 

гипс

кальцит

флюорит

апатит

полевой шпат

кварц

топаз

рубин (корунд)

алмаз

Твердость (в баллах) эталонных минералов в ней соответствует их номерам. По этой шкале самым мягким оказался тальк (он получил по шкале твердости 1 балл), самым твердым – алмаз (10 баллов). Минералы, имеющие твердость свыше 7 баллов встречаются  в природе  очень редко.

Особые свойства – это свойства, присущие отдельным минералам, либо небольшим их группам. К особым свойствам относятся   вкус, запах, реакци со стандартными реактивами (например, с 10% раствором соляной кислоты), а так же теплопроводность, электропроводность, радиоактивность, магнитность, люминесцентные  свойства и т.п.

Классификация минералов. Минералы отличают друг от друга по внешним постоянным диагностическим признакам.  Первоначально минералы подразделяли только по внешним признакам. Затем стали использовать химический состав и кристаллическую структуру минералов. Так как минералы – это химические соединения, то в основу их классификации положен химический состав.

Выделяются несколько классов (групп, типов) (обычно — 5) минералов:

1. самородные элементы,

2. сернистые и близкие к ним соединения (сульфиды, арсениды, антимониды и др.),

3. галоидные соединения (галоиды),

4. оксиды и гидроксиды,

5. кислородные соли, в том числе:

—  карбонаты,

—  сульфаты, хроматы, врльфраматы, молибдаты,

—  фосфаты, арсенаты, ванадаты,

—  силикаты (островные силикаты, цепочечные и ленточные силикаты и алюмосиликаты, листовые (слоистые) силикаты), каркасные алюмосиликаты.

—  и некоторые другие.

Самородные элементы включают минералы, состоящие из одного химического элемента и существующие в природе в свободном виде (табл.3.11.). Т.е., самородные элементы существуют в виде химически простых веществ, а не в виде соединений с другими химическими элементами. При внимательном изучении эти минералы являются тоже смесями разных химических элементов, но с резким преобладанием в них какого-то одного, главного химического элемента.

В самородном виде  на Земле обнаружено несколько десятков химических элементов. Однако самородки — редкие находки.

В промышленных масштабах в самородном виде встречаются только платина (Pt), золото (Au), медь (Cu), серебро (Ag), сера (S), ртуть (Ng), углерод (С) (алмаз, графит). Значительно реже в самородном виде встречаются железо (Fe) (преимущественно  в виде  метеоритного железа), мышьяк, сурьма и др.

Некоторые химические элементы (например, рений) в природных процессах не концентрируются и в самородном состоянии не известны.

Самородные металлы, как правило, обладают электропроводностью, металлическим блеском, ковкостью. Среди самородных металлов часто встречаются твердые растворы (например, серебро в золоте, железо в платине и др.).

Самородные элементы играют незначительную роль в строении верхней оболочки Земли, т.к. их содержание невелико – примерно 0,1% от массы вещества литосферы, гидросферы и атмосферы, вместе взятых. Среди них около половины составляют азот и кислород, образующие газовую оболочку нашей планеты.

Сернистые и близкие к ним соединения. К этой группе относятся природные сернистые (сульфиды), а также мышьяковистые, сурьмянистые, селенистые и теллуристые соединения металлов. Сернистые соединения в этой группе резко преобладают.

Сульфиды (лат. «сулфур» — сера) – сернистые минералы, объединяет соединения различных элементов с серой. Эти минералы составляют около 0,15% массы земной коры. Особенно типичны сульфиды тяжелых металлов. С этими элементами сера образует устойчивые соединения, почти нерастворимые в воде.

Сульфиды подразделяются на 2 класса:

v простые сернистые и им подобные соединения. Они образуют руды цветных и редких металлов: галенит, сфалерит (цинковая обманка) и т.д.;

v сложные — сульфосоли, имеющие сложный состав.

Сульфиды и им подобные минералы имеют некоторые характерные свойства металлов, например, металлический блеск, электропроводность.

Среди сернистых соединений имеются важные минералы, такие, как:

—        галенит (свинцовый блеск) PbS  — свинцовая руда,

—        сфалерит (цинковая обманка) ZnS2 — руда цинка;

—        пирит (серный колчедан) FeS2 — применяется для производства серной кислоты;

—        халькопирит (медный колчедан) CuFeS2 — один из главных источников получения меди.

Особое положение занимает сероводород: большая часть сернистых соединений является его производным.

Галоиды (галоидные соединения, галогениды) (греч. «галс» — соль, «генезис» — происхождение) – это соли кислот (хлористо-, фтористо-, бромисто-, йодистоводородных кислот). Широкое распространение имеют лишь отдельные хлориды и фториды. Большая часть галоидных минералов встречается редко.

Галоиды имеют большое практическое значение:

—        галит — каменная соль NaCl встречается часто, используется в пищевой промышленности, электротехнике, применяется для получения соляной кислоты, хлорной извести, едкого натра и др. В чистом виде бесцветен, но из-за примесей может быть серым, красным или бурым. Легко растворяется в воде;

—  сильвин KCl – чаще красный минерал. Легко растворим в воде. Применяется для производства калийных удобрений, изготовления стекла;

—  флюорит — плавиковый шпат CaF. Прозрачный, бесцветный, но обычно окрашен в  желтый, зеленый, голубой или фиолетовый тон — из-за воздействия радиоактивного излучения или из-за содержания примесей. При нагревании или при облучении этот минерал светится сине-фиолетово-зеленым светом — флюоресцирует. Используется в металлургии для получения легкоплавких шлаков, для  получения  плавиковой кислоты,  эмали и глазури,  а также в оптике для изготовление линз, пропускающих ультрафиолетовое излучение  и в ювелирном деле.

Оксиды и гидроксиды — разнообразные соединения различных элементов с кислородом, их более 40. Они составляют около 17% всей массы земной коры, из них:

соединения кремния (SiO2) — 12,6%. Разновидности оксида кремния – кварц, халцедон (разновидности халцедона: агат, сердолик, плазма, восковой халцедон, кахолонг), опал, кванцин. Кварц, являющийся кристаллическим оксидом кремния (SiO2 ) и входящий в состав очень многих горных пород.

соединения железа — 3,9%. Например, гематит. Несколько синонимов минерала (железный блеск, красный железняк) — важнейшая руда железа. Если данный минерал содержит неопределенное количество воды, его называют гидрогематитом (Fe2O3 · nН2О).

соединения алюминия, марганца, титана, олова – 0,5%.

В виде оксидов в недрах находится ряд важнейших рудных минералов, например, касситерит (оловянный камень) SnO2 — руда олова, магнетит, лимонит, боксит.

Кислородные соли: фосфаты, карбонаты, сульфаты, силикаты.

Фосфаты — соли фосфорной кислоты. Наиболее распространен среди них минерал апатит. Фосфорит применяется для производства фосфора, фосфорной кислоты, иск.  удобрений.

Карбонаты — являются солями угольной кислоты. Главные их минералы:

кальцит CaCO3, (известковый шпат) применяется в оптической и химической промышленности,  строительстве и других областях.

доломит CaMg[СО3]2, используется в качестве строительного камня, огнеупорного материала, в химической промышленности.

сидерит FeCO3, (железный шпат) является рудой железа.

магнезит МgCO3. Магнезит (магнезиальный шпат) применяется для изготовления огнеупорных кирпичей, в абразивной промышленности,  строительстве, электротехнике.

Сульфаты — соли серной кислоты:

—  гипс СaSO4·2Н2O. Гипс используется в медицине, строительстве, цементной и бумажной промышленности.

—  ангидрит CaSO4, (безводный сульфат кальция) является сырьем цементной промышленности

—  мирабилит (глауберова соль) Na2SO4 ·10H2O, применяется для изготовления соды, в медицине, стекольной и красочной промышленности.

—  барит BaSO4 (тяжелый шпат) используется в качестве утяжелителя  глинистого раствора при бурении глубоких скважин, в медицине, химической, резиновой и бумажной промышленности.

—  целестин SrSO4.

Силикаты (лат. «силициум» — кремний) и алюмосиликаты — кремний-кислородные неорганические природные соединения. Силикаты – главные породообразующие минералы. Они составляют 75% массы земной коры и треть всего количества известных минералов.

Кремний — после кислорода второй по распространенности в земной коре химический элемент. Он содержится более чем в 430 минералах.

Силикаты многообразны:

—        островные (оливин, форстерит, фаялит, гранаты);

—        ленточные (а так же цепочечные и кольцевые) силикаты и алюмосиликаты (авгит, эгирин, амфиболы, пироксены, гиперстен, роговая обманка, топаз);

—        листовые (слоевые или слоистые) (слюды, биотит, мусковит, тальк, серпентин, хлорит, каолинит, глауконит);

—        каркасные алюмосиликаты (полевые шпаты, ортоклаз, микроклин, амазонит, альбит, олигоклаз, андезит, лабрадор, битовнит, анортит, нефелин).

 

3.5. Горные породы

Горные породы представляют собой естественные минеральные агрегаты, образующиеся в земной коре или на ее поверхности в ходе различных геологических процессов. По своему минеральному составу горная порода может быть:

—  мономинеральная — если горная породы представляет агрегат одного минерала (мраморы – агрегат из мелких кристаллов кальцита, кварциты — агрегат зерен кварца),

—  полиминеральная — если в горную породу входят несколько минералов, (гранаты – состоят из кварца, калиевого полевого шпата, кислого плагиоклаза; биотит, роговая обманка, авгит).

Минералы, слагающие горную породу, называются породообразующими. Среди них выделяют главные, количество которых более 5% и второстепенные. Еще меньшая доля приходится на акцессорные (от позднелат. accessorius — добавочный) минералы.

По времени образования минералы, слагающие горную породу, делят на первичные, образующиеся при формировании самой породы, и вторичные, возникающие позднее в процессах ее преобразования.

Строение горных пород характеризуется структурой и текстурой.

Структура (латин. structura) — внутреннее устройство породы (кристаллическое, аморфное, скрытокристаллическое), размер и форма зерен из которых состоит порода, их взаимоотношение. Порода может быть полнокристаллической, равномерно-зернистой, неравномерно-зернистой обломочной, крупнозернистой (крупнообломочной) или мелкозернистой (мелкообломочной) и т.д.

Текстура (лат. «текстура» — ткань, строение) характеризует взаимное расположение и ориентировку минеральных агрегатов. Текстура может быть однородной, массивной, ориентированной (слоистой, сланцеватой и т.д.).

Классификация горных пород. В основу классификации горных пород положен генетический признак. Так горные породы по своему происхождению подразделяются на три группы:

1. магматические (или изверженные),

2. осадочные,

3. метаморфические.

Классификация магматических горных пород производится по условиям образования и по химическому составу. Пирокластические горные породы традиционно рассматривают в составе магматических горных пород.

Магматические горные породы. Магматические горные породы образуются в различных условиях в процессе остывания и кристаллизации расплавленных магмы и лавы, поднимающихся из глубинных недр Земли к ее поверхности. Классификация магматических гонных пород может проходить по генезису и по химическому (структурно-вещественному) составу.

  • По генезису: в зависимости от условий, в которых происходило застывание магмы, магматические породы подразделяют на 2 типа – эффузивные и  интрузивные.

1.    Интрузивные (лат. «интрузио» – внедрение): глубинные (абиссальные) и полуглубинные (гипабиссальные)– образуются, если порода (магма) застыла на глубине. Здесь выделяют ряд разновидностей по глубине застывания магмы, а также жильные породы, связанные с застыванием магмы в трещинах. Рад интрузивных пород от кислых до ультраосновных составляют: граниты –® гранодиориты ® диориты ® габбро ® дунит (перидотит, пироксенит).

2.    Эффузивные (излившиеся), (лат. «эффузио» — излияние) – образуются, если порода (лава) застыла на земной поверхности. Этот тип подразделяется на: кайнотипные (относительно неизменные) и палеотипные (заметно измененные). Рядом эффузивных пород от кислых до основных являются: липарит ® дацит ® андезит ® базальт (долерит). Ультраосновные аналоги эффузивных пород в природе встречаются крайне редко.

  • По химическому составу. При делении магматических пород по химическому составу в основу обычно кладется содержание кремнезема (табл. 3.10.). В природе не известны магматические породы, содержащие SiO2 меньше 20% и более 85%.
Важнейшими магматическими породами являются: дуниты, перидотиты, пироксениты; габбро, базальты; диориты, андезиты; граниты, липариты (риолиты). 

 

Таблица 3.10. Подразделение магматических пород по содержанию кремнезема

Породы Содержание 

SiO2, (%)

Характерные породы
Интрузивные Эффузивные
Ультраосновные 

Основные

Средние

Кислые

20-40 

40-52

52-65

65-85

Дунит, пироксенит, перидотит 

Габбро

Диорит

Гранит, гранодиорит

— 

Базальт,  долерит

Андезит

Дацит,  Липарит  (син. риолит)

 

Дуниты, перидотиты, пироксениты — это преимущественно глубинные магнезиальножелезистые породы с незначительным содержанием кремнезема. Они различаются по отсутствию кварца и полевых шпатов, а так же по высокому содержанию минерала оливина (%): 100-85% — дуниты; 85-70% — пироксеновые оливиниты; 70-30%- перидотиты; 30-10% — оливиновые пироксениты; менее 10%  — пироксениты. Роль этих пород в строении Земли велика. Предполагается,  что именно они развиты в мантии ниже земной коры. С породами, обогащенными оливином, связаны месторождения алмазов, хромита, золота, платины, никеля и других полезных ископаемых.

Габбро, базальты — основные магматические породы. Они отличаются от ультраосновных пород меньшим содержанием окислов железа и магния и большим содержанием глинозема и кальция. Главными минералами габбро и базальтов являются основные плагиоклазы и моноклинные пироксены.

Габбро представляют глубинные образования. С габбровыми породами связаны  месторождения железных, титаножелезных, титанованадиевых и никелевых руд, а также медного и серного колчедана.

Базальты — темно-зеленые или  черные  силикатные породы, излившиеся на земную поверхность. Они состоят главным образом из основного плагиоклаза, пироксенов и часто оливина и содержат кальций, натрий, магний и железо. Подобные им мелкозернистые породы называются долеритами. Базальты используются в каменно-литейной промышленности и как ценный облицовочный, электроизоляционный и кислотоупорный материал.

Диориты-андезиты – это средние магматические породы.

Диориты — глубинные образования. Они состоят из плагиоклаза и амфибола, содержат ромбический пироксен или биотит.

Андезиты — их излившиеся аналоги.

Граниты-липариты являются  кислыми  магматическими породами. Им присуще значительное содержание кремнезема. С гранитоидными породами связана главная масса рудных месторождений магматического происхождения.

Граниты — глубинные образования, состоят в основном из полевых шпатов (до 70%) и кварца (25-35%). В незначительном количестве присутствуют биотит, амфибол, пироксен.

Липариты (или риолиты — греч. «рео» — теку) — это излившиеся аналоги гранитов.

Осадочные горные породы. Осадочные горные породы формируются в условиях, характерных для поверхностной части земной коры, и образуются в результате переотложения продуктов выветривания и разрушения различных горных пород, химического и механического выпадения осадка из воды, жизнедеятельности организмов или всех трех процессов одновременно. Более трёх четвертей площади материков покрыто осадочными горными породами, поэтому с ними наиболее часто приходится иметь дело при геологических работах. Но в целом осадочные породы занимают скромное место в земной коре, составляя около 8% от ее объема. В них хорошо сохранились остатки вымерших организмов, по которым можно проследить историю развития различных уголков Земли. С осадочными горными породами связаны такие важные полезные ископаемые, как нефть и природный газ, уголь, железо, алюминий, золото и др.

Изучением осадочных горных пород занимается наука Литология.

Классификация. Были предложены различные классификации осадочных пород, но для простоты изучения обычно применяется сравнительно простая классификация, в основе которой лежит генезис (условия образования) осадочных пород. Согласно ей породы этого класса подразделяются на:

Обломочные породы — это продукты механического разрушения коренных горных пород. Разрушаются в первую очередь горные сооружения (например, горы Альпы, Кордильеры, Гималаи).

В природе существует 4 уровня седиментации обломочных осадков:

1.    у подножия гор обломочные породы образуют первый уровень седиментации: отложения обвалов (колювий), конусы выноса пролювиальных отложений (пролювий – от лат. «пролюо» — выношу течением — продукты разрушения коренных горных пород, выносимых водными потоками к подножиям возвышенностей).

2.    под воздействием водных потоков рек размываются колювиальные и провиальные образования, песчано-глинистый материал выносится реками в их устья, где формируются дельты.

3.    под воздействием водных потоков неконсолидированный обломочный материал сбрасывается с шельфа на дно океанов.

4.    под воздействием океанических течений обломочный материал третьего уровня седиментации перемещается на тысячи километров, где на дне океанов они и формируются.

По величине обломочных зерен горные породы делятся на крупнозернистые,  среднезернистые и мелкозернистые.  Особенностью, свойственной большей части осадочных пород, является слоистость, которая отражает неравномерный процесс накопления осадков. Но есть исключение, например,  коралловые известняки.

Важнейшим свойством обломочных горных пород является их степень сцементированности. Под цементом в данном случае понимают любое минеральное вещество, заполняющее промежутки между обломками и скрепляющее их друг с другом. Деление по структуре идет на группы:

—  рыхлые породы (пески, галечники, щебень) – в таких горных породах обломки удерживаются только силами трения,

—  сцементированные (монолитные) минеральные массы. В любом случае сцементированные породы обладают существенно большей прочностью. (брекчии – из угловатых сцементированных обломков; галечные конгломераты – состоящие из сцементированных друг с другом галек; валунные конгломераты – состоящие из валунов).

 

Таблица 3.11. Классификация обломочных горных пород 

(по З.В. Егорычевой 2002. с изменениями)

Размер обломков, мм Рыхлые (осадки) Сцементированные Основные структуры
Окатанные Неокатан-нные Окатанные Неокатан-нные
Более 100 Валуны Глыбы Конгломе-рат Брекчия обломочные Псефитовые (грубообломочные)
10 – 100 Галечник Щебень
2 – 10 Гравий Дресва Гравелит Дресвянник
0,1 – 2 Песок Песчаник Псаммитовые (среднеобломочные или песчаные)
0,01 – 0,1 Алеврит, лёсс Алевролит Алевритовые (мелкообломочные или пылеватые)
Менее 0,01 Глина Аргиллит Пелитовые (глинистые)

Глины. По минеральному составу глины резко отличаются от типичных обломочных пород. Их главные химические компоненты  — кремнезем и глинозем. Глины обладают пластичностью, низкой водопроницаемостью, многие их разновидности набухают в воде.  Это обусловливает их роль как водоупорных горизонтов подземных вод. Наиболее распространенными глинистыми минералами являются каолинит, гидрослюдымонтмориллонит. По преобладанию одного из этих минералов глины получают свое название. Сильно  уплотненные глины,  не размокающие в воде,  называются аргиллитами (греч. «аргиллос» — глина, «литос» — камень).

Цвет глинистых пород зависит от присутствия в них мельчайших минеральных тонкодисперсных частиц (свыше 30%) (лат. «дисперсио» — рассеяние). Эти породы имеют различный цвет в зависимости от слагающих их минералов или примесей:

—         белые – содержат примеси каолинита и галлуазита;

—         зеленые – содержат примеси хлорита или нонтронита,

—         красные – содержат примеси оксида железа (гематита).

Химический состав (основной) глинистых пород: Si2 – Кремний; Al – Алюминий; Fe – железо; Ca – Кальций; О – Кислород; Н – водород; K – Калий; С – углерод.

Минеральный состав – преимущественно глинистые минералы и хлориты.

Вулканогенные породы в основном представляют пирокластические породы — скопление выброшенного при вулканических взрывах туфа и пепла.

Химические (хемогенные) и биохимические (биогенные) породы образуются в результате: химических реакций или выпаривания, или при косвенном участии биологических организмов, а также при концентрации их тел и скелетов. К числу пород данной группы относятся породы:

—        алюминиевые (латериты, бокситы),

—        кремнистые (опал, халцедон),

—        фосфатные (фосфориты),

—        железистые (бурые железняки),

—        карбонатные (известняки,  мергели, доломиты),

—        галоидные (галит, сильвин),

—        сульфатные (гипс, ангидрит)

—        каустобиолиты (торф, бурые и каменные угли, горючие сланцы, озокерит и др.).

Химические (хемогенные) породы представлены галоидами (каменная соль, сильвинит и др.) и сульфатными горными породами (гипс, ангидрит).

Биогенные породы представлены в основном известняками, состоящими из раковин беспозвоночных животных, остатков известковых водорослей или из их обломков.

Карбонатные породы характерны для отложений морей и океанов на глубинах менее 4 км. На глубинах свыше 4 км карбонаты кальция растворяется, поэтому глубоководные осадки представлены обломочными, глинистыми или кремнистыми отложениями.

Реже в природе встречаются кремнистые породы, состоящие из кремнистых раковин животных и растений, а также углеводородные породы — каустобиолиты (которые образуются из растительных и животных остатков, преобразованных под влиянием различных геологических факторов).

Метаморфические горные породы. Метаморфические породы очень разнообразны по своему внешнему виду и по минеральному составу. Метаморфизм глинистых пород превращает их в глинистые сланцы, затем в филлиты, потом в кристаллические сланцы, амфиболиты и парагнейсы. При метаморфизме магматических пород возникают ортогнейсы. При метаморфизме кварцевых песчаников образуются кварциты, а из известняков и доломитов — мраморы.

Более высокой степенью регионального метаморфизма отличаются гранулиты. Наиболее высоко метаморфизованными породами являются эглокиты, состоящие из пироксена и граната, характеризующиеся высокой плотностью (3,3 — 3,4 г/м3).

В результате метаморфизации ультраосновных пород образуются серпентиниты. Для них характерна зеленая пятнистая окраска.

К контактно-метаморфическим породам относят роговики и скарны.

Роговики образуются в результате метаморфизации песчано-глинистых кварцево-силикатных пород. В состав роговиков входят различные минералы: кварц, слюда, часто полевые шпаты, гранаты.

Скарны возникают в зоне контакта магмы с карбонатными и силикатными породами и состоят в основном из кальциевых пироксенов и гранатов, иногда с примесью эпидота, актинолита и разнообразных рудных минералов (железа, меди, свинца, цинка, золота, олова, вольфрама, молибдена и др.), распространены лучистые роговые обманки (актиновит, тремолит, волластонит). Со скарнами связаны различные рудные месторождения: железные, медные, свинцово-цинковые, вольфрамовые и  молибденовые, золотые, кобальтовые, мышьяковые, оловянные и др.

С метаморфическими породами связаны очень важные в практическом отношении метаморфогенные месторождения, содержащие железные руды, графит, золото, уран, медь, кварциты, мраморы и др. К числу  наиболее  распространенных метаморфических пород относятся глинистые сланцы, гнейсы, кварциты,  мраморы,  серпентиниты, скарны,  роговики.

Поскольку сходные по составу, структурам и текстурам метаморфические породы могут возникнуть при изменения как маг­матических, так и осадочных пород, для обозначения их первичной природы к названиям метаморфических пород, возникших из маг­матических, прибавляется приставка «орто» (ортогнейсы), а к назва­ниям метаморфических пород, возникших за счет первично-осадоч­ных пород, — приставка «пара» (парагнейсы).

Кроме осадочных, интрузивных и эффузивных горных пород имеются и дру­гие группы горных пород — жильные и вулканогенно-обломочные. Они формируются при застывании магматических расплавов в трещинах, рассекающих как магматические, так и оса­дочные горные породы. Для жильных пород характерна полнокри­сталлическая структура, обычно мелкозернистая, часто порфировидная. По минеральному составу жильные породы могут соответство­вать интрузивным породам любой кислотности.

Вулканогенно-осадочные (пирокластические) породы являются результатом цементации выброшенного при вулканических извер­жениях, а затем осевшего в водной или воздушной среде материала. В зависимости от размера и силы извержения частицы разносятся от места взрыва на расстояния от нескольких километров до сотен и тысяч километров. Осаждающийся материал образует рыхлые скоп­ления, которые в зависимости от размеров обломков называют вул­каническим пеплом при пылевидных размерах частиц, вулканическим песком — при песчановидных. Более крупные вулканические облом­ки называют лапиллями (камушками) и вулканическими бомбами, до­стигающими нескольких метров в поперечнике. Весь рыхлый пирокластический материал называют тефрой. Со временем выброшенные обломки цементируются и пре­образуются в плотные породы — вулканические туфы, вулканические и лавовые брекчии.

В земной коре горные породы, как и минералы, образуют опреде­ленные сообщества друг с другом, называемые геологическими форма­циями. Формации могут выделяться в зависимости от происхождения пород (магматические, осадочные, метаморфические), их петрографи­ческого состава (карбонатные, галогенные), преимущественного разви­тия в различных структурных элементах земной коры (платформен­ные, подвижных поясов), а также по некоторым другим признакам.

Понятие «формация» возникло для обозначения крупных толщ осадочных пород, выделяемых по преобладанию или определённому сочетанию некоторых их типов и месту в общей последовательности геологических напластований (например, древний красный песчаник, писчий мел в Европе). В дальнейшем этот термин, особенно в советской геологии, утратил своё стратиграфическое значение и приобрёл генетический (парагенетический) смысл. Каждая формация характеризуется общностью состава, строения и распространения, отражающих её формирование в определённых палеогеографических условиях, господствующих на определённом этапе развития той или иной тектонической области (зоны), со свойственными ей тектоническим режимом и климатом. Это комплексы фаций и генетических типов отложений. Границы формации могут скользить во времени; различные типы формаций, повторяясь в отложениях разного возраста, несколько изменяют свои особенности. В американской литературе термин «формация» применяется для обозначения подразделений региональных лито-стратиграфических шкал, примерно соответствуя русскому термину свита.

 

3.6. Природные воды

К природным водам относятся воды: Мирового океана, подземных вод, ледника, озер, почвенной влаги, паров атмосферы, речных вод (табл. 3.12.). В Мировом океане глубины от 3 до 6 км; средняя глубина океанов – 3,8 км. Особая роль воды земной коры связана с двумя основными моментами.

Во-первых, она занимает 70,8% (361 млн. км 2) поверхности Земли (см. рис 3.2), и, проникая в атмосферу и литосферу, способствует активному обмену веществом между этими геосферами.

Во-вторых, она обладает своеобразными физико-химическими свойствами, отличающими ее от большинства других природных образований. Наибольшую плотность вода имеет при +40С (1,00 г/см3). При плавлении льда в тройной точке (точка 1 на рисунке 6.1), при темпе 00С и давлении 1 атм. плотность воды увеличивается с 0,9168 до 0,9999 г/см3. Это приводит к тому, что водные бассейны замерзают с поверхности (лед легче воды). Превращаясь в пар (газ), при атмосферном давлении, вода увеличивается в объеме в 1700 раз. Жидкая вода всегда подвижна.

Криосфера (это вся замерзшая вода: лед, снег) — это часть гидросферы. Она характеризуется отрицательной температурой почв и горных пород и наличием подземных льдов. В зоне мерзлых пород находится около четверти всей суши земного шара и 60% территории России. На севере мерзлые породы лежат сплошным пластом,  южнее — в виде островов. Нижней границей криолитозоны является поверхность с температурой 0° С. Глубина ее залегания от нескольких метров в умеренных широтах до нескольких километров в высоких. По времени существования выделяют области многолетнего и сезонного промерзания пород. Летом слой почвы оттаивает не более чем на 2 м, а глубже залегают ледяной грунт, промерзшие породы.

Понятие газовая и надкритическая фаза не одно и тоже, хотя в некоторых геологических работах их применяют как синонимы. В критической точке (точка 2 на рис. 6.1) линия фазового раздела исчезает. Переход из одной фазы в другую может происходить постепенно, без фазовых скачков. На рисунке 6.1 эти два разные пути от точки А (жидкая фаза) к точке В (газ) показаны штрихпунктирной линией. Можно понижая давление провести испарение всей жидкости (направление справа налево). В этом случае сначала в жидкой фазе на границе фазового перехода возникнет газовый пузырек, затем объем пузырька будет расти, а объем жидкой фазы постепенно уменьшаться, но до полного ее исчезновения будет существовать граница между фазами.

Растворенные в воде вещества изменяют структуру воды и ее свойства, заполняя межатомные пространства. Так электропроводность растворов во многие тысячи раз больше, чем чистой воды благодаря появлению свободных ионов. Снижается температура ее замерзания. Морская вода замерзает при температуре -1,90С. А близкий к насыщению раствор CaCl2 – при -360С.

Все природные воды земли в той или иной степени минерализованы. Поэтому свойства природных вод в той или иной степени отличаются от свойств чистой воды, но любое их поведение связано со свойствами самого растворителя.

Распределение запасов воды гидросферы по отдельным ее частям приведено в таблице 3.12., из которой видно, что 94% всех вод гидросферы сосредоточено в мировом океане. На втором и третьем месте подземные воды и ледники.

 

Таблица 3.12.  Объем воды гидросферы  По Р.К. Клиге 1998
Объем воды, тыс.км.3 От общего объема, %
Мировой океан 14760000 94,32
Подземные воды 60000 3,83
Ледники 30000 1,92
Озера 290 0,02
Почвенная влага 16 > 0.01
Пары атмосферы 14 > 0.01
Речные воды 2 > 0.01
Итого: 1566322 100

 

Общая площадь океанов и морей в 2,5 раза превышает территорию суши. Океан является огромным мобильным резервуаром, регулирующим миграционные потоки элементов. Огромная масса воды, ее постоянное естественное перемешивание, достаточно быстрая кинетика создают благоприятные условия для поглощения и возвращения элементов и в атмосферу, и в литосферу. Наличие живого вещества существенно ускоряет целый ряд обменных процессов. Каждый литр океанической воды содержит всего 28 мг углерода. Но на всю массу океанической воды это составит 4.1014т. Это на два математических порядка (в 100 раз) больше, чем во всей атмосфере. Однако это не только соотношение масс. Через океан и его живое вещество углерод уходит из атмосферы в осадочные породы литосферы. Объем пресных вод, пригодных для питья, составляет около 35 млн. км3. или 2,5% общих запасов воды на Земле (табл.6.2). Большая часть пресных вод (68,7 %) сосредоточена в ледниках и снежном покрове (основные запасы сосредоточены в Антарктиде). Распределение водных ресурсов на суше весьма неравномерное (табл. 3.16.).

 

Таблица 3.16. Запасы пресной воды на Земле (по Протасову, 2001)

Местоположение Объем (км3.106) % к объему
Полярные и горные ледники 29 75
Грунтовые воды на глубинах, м: до 750 

750 — 4000

4,2 

5,3

11 

13,6

Озера 0,12 0,03
Реки 0,12 0,03
Почвы 0,24 0,06
Атмосфера 0,13 0,035
Всего 39,0 100

В России азиатская часть обеспечена водными ресурсами намного лучше, чем европейская. Самым крупным пресноводным бассейном мира является озеро Байкал.

Несмотря на то, что общее количество наземных вод незначительно по сравнению с массой гидросферы, они очень важны, поскольку принимают активное участие в процессах выветривания, эрозии, поддержания и развития живого вещества.

В составе природных вод выделяются: макро- и микрокомпоненты в виде ионов и недиссоциированных молекул, газы, органические вещества, микроорганизмы (живое вещество).

Матричный растворитель — вода диссоциирует на ионы Н+ и ОН по уравнению:    Н2О ↔ Н+ + ОН

Мерой диссоциации служит ионное произведение воды  КW = [Н+] . [ОН],

где [Н+] и [ОН] концентрации ионов в молях на 1000 г Н2О. при температуре 220С КW = 10-14. Следовательно при равенстве концентраций [Н+] и [ОН], концентрация каждого из этих ионов составит величину 10-7моль/кг Н2О.

Логарифм концентрации водородных ионов, взятый со знаком минус обозначается как рН и является одной из фундаментальных физико-химических характеристик растворов. Кислые растворы имеют значения рН<7, щелочные рН>7. Нейтральный по кислотности раствор имеет рН=7.

С повышением температуры ионное произведение воды возрастает, достигая максимума при температуре около 2200С (при давлении насыщенного пара, рисунок 3.11.), а затем начинает уменьшаться. Соответственно перемещается и точка нейтральной кислотности.

В соответствии с ГОСТом по величине минерализации воды делят на 4 группы:

1.       пресные — до 1 г/кг H2O (<0.1%)

2.       солоноватые  — от 1 до 25 г/кг H2O (0.1-2.5%)

3.       соляные — от 25 до 50 г/кг H2O (2.5-5.0%)

4.       рассолы — выше 50 г/кг H2O (>5.0%)

Более высокие величины солености свидетельствуют либо о заражении вод продуктами деятельности человека, либо о дренировании аридных районов, где широко распространены засоленные воды.

Наиболее минерализованные (М до 760 г/л) являются хлоридные кальциевые рассолы, а наименее — ультрапресные гидрокарбонатные кальциевые и гидросиликатные кальциевые воды.

Макрокомпоненты растворов определяют химический тип воды, ее общую минерализацию (сухой остаток) и название по общему химическому составу. Они отображаются формулой Курлова,

Анионы экв. %

Минерализация (г/л)————————— pH, Eh, T

Катионы экв. %

 

В начале формулы пишется общая минерализация раствора, затем идет дробь, в числителе которой записываются основные анионы (в порядке их убывания) и их концентрации в эквивалкентпроцентах, а в знаменателе точно также основные катионы. В конце записываются кислотность (рН), окислительно-восстановительный потенциал (Eh), температура и другие, наиболее важные характеристики.

Например:

 

 

Особенности газового состава (концентрация радона, свободной углекислоты и т.д.) обычно фиксируются перед указанием минерализации.

Формула раствора обычно обозначается по основным катионам и анионам, концентрация которых выше 1экв.%. Название типа вод обычно записывают по двум-трем преобладающим анионам и катионам. В приведенном примере раствор будет сульфатно-хлоридный, натрово-кальциево-магниевый.

Состав растворенных в природных водах неорганических соединений определяется, прежде всего, составом литосферы и распространенностью отдельных составляющих ее элементов. Распространенность и содержание минеральных веществ в природных водах различны, в связи с чем среди них выделяются макро- и микрокомпоненты.

Органические вещества (Сорг, Nорг и Pорг) специфичны для определенных типов вод. Прежде всего, это почвенные и иловые воды, воды болот, торфяников, нефтяных и газовых залежей. Многие из органических соединений, являясь хорошими комплексообразователями, обеспечивают миграцию целого ряда тяжелых элементов, таких как Fe, Cu, Ni, Co, Cd и др.

В последнее время появляется все больше очагов повышенного заражения поверхностных вод органическими соединениями в связи с техногенным воздействием. Многие из них оказывают губительное воздействие на установившиеся природные равновесия, часто достаточно сложные. Так избыточное внесение хорошо растворимых соединений фосфора на сельскохозяйственные поля вызывают повышение его содержания в водоемах, что влечет за собой активное размножение водорослей, которые могут вывести из строя фильтры водозаборных систем.

Из микроорганизмов в природных водах наибольшее значение имеют бактерии, хотя обнаружены также микроскопические водоросли, простейшие и вирусы. Различают аэробные и анаэробные бактерии. Первые развиваются при наличии свободного кислорода в воде, а вторые при его отсутствии. В последнем случае анаэробы используют сульфаты, нитраты, углекислоту и другие кислородсодержащие вещества. Выделяют также факультативные аэробы, способные развиваться как в присутствии, так и в отсутствии свободного кислорода.

Общее число бактерий изменяется от нескольких тысяч до миллиона клеток в 1 мл воды, количество микроскопических водорослей и простейших достигает сотен и тысяч в 1 л воды. Число бактерий в воде зависит, главным образом, от наличия в ней питательных веществ, в том числе органических соединений. Чем выше содержание Сорг в водах, тем активнее развивается в них микрофлора. Содержащиеся в природных водах бактерии выполняют большую геохимическую работу, видоизменяя химический и газовый состав вод.

Газы и воды находятся в постоянном обмене. Основными газами природных вод являются: O2, N2, CO2, H2S, CnH(2n+2), H2, NH3, He, Ar, Kr, Xe, Rn.

По происхождению газы делятся на следующие основные группы:

1) воздушные (N2, O2, CO2, Ne, Ar), проникающие в литосферу из атмосферного воздуха;

2) биохимические (СH4, N2, H2S, CnH2n+2, H2 ), образующиеся при разложении микроорганизмами органических и минеральных веществ;

3) химические (CO2, CO, H2S, SO2, H2, NH3)

4) радиоактивные и продукты ядерных реакций (He, Rn).

Наиболее химически активными в природных водах являются кислород, углекислота, сероводород, водород. Содержание растворенного кислорода в природных водах обычно изменяется от < 1 до 20 мг/л. Он расходуется на различные окислительные процессы и поэтому с глубиной, т.е. по мере удаления от атмосферы и зон фотосинтеза, его содержание в природных водах уменьшается. Но, тем не менее, известно присутствие кислорода в подземных водах на глубинах до 1000 м и более.

Содержание растворенной в природных водах углекислоты изменяются в зависимости от мощности источника поступления и термобарических условий среды.

Пересыщенные растворы и метастабильные состояния. В некоторых природных растворах встречаются пресыщения отдельными компонентами. При оценке степени пресыщения природных вод по трудно растворимым соединениям используют отношение произведения активностей соответствующих свободных ионов в растворе к термодинамическому значению произведения растворимости (pL) соединения.

Например, для кальцита

r = (aCa2+ + aCO32-)/pLCaCO3

Коэффициент пересыщения подземных вод по отдельным соединениям может достигать n.100.  Степень пересыщения зависит от свойств данного вещества и особенностей химического состава подземных вод.

Чем больше энергия гидратации компонентов, тем труднее частицы объединяются в зародыши и тем большая вероятность образования ими пересыщенных растворов.

Обычно выделяют три основных химических типа рассолов:

1. Карбонатный, или содовый, тип. Главными компонентами являются СО32-, НСО3, SO42-, Cl, Na+,  Ca+2 и Mg+2 в пределах растворимости их карбонатов.

2. Сульфатный тип. Главными компонентами являются SO42-, Cl, Na+, Mg+2, СО32- (НСО3), в пределах растворимости карбонатов  Са и Мg. Ca+2 — в пределах растворимости карбоната и сульфата.

3. Хлоридный тип. Главными компонентами являются  Cl, Na+, Mg+2, Са.      СО32- (НСО3), в пределах растворимости карбонатов  Са и Мg.

Химия океана. Хотя вода в современных океанах медленно перемешивается, в различных частях океана она различается по содержанию солей из-за:

1)  разной концентрации солей и твердых веществ в водах, поступающих в океаны,

2)  вертикального перепада температуры,

3)  различия в скоростях испарения,

4)  образования льда и его таяния,

5)  различного количества осадков в различных районах океана,

6)  постоянных океанских и морских течений.

Эти факторы обуславливают локальные различия и в составе донных осадков.

Традиционно, при рассмотрении состава морской воды употребляется термин соленость — общий вес растворенных веществ в 1 кг морской воды. Соленость обычно принято выражать в граммах на килограмм (г/кг) морской воды или в частях на тысячу (промилле ‰). В открытом океане соленость колеблется в среднем около 35‰ (что равно 35 г. соли на 1 кг воды), поднимаясь до 40‰ в Красном море и Персидском заливе, где выпаривание интенсивно, а приток и осаждение незначительны. Соленость Черного моря 22 ед., Каспийского моря – 13 ед.

Однако во всех пробах морской воды соотношения основных ионов практически постоянны, поэтому определение одного компонента обеспечивает получение данных по другим.

Точные сведения относительно среднего состава морской воды были впервые получены Диттмаром, который в 1884 г. проделал тщательный анализ 77 проб воды. Эти пробы были отобраны с различных глубин всех океанов во время кругосветного путешествия корабля «Челенджер» в 1872-1876 гг. В анализах Диттмара были определены галоиды, сульфат-ион, магний, кальций и калий, а в ряде образцов было установлено хлор-бромное отношение и карбонат-ион. Натрий был рассчитан по разности сумм эквивалентов отрицательных и положительных ионов ввиду отсутствия удовлетворительного прямого метода определения. Работа Диттмара показала, что в относительном составе морской воды нет значительных региональных колебаний. Современные данные по составу основных компонентов морской воды приведены в таблице 3.14.

Таблица 3.14. Основные растворенные вещества морской воды
Ион Концентрация 

в ‰

Проценты
Cl 18,980 55,05
Вг 0,065 0,19
S042- 2,649 7,68
НСО3 0,140 0,41
F 0,001 0,00
Н3ВО3 0,026 0,07
Mg 1,272 3,69
Са 0,400 1,16
Sr 0,008 0,03
К 0,380 1,10
Na 10,556 30,61
Сумма 34,477 99,99

Однако в мор­ской воде обнаружено около семидесяти элементов. Очевидно, при­сутствуют и другие, которые не определены существующими анали­тическими методами. Следует учитывать, что для некоторых элементов кон­центрации изменяются от места к месту вследствие биологической деятельности. Часто эти флуктуации связаны с глубиной, на которой отбирается проба, поскольку биологическая деятельность наиболее интенсивна в поверхностных и близповерхностных водах. Так, в поверхностных слоях содержание кальция, возможно, несколько понижено вследствие захвата его организмами для построения своих скелетов.

Поскольку атмосфера и гидросфера находятся в контакте, существует определенное соотношение между количеством газов в растворе и их парциальным давлением в атмосфере. Поверхностные воды находятся в равновесии или близки к равновесию с кислородом воздуха. С глубиной его содержания постепенно убывают.

Азот, растворенный в морской воде, не вступает в химические реакции и, следовательно, его концентрация остается постоянной. Кислород, с другой стороны, играет активную роль в обмене веществ и в распаде органического вещества, поэтому его содержание варьирует от места к месту.

Привнос и вынос элементов в океане. Сравнение показывает, что по химической природе морская вода существенно отличается от речной:

—        в морской воде  Na > Mg > Ca,   Cl > SO4 > CO3 ,

—        в речной воде    Са > Na > Mg,     CO3 > SO4 > Cl.

Более 90% хлоридов речных вод попадают в реки из океана через атмосферу.

Состав морской воды регулируется не только привносом  растворенного материала при стоке вод суши, но, очевидно, и другими факторами. Среди них необходимо назвать подводные газовые и водяные струи (черные и белые курильщики) и подводные извержения лав. Вследствие адсорбции и ионного обмена с частицами осадков из раствора удаляются некоторые ионы. Другие вступают в реакцию с веществом  осадков и образуют новые минералы, например глауконит.

Своеобразно распределение таких биогенных элементов как N, P, концентрация которых тесно связана с периодами развития морской биоты. Содержания фосфора в воде, активно поглощаемого живыми организмами, минимально в верхних слоях океана, в зонах развития живого вещества и постепенно растет с глубиной. Кроме того, наблюдается периодичность изменения концентрации биогенных элементов в верхних горизонтах. В периоды расцвета жизни концентрация их в воде уменьшается, но после отмирания организмов – растет.

Океан является огромным мобильным резервуаром, регулирующим миграционные потоки элементов. Огромная масса воды, ее постоянное естественное перемешивание, достаточно быстрая кинетика создают благоприятные условия для поглощения и возвращения элементов и в атмосферу, и в литосферу. Наличие живого вещества существенно ускоряет целый ряд обменных процессов. Каждый литр океанической воды содержит всего 28 мг углерода. Но на всю массу океанической воды это составит 4.1014т. Это на два математических порядка (в 100 раз) больше, чем во всей атмосфере. Однако это не только соотношение масс. Через океан и его живое вещество углерод уходит из атмосферы в осадочные породы литосферы.

Подземные гидросферы. Гидрогеохимическая зональность. В 1900 г. С.Н. Никитин обратил внимание на рост минерализации с глубиной в Московском артезианском бассейне. Известны разные виды зональности: по площади и глубине, для грунтовых и напорных вод, для микрокомпонентов, микрофлоры и т.д. Наиболее общие закономерности характерны для вертикальной гидрохимической зональности анионной части подземных вод и общей минерализации в артезианских бассейнах.

Верхние горизонты в большинстве случаев содержат пресные гидрокарбонатные воды, которые с глубиной переходят в гидрокабонат-сульфатные. Постепенно растет концентрация хлора, уменьшается содержание гидрокарбонатов и растворы становятся хлоридными. Одновременно с глубиной растет общая минерализация. Общая тенденция такой зональности проявляется независимо от состава вмещающих пород.

Существуют различные объяснения механизмов ее формирования. К.В. Филатов связал ее с гравитационными явлениями, М.Г. Валяшко с захороненными хлоридными растворами, О.Я. Самойлов и Д.С. Соколов с гидратацией ионов и изменением теплового движения частиц. Однако эмпирически ясно одно: такая тенденция носит глобальный характер, и, независимо от проницаемости вмещающих пород, в геологическом масштабе времени между растворенными веществами может происходить химический обмен.

Возможно, направленная миграция анионов связана с общей тенденцией возрастания давления с глубиной и парциальными мольными объемами рассматриваемых ионов. Максимальный парциальный мольный объем`V° имеют гидрокарбонатные ионы (HCO3) V°= 22,9 см3/г-ион, наименьший – хлор-ион 17,8 см3/г-ион. Естественно, что в таком барическом поле гидрокарбонатные ионы будут стремиться в область низких давлений, а хлор-ион – высоких.

Сложнее с ионами серы. В нейтральных растворах доминирует ион сульфата (SО42-,`V°=14,0). Однако в некоторых количествах могут присутствовать ионы гидросульфата (HSО431,1 см3/г-ион), а в подземных водах, в отсутствии свободного кислорода, и более восстановленные формы этого элемента – НSО3 даже НS, которые быстро окисляются при отборе проб и идентифицируются в обычном гидрохимическом анализе как ионы сульфата. Между всеми этими ионами существуют подвижные равновесия. Их парциальные мольные объемы колеблются от +31.1 до -7,9 см3/г-ион (S2-). В результате средний мольный объем может оказаться между гидрокарбонатными и хлоридными ионами.

Эти данные показывают, что К.В. Филатов был в принципе прав, говоря о тенденции распределении ионов в соответствии с «ионной плотностью». Так или иначе, но сам эмпирический факт наличия вертикальной гидрохимической зональности говорит о многомерной организованности биосферы и наличии сложных механизмов миграции элементов и взаимосвязи между отдельными ее частями.

ГЛАВА 4. ОСНОВНЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ СТРУКТУРЫ ЗЕМНОЙ КОРЫ

Основы структурной геологии

Любой обособленный участок земной коры характеризуется целым рядом морфологических черт и по отношению к окружающей его среде и по своему внутреннему строению, обладает определенным характером залегания слагающих его горных пород — геологической структурой (лат. структура — строение).

Простейшей геологической структурой является пласт – слой однородной осадочной или туфогенной породы, ограниченный более или менее ровными поверхностями (рис.4.1).

 

Поверхности, отделяющие друг от друга различные пласты, называются плоскостями напластования. Верхняя плоскость напластования называется кровлей, а нижняя подошвой пласта. Верхняя и нижняя части пласта с прилегающей к ним породой называются соответственно висячим и лежачим боками пласта. Расстояние между плоскостями напластования составляет мощность пласта. Если мощность пласту уменьшается до нуля, говорят, что пласт выклинивается.

Положение пласта в пространстве определяется его элементами залегания: простиранием – направлением линии пересечения подошвы или кровли с горизонтальной плоскостью по отношению к странам света (угол β) и падением – направлением и величиной наклона слоя к горизонтальной плоскости (угол α). При горизонтальном залегании пласта угол α равен 00.

Несколько слоев объединенных условиями залегания или происхождения образуют пачку. Форма залегания пачки слоев характеризующаяся их наклоном в одну сторону носит название моноклиналь (рис.4.2).

Совпадение элементов залегания слоев горных пород расположенных рядом без перерыва в осадконакоплении называется согласным залеганием (рис.4.3а), наличие перерыва в осадконакоплении и различие в элементах залегания характеризуют несогласное залегание (рис.4.3б).

В результате динамических процессов, происходящих в земной коре, происходит нарушение первичного горизонтального залегания осадочных горных пород. Различают два крайних типа нарушений: пластическое (пликативное) и хрупкое (разрывное, дезъюнктивное).

При волнообразном изгибе слоев образуются флексуры и складки. Флексурой называется зигзагообразный изгиб слоев (рис.4.4).

В результате более интенсивных тектонических движений слои сминаются в складки (рис.4.5).

Основными элементами складок являются:

1) свод (замок) — примыкающая к линии перегиба пластов центральная часть антиклинальной складки;

2) крылья — расходящиеся от перегиба вниз (в случае  антиклинали) или вверх (в случае синклинали) боковые участки складки;

3) осевая плоскость — воображаемая плоскость,  делящая угол между крыльями складки пополам;

4) ось складки — линия пересечения  осевой  плоскости  с  поверхностью Земли;

5) шарнир — линия пересечения осевой плоскости с поверхностью любого из образующих складку пластов;

6) ядро — внутренняя часть складки, прилегающая к осевой поверхности, сложенная.

Если спроецировать очертания складки на горизонтальную плоскость, то они имеют в плане различную форму:

—        протяженные складки называются линейными;

—        укороченные (с отношением длины к ширине от 10 до 3) — брахиантиклиналями (греч. «брахис» — короткий) и брахисинклиналями;

—        складки округлой формы с примерно равновеликими осями называются куполами.

Основные типы складок показаны на рисунке.4.6.

Крупные, региональные (до десятков и сотен км) складчатые строения, осложненные серией более мелких синклиналей и антиклинарий называются соответственно синклинорий и антиклинорий (рис. 4.7).

Разрывные нарушения связаны с нарушением непрерывности пластов горных пород. Они сопровождаются образованием трещин без смещения разделенных ими блоков и разрывов (со смещением). Поверхность, вдоль  которой  происходит  разрыв и смещение одного участка земной коры относительно другого,  называется «плоскостью разрыва«. Смещения вдоль разрывов могут быть вертикальными, наклонными и горизонтальными.

Разрывные нарушения по характеру смещения слоев носят название сброс, при наклоне плоскости смещения в сторону опущенных пород, или взброс, при обратном соотношении (рис.4.8). Если горные породы смещены в горизонтальном направлении, то такое нарушение носит название сдвиг (рис.4.9).

Трещина, по которой происходит смещение называется сместителем. Разрывные нарушения типа взброса, возникающие при образовании наклонных складок, когда одна часть пород надвинута на другую, носит название надвиг (рис.4.9). В практике известны случаи, когда надвинутое крыло переместилось по пологой плоскости разрыва на расстояние до десятков километров. Такие пологие надвиги называются «шарьяжами» (фр.  «шарьяж» — перевозка).

В природе встречаются комбинации разрывных нарушений, образующие самостоятельные структуры: грабен (нем. «грабен» — ров), когда образуются впадины за счет опускания блока пород по системе сбросов, и горсты (нем. «горст» — возвышенность), когда участок коры приподнят по системе сбросов (рис. 4.10).

Крупные разрывные нарушения, распространяющиеся на большую глубину и имеющие значительную длину, называют глубинными разломами. Изучение глубокофокусных землетрясений по периферии Тихого океана показало,  что  наиболее  крупные  — сверхглубокие разломы прослеживаются в мантию Земли на глубину до 700 км.

На всех приведенных рисунках сместитель схематически отображен одной линей. В реалии он имеет значительно более сложное строение, которое выявляется при более детальном рассмотрении его строения в разном масштабе. На рисунке 4.11 показана такая деталировка.

В масштабе месторождения это обычно серия отдельных изогнутых линий, которые при деталировке часто распадаются на сери кулисообразных более мелких нарушений разной протяженности и мощности, внутреннее строение которых нередко обнаруживает серию отдельных, часто пересекающихся, жил и прожилков, что и показано на зарисовке забоя.

 

 

С другой стороны это только самые основные типы элементарных структур, которые отражаются на карте при геологическом картировании отдельных участков земной коры и служат основой для расшифровки тех динамических геологических процессов, происходивших в далеком прошлом. Они лежат в основе более крупных обобщений для более широких участков коры и для Земли в целом.

Крупнейшие геологические структуры

Крупнейшие геологические структуры земной коры — континенты и океанические впадины). Между ними существуют серьезные различия в строении  земной  коры  и подстилающей ее  верхней мантии:

—  под континентами толщина земной коры составляет 35-80 км, под океанским дном 5-10 км;

—  в разрезе земной коры континентов выделяются «осадочный«, «гранитный» и «базальтовый» слои;  под океанами «гранитный» слой отсутствует;

—  «астеносфера» — слой, в котором мантийное вещество находится пластичном состоянии, под материками залегает на глубине более 150 км, под океанами – 15-150 км.

Если выразить графически рельеф материков и дна океанов в качестве различных ступеней общего рельефа Земли, получится так называемая «гипсографическая кривая» (греч. «гипсос» — высота,  «графо» – пишу) земного шара (рис.4.12).

 

Геологические структуры континентов: платформы, подвижные пояса (эпиплатформенные орогены складчатые пояса, рифты) глубинные разломы (рис. 4.13.). Из ее анализа следует, что поднятие континентов над уровнем моря невелико по сравнению с глубинами океанов. На суше высоты менее 1000 м составляют 75% площади; средняя высота континентов над уровнем моря +870 м.

Океаническая кора и по строению, и по составу, и по мощности, и по возрасту, а так же по закономерностям развития  существенно отличается от материковой  (Табл. 4.1. — 4.3.).

Платформы (фр.  «плат» — плоский, «форм» — форма) характеризуются пологим рельефом и имеют двухъярусное строение (рис. 4.14.). Верхний структурный этажосадочный чехол перекрывает более древний, нижний структурный этажфундамент. Породы фундамента интенсивно метаморфизованы и смяты в складки. Платформы занимают огромные площади в миллионы квадратных километров и сложены континентальной корой мощностью 30 – 40 км. Литосфера в их пределах достигает мощности 150 – 200 км. Они характеризуются выровненным низменным или плоскогорным рельефом, небольшой скоростью тектонических движений, слабой сейсмичностью, пониженным тепловым потоком.

 

Таблица 4.1. Сравнительная характеристика земной коры континентального и океанического типов (составил Арешин А.В.)

Континентальная кора Океаническая кора
Мощность (толщина) 30 – 35 км, местами до 50 – 75 км До 10 – 15 км
Строение Состоит из трех слоев (сверху вниз): 

1.      осадочного – сложенного рыхлыми или литифицированными осадочными горными породами

2.      гранитного (гранитно-метаморфического) – состоящего из метаморфических горных пород, прорваных интрузиями различного состава, преимущественно гранитами. По своим физическим свойствам вещество этого слоя аналогично физическим свойствам гранита.

3.      базальтового (гранулито-базитового). По физическим свойствам вещество этого слоя соответствует базальту –вулканической горной породе, обедненной кремнеземом и обогащенной железом и марганцем. По данным бурения Кольской сверхглубокой скважины вещественный состав этого слоя не отличается от вещественного состава “гранитного”слоя

Состоит из трех слоев (сверху вниз): 

1.      осадочного – сложенного рыхлыми или литифицированными осадочными горными породами

2.      базальтового. По данным глубоководного бурения состоит из потоков и покровов застывшей базальтовой лавы с редким прослойками осадочных горных пород яшм или других силицитолитов или глубоководных известняков.

3.      Самостоятельного названия не имеет, а именуется просто “третий слой океанической земной коры”. Скважинами не вскрыт и прямыми наблюдениями не изучен. Судя по данным глубоководного драгирования и геофизическим исследованиям сложен измененными интрузивными горными породами ультраосновного состава.

Особен-ности Имеет “гранитный” слой. Обычны проявления складкообразования, складчатости и метаморфизма. Не имеет “гранитного” слоя. Сложена нескладчатыми породами. Проявления складчатости и регионального метаморфизма не известны.
Химический состав Относительно обогащена Si, Al, а так–же щелочными, редкоземельными и радиоактивными элементами. Относительно обогащена Fe, Mn, в то же время обеднена радиоактивными и редкоземельными элементами.
Плотность Относительно более легкая. Средняя плотность Относительно более тяжелая. Средняя плотность
Характер магнитного поля  

 

Преимущественно мозаичный

 

Преимущественно линейный, симметричный относительно оси серединно-океанического хребта

 

Возраст  

Очень древняя – 80% площади имеют возраст более 2,5 млрд. лет.

Относительно молодая. В современных океанах не известна земная кора с возрастом более 200 млн. лет. 90% площади имеют возраст моложе 60 млн. лет.

 

Осадочный чехол залегает на породах фундамента почти горизонтально  со значительным угловым несогласием. Породы чехла образуют крупные пологие поднятия и прогибы, осложненные антиклинальными и синклинальными складками.

 

Таблица 4.2. Сравнительная характеристика химического состава земной коры континентального и океанического типов (по С.В. Аплонову, 2001)

Окислы Содержание, %
Континентальная кора Океаническая кора
SiO2 60,2 48,6
TiO2 0,7 1,4
Al2O3 15,2 16,5
Fe2O3 2,3 2,3
FeO 3,8 6,8
MnO 0,1 0,2
MgO 3,1 6,8
CaO 5,5 12,3
Na2O 3,0 2,6
K2O 2,8 0,4

 

 

Рис. 4.13. Схема строения земной коры континентов и океанов

 

Области  платформ,  где складчатое основание относительно погружено и покрыто толщей (1—16 км) горизонтально залегающих или слабонарушенных осадочных пород называются плитами. Термин предложен Э. Зюссом в 1885. Они возникают на месте выровненных эрозией складчатых областей, погрузившихся под уровень моря. К плитам относится, в частности, Русская (до 16—18 км) и Туранская плиты. Последняя охватывает обширные территории Закаспия. В областях длительного пригибания земной коры, например в Прикаспийской низменности, мощность  платформенного чехла достигает 20 км.

В течение геологической истории Земли платформы многократно покрывались сравнительно  неглубокими морями. В периоды трансгрессий и регрессий в них создавались благоприятные условия для формирования месторождений фосфоритов, бокситов и других осадочных полезных ископаемых.  В широко распространенных на платформах болотах и озерах накапливались бурые железные руды и угли. Там, где фундамент не погружался под  уровень моря, осадочный чехол отсутствует, и породы фундамента в настоящее время выходят на земную поверхность. Такие участки платформ с одноярусным строением называются щитами. Возраст горных пород, слагающих щиты составляет от 1,5 до 4,0 млрд. лет. Эти породы возникли на больших глубинах в условиях высоких температур и давлений. На большинстве платформ площадь плит значительно превышает площадь щитов.

 

 

 

Рис 4.14. Основные элементы внутреннего строения платформы (по В. Е. Хаину). Где: 1. — фундамент, 2 — галечники (конгломераты), 3 — пески (песчаники), 4глины (аргилли­ты), 5 — карбонатные породы

 

В пределах платформ различают тектонические структуры более низкого порядка (антеклизы и синеклизы).

Антеклизы — это крупные пологие выпуклые тектонические структуры, осложненные сводами,  впадинами, валами и прогибами.

Синеклизы — подобны антеклизам по внутреннему строению, но в целом являются вогнутыми структурами. Своды — округлые или овальные в плане приподнятые структурные элементы. Они разделяются подобными по морфологии впадинами. Своды нередко осложняются валами — узкими и длинными цепочками антиклинальных поднятий, разделенных прогибами.

Зоны перикратонного опускания (по Е.В. Поплавскому)* — широкие зоны длиной до 1000 км, расположенные по краям платформы. Они имеют большую мощность осадочного чехла, которая увеличивается по мере удаления от центра платформы, и глубокопогруженный фундамент.

*Зоны перикратонных опусканий и передовые прогибы – это разные типы тектонических структур. Они возникают на разных этапах тектонического развития, характеризуются разными типами отложений, разной зональностью и никогда не существуют одновременно на одном и том же участке земной коры.

В основании наиболее крупных синеклиз находятся  авлакогены (греч. авлакон — борозда) — древние желеобразные тектонические впа­дины шириной от десятков до нескольких сотен километров, ограниченные субпараллельными глубинными разломами и протя­гивающиеся на многие сотни километров. Постоянное погруже­ние способствовало накоплению в них осадочных пород боль­шей мощности. Залегание пород сложное, нередко складчатое. Это зоны повышенной и длительной тектонической активности.

Часто склоны синеклиз и антеклиз осложнены структурами более низких порядков – валами, впадинами и т.д.

Массивы (выступы) — крутые платфор­менные структуры, перекрытые маломощным осадоч­ным чехлом. От щитов они отличаются значительно меньшими размерами и более развитым осадочным чехлом.

К более мелким структурам чехла отно­сятся гряды, своды, валы и зоны поднятий.

Гряды — представляют линейные структуры значительных раз­меров горстового типа, перекрытые маломощным чех­лом;

Своды — крупные округлые положительные структуры чехла, мощностью около 2 км;

Валы — значительные по раз­мерам, вытянутые структуры осадочного чехла, объе­диняющие несколько блоковых структур, меньших по протяженности (Окско-Цнинский вал и др.

Впадины представляют собой круп­ные изометрические платформенные структуры. Вытя­нутые аналоги впадин представляют собой прогибы. Среди структур меньших размеров различают монокли­нали, флексурно-разрывные зоны, уступы и др.

Одна из главных причин, вызываю­щих осложнения в осадочном чехле платформ — это долгоживущие глубинные разломы, рассекающие жесткий кристаллический фундамент. Крылья разломов испытывают разнонаправленные перемещения, которые сказывают­ся на перекрывающих их осадочных образованиях: возникают условия для формирования плит, антеклиз, синеклиз и других структур.

Платформы в большей части граничат со складча­тыми системами через передовые прогибы. На некото­рых территориях наблюдается надвиг складчатых струк­тур орогенов на передовые прогибы.

Передовые прогибы – это зоны глубоких опусканий фундамента на платформах вблизи со складчатыми горными сооружениями. Для них характерна значительная мощность преимущественно обломочных отложений, возникших в результате разрушения близлежащего горного сооружения  на этапе его орогенного поднятия.

 

Табл. 4.3. Cравнительная характеристика платформ и складчатых поясов

(по Тарасову Б.Г. и  Пирогову И.А. 2001. С изменениями)

Характеристика 

Структуры

Платформа Складчатый пояс
Положение на континенте Центральное Окраинное, реже внутриконтинентальное
Очертания Изометричные Вытянутые
Рельеф Равнинный или слаборасчлененный На ранних стадиях развития – подводный сильнорасчлененный; 

на поздних – горный

Размер Площадь – миллионы км2 Протяженность – тысячи км, ширина – сотни км.
Интенсивность тектонических движений Слабая Высокая
Характер тектонических движений Медленные волнообразные колебательные движения (вверх–вниз), обычно охватывающие только отдельные части платформы. 

 

Контрастный. 

Сначала – движения низходящие (в условиях растяжения земной коры) – вплоть до разрыва последней. Образование глубоководного прогиба, затем – резкое воздымание в условиях сжатия земной коры.

Амплитуда вертикальных перемещений Обычно до 1 км. До 20 км.
Раздробленность земной коры Слабая – разрывы редки. Интенсивная – густая сеть тектонических разрывов
Сейсмичность Слабая за исключением участков глубинных разломов Высокая
Магматизм и вулканизм В целом – не характерен, но иногда имеются проявления по крупным разломам Развиты широко
Интрузии гранитов В осадочном чехле проявления отсутствуют Характерны
Проявления регионального метаморфизма В пределах пород осадочного чехла не проявляется Характерны для внутренних частей структуры.
Мощность осадочных пород Малая – до 0,5 – 2 км, но на отдельных участках погружений – значительная Большая (до 20 и более км)
Залегание осадочных пород Горизонтальное или очень пологое. Имеются одиночные пологие складки, купола, валы и прогибы. Складчатое, сильно дислоцированное
Общие черты геологического строения Земная кора континентального типа с отчетливо выраженным гранитным слоем земной коры

 

Главными структурными элементами кристаллического фундамен­та являются гранит-зеленокаменные области, зеленокаменные и гранулито-гнейсовые пояса, гранитогнейсовые купола.

Зеленокаменные пояса представляют собой специфические ранне-докембрлйские структуры, сложенные относительно слабо метаморфизованными (не выше амфиболитовой фации), преимущественно вулка­ногенными толщами с преобладанием пород основного состава, превращенных в кристаллические сланцы и амфиболиты. Свое назва­ние эти структуры получили в связи с широким распространением в них зеленокаменно измененных вулканитов.

В настоящее время зеленокаменные пояса установлены на всех кон­тинентах. В плане они характеризуются линейными или более слож­ными, извилистыми очертаниями. В поперечном сечении большинство из них осложнено разломами и склад­ками, ориентированными в основном параллельно оси структур. Про­тяженность поясов составляет несколько десятков — тысячи километ­ров, а ширина — от нескольких километров до нескольких сотен километров. Мощность слагающих их осадочно-вулканогенных толщ может достигать 10-15 км.

Зеленокаменные пояса периодически зарождались на протяжении всего раннего докембрия, в течение которого сменилось несколько их генераций. В современной структуре фундамента древних платформ они занимают различное тектоническое положение.

Гранитогнейсовые купола представляют собой овальные или ок­руглые в плане тела 100-150 км в поперечнике, сложенные мигматизированными (mígmatos — смешение, смесь — результат частичного плавления) гранитами и гнейсами.

Общий структурный план гранит-зеленокаменных областей опре­деляется преобладанием гранитогнейсовых куполов, разделенных зеленокаменными поясами, которые, занимая межкупольное положение и структурно подчиняясь их контурам, отличаются сложной морфологией

Орогены (греч. «орос» — гора, «генезис» — происхождение) — горно-складчатые области, образующиеся при сравнительно слабом или косом сжатии, при котором формируются крупные сдвиги в сочетании с зонами локального растяжения. К орогенам приурочена большая часть вулканов. Здесь часты землетрясения. Горно-складчатые пояса имеют различный возраст. В течение длительного  периода  времени они разрушаются под воздействием выветривания и эрозии, и превращаются в молодые платформы.

Кольцевые структуры. При интерпретации космических снимков на континентах обнаружены кольцевые структуры, связанные с кальдерами, трубками взрыва и метеоритными кратерами (Рис. 4.15).

Кальдера (исп. caldera, буквально — большой котёл), обширные овальные или круглые котловины вулканического происхождения с крутыми, часто ступенчатыми склонами могут достигать 10—20 км в поперечнике и нескольких сот м в глубину. Различают взрывные кальдеры, образующиеся при мощных взрывах газов, вырывающихся из жерла вулканов, и обрушения, возникающие при оседании по кольцевым разломам кровли подземного вулканического очага вследствие выброса из него материала при вулканических извержениях. Шире распространены К. второго типа; они же достигают и наибольших размеров.

 

Рис. 4.15. Кольцевая структура.

Трубка взрыва – вертикальный, расширяющийся кверху трубообразный канал, диаметром до 1500 м, образующийся при взрывном внедрении эндогенного материала вынесенног с больших глубин, где под высоким давлением создавались алмаз и пироп.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Рис. 4.16. Астроблемы России

 

Размер этих трубок изменяется от нескольких м2 до тысяч м2. С глубиной сечение трубок уменьшается, и они переходят в маломощные дайки. Известно свыше 1500 тел трубок взрыва, из них только 8—10% алмазоносны.

Метеоритные кратеры (астроблемы) (греч. «астрон» — звезда,  «блема» — рана) образовались в результате столкновения астероидов и их осколков с Землей (рис.4.15). На Земле известно более 200 астроблем. Треть из них находится в Северной Америке и четверть в Европе (Рис. 4.16.).

При столкновении метеорита с Землей возникает ударная волна. Она дробит горные породы. Подсчитано, что при образовании кратера диаметром 30-80 км энергия метеоритного удара сопоставима с энергией катастрофических землетрясений. Но в отличие от них при ударе метеорита вся энергия выделяется мгновенно, за время в 10 тыс. раз более короткое. Согласно расчетам, в момент соударения с Землей возникает давление до 10 млн. атмосфер. Почти половина высвобождающейся энергии превращается в тепло. Температура в месте падения метеорита превышает 10 тыс.°С.

Возникают  новые  минералы,  которые  не  могут появиться на Земле при обычных условиях. В результате горные породы оплавляются и частично  испаряются (рис. 4.17.).

 

Рис. 4.17. Схема распространения реликтов покрова выбросов

Болтышской импактной структуры.

Основные геологические структуры океанов. В середине ХХ в. с помощью  эхолотов, автоматически измерявших глубину океанического дна, была составлена подробная карта его рельефа. На дне океанов выделяются:

—  пологая материковая отмель (шельф англ. — отмель), — до глубин 200 м;

—  крутой континентальный склон — до глубин 2500 м;

—  океаническое ложе (ср. 4420 м);

—  узкие глубоководные желоба;

—  срединно-океанические хребты и

—  островные дуги – цепи островов или подводных возвышенностей.

Шельф, материковая отмель, выровненная часть подводной окраины материка, примыкающая к суше и характеризующаяся общим с ней геологическим строением. Среди подводных окраин материков выделяют два типа: пассивный (атлантический) и активный (тихоокеанский).

Первый представляет собой как бы продолжение континента ниже уровня моря, и может распространяться без резких перепадов рельефа на сотни км от береговой линии. Второй характеризуется более сложным переходом от континента к океану с глубокими котловинами, островными дугами и глубоководными желобами, отличаются тектонической и вулканической активностью.

Континентальный склон располагается за внешней бровкой шельфа после резкого перегиба на глубине 100 – 200 м, и представляет собой неширокий крутой склон. Характерной чертой континентального склона являются подземные каньоны – V образные долины шириной от 1 до 10 — 15 км. Длина каньонов десятки и сотни км.

Ложе океанов представлено почти гладкими равнинами, занимающими около 76% площади Мирового океана. Они осложнены возвышенностями, валами и горными хребтами. Высота последних изменяется от первых сотен до нескольких тысяч метров.

Местами и над водной поверхностью океанов выступают островками отдельные конусообразные вершины или цепочки таких гор. Наиболее высокими из них являются Азорские острова в Северной Атлантике. Высота их составляет 2,5 км относительно водной поверхности и около 9 км относительно дна океана.

Срединно-океанические хребты крупнейшие формы рельефа дна мирового океана, образующие единую систему горных сооружений протяжённостью свыше 60 тыс. км, с относительными высотами 2—3 тыс. м и шириной 250—450 км (на отдельных участках до 1000 км). Морфологически представляют собой линейно ориентированные поднятия земной коры, с сильно расчленёнными гребнями и склонами; в Тихом и Северном Ледовитом океанах срединно-океанические хребты расположены в краевых частях океанов, в Атлантическом — посередине.

С осевой зоной срединно-океанических хребтов связаны рифты (англ. «рифт» — расселина, ущелье), возникающие вследствие растяжения земной коры проходят через весь океан. В рифтах и зонах поперечных разломов обнажаются базальты, слагающие океаническую земную кору, а также ультраосновные породы (гарцбургиты, луниты, серпентиниты). С разломами связаны большая сейсмичность и повышенные значения идущего из недр Земли теплового потока; местами проявляется вулканизм и гидротермальные образования (черные и белые курильщики).

Глубоководный желоб — глубокое понижение дна океана в переходной зоне между материком и океаном: вытянутое на несколько тысяч километров при ширине до нескольких десятков километров, с крутыми склонами и (обычно) плоским и узким дном.

Обычно глубоководные желоба расположены с океанической стороны островной дуги, повторяя ее изгиб; или вдоль подводного подножия горных цепей, идущих параллельно берегу. Вблизи глубоководных желобов наблюдается высокая сейсмичность. Наибольшую глубину имеет Марианский желоб в Тихом океане.

Островные дуги — молодые горные цепи, свойственные зонам перехода от континента к океану близ окраин материков. Островные дуги частично выступают над уровнем океана в виде гористых островов и вулканов. Для островных дуг характерны вулканизм и высокая сейсмичность. В плане островные дуги имеют характерную форму гирлянд и отделяют котловины окраинных морей от окаймляющих их глубоководных желобов.

ГЛАВА 5. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ЛЕТОСЧИСЛЕНИЕ

И ГЕОХИМИЯ ИЗОТОПОВ

 

Геология – наука историческая. С момента своего возникновения Земля прошла необратимый путь развития и приобрела современную сложную геологическую структуру. Восстановить основные этапы эволюции Земли ученым удалось с помощью специальных геологических, физических и химических методов изучения ее каменной летописи.

Геологическая история запечатлена в горных породах и содержащихся в них окаменелостях. По мере изучения горных пород, последовательности их напластования и характерных для различных слоев комплексов ископаемых животных и растительных организмов ученые приходили к выводу о значительной длительности геологической истории Земли. Стало очевидным, что горные породы, слагающие земную кору, образовались в определенной последовательности.

Читать летопись Земли, сохранившуюся в камне, ученые учились постепенно. Еще в 17 веке датский натуралист Н. Стенон (1638-1687) высказал основной стратиграфический постулат: всякий слой отложился после того, на котором он залегает, и ранее того, который его покрывает. Этот принцип послужил началом построения стратиграфические шкалы (шкалы последовательности напластования горных пород).

Стратиграфическая шкала

Стратиграфия (лат. «стратум» — слой, греч. «графо» — пишу) — наука, изучающая последовательность формирования горных пород и периодизацию геологической истории, метод определения относительного возраста горных пород.

Одну из первых таких шкал по материалам Саксонии создал немецкий геолог А.Г.Вернер (1749-1817), считавший, что в каждую эпоху на земном шаре образовывались горные породы определенного состава. Опираясь на этот принцип, Вернер подразделил все породы на:

v «первозданные«;

v «переходные«, «слоистые» и «наносные» формации — более молодые. Каждая из них характеризовалась различным минеральным составом.

Затем стратиграфический метод дополнился данными палеонтологии.

Палеонтологический (и биостратиграфический) метод (греч. “палайос” — древний, “онтос” — сущее, “логос” — учение) — науки о населявших некогда Землю животных и растениях. В большинстве осадочных пород содержатся «законсервированные» остатки животных и растительных организмов соответствующего времени, превратившиеся в окаменелости.

В 1799 г. англичанин У.Смит (1769-1839) обратил внимание на то, что в некоторых далеко отстоящих друг от друга пластах горных пород содержатся одинаковые окаменелости. Это натолкнуло Смита на мысль, что слои с одинаковыми окаменелостями являются одновозрастными. Так возник биостратиграфический метод установления относительного возраста и последовательности залегания пластов осадочных горных пород. Он совершили подлинную революцию в стратиграфии.

Стратиграфическая шкала — это графическое изображение последовательности напластования геологических образований в конкретном районе или в целом по земному шару. Опираясь на результаты палеонтологических исследований и принцип Смита, геологи подразделили всю толщу осадочных слоев земной коры на ряд естественных серий. Каждой из них соответствует свой определенный комплекс ископаемых окаменелостей. Это позволило разработать стратиграфические шкалы, основанные на эволюции органического мира и выделении естественных этапов развития Земли. Стратиграфические подразделения являются вещественным выражением отрезка относительного геологического времени, и каждому из них соответствует эквивалентное ему геохронологическое подразделение.

Стратиграфическая шкала разрабатывалась как шкала относительной последовательности геологических событий. В подразделениях объем их (продолжительность во времени) различен. Различают общую для зависимости от значимости события, которое представляют стратиграфические всего земного шара, региональные и локальные (местные) стратиграфические шкалы.

Общая для всего земного шара стратиграфическая шкала была разработана в 1881 г., она совместила стратиграфическую и геохронологическую (греч. «ге«- земля, «хронос» — время) шкалы. В этой шкале, опиравшейся на этапы развития органического мира, история Земли подразделялась на 4 эры, названия которых отражают состояние развития органического мира на Земле во время формирования отложений соответствующей группы:

1)   архейская (или археозойская) (греч. «архэос» — изначальный, «зоэ» — жизнь),

2)   палеозойская (греч. «палайос» — древний),

3)   мезозойская (греч. «мезос» — средний)

4)   кайнозойская (греч. «кайнос»-новый) эры.

В 1887 г. из состава архейской эры была выделена протерозойская (греч. «протерос» — первичный) – эра первичной жизни.

В настоящее время в разрезе земной коры выделяются пять групп: архейская (археозойская), протерозойская, палеозойская, мезозойская и кайнозойская группы. Их названия отражают представления о состоянии развития  органического  мира на Земле во время формирования отложений соответствующей группы.

Эры стали подразделяться  на «периоды» и т. д. (табл. 5.1).

 

Таблица 5.1.Шкала стратиграфических и геохронологических подразделений
Стратиграфические подразделения Геохронологические подразделения
Группа Эра
Система Период
Серия (отдел) Эпоха
Ярус Век
Зона Фаза

 

Стратиграфическим эквивалентом эры является «группа». Группы подразделяются на системы. А системы,  в свою очередь, состоят из серий (отделов), ярусов и зон.

Геохронологическая шкала

Ученые не сразу научились определять астрономический (в годах, столетиях и.т.д.) возраст горных пород и длительность подразделений стратиграфической шкалы. Здесь на помощь геологам пришли радиологические методы. Они позволяют устанавливать возраст горных пород  в абсолютных  единицах  времени — тысячах и миллионах лет.

Геохронологическая шкала (греч. ге – земля, хронос — время) — шкала геологического времени, создавалась параллельно со стратиграфической шкалой.  Первоначально она указывала не астрономическое время (в годах), а лишь относительную последовательность и соподчиненность во времени геологических событий, выделенных по данным эволюции органического мира. Подразделения геохронологической шкалы соответствуют определенным подразделениям стратиграфической шкалы. Так, группы горных пород образовались в течение одной эры; системы — в течение периода и т. д.

Время в годах (астрономическое время) было введено в геохронологическую шкалу после появления радиологического исчисления возраста конкретных геологических образований.

Эта геологическая летопись позволяет установить примерное время появления на Земле различных групп растений и животных. По сравнению с возрастом Земли вся эволюция жизни на нашей планете заняла относительно небольшой промежуток времени. Каменная летопись содержит также ценные сведения о климатических условиях различных эпох и о распределении по земному шару суши и моря (рис. 8.1.).

Радиологические методы

Радиологические методы основаны на использовании явления самопроизвольного распада радиоактивных элементов — урана, тория, рубидия, углерода, калия и др. Радиоактивные изотопы не только распадаются сами, и, следовательно, их содержание в геологических телах не остается постоянным, уменьшается во времени, но и порождают ядра новых (дочерних) элементов, количество которых во времени растет. В закрытой системе все они остаются в одном теле и их соотношение, учитывая постоянство скорости распада, позволяет надежно рассчитать время образования данного геологического тела (время закрытия системы). На этом основаны методы определения радиологического возраста, называемого часто абсолютным, что не точно. В данной системе за 0 принимается текущий момент.

В геохимии в настоящее время для определения геологического возраста используются следующие пары материнских и дочерних элементов:

238U→206Pb 87Rb→87Sr
235U→207Pb 147Sm→144Nd
232Th→208Pb 187Re→187Os
40K→40Ar 176Lu→176Hf

 

На основании законов радиоактивного распада можно написать соотношение между числом атомов материнского нуклида (М) и образующегося из него дочернего изотопа (D):    D = M(eλt – 1)

Это уравнение является основным для исчисления радиогенных нуклидов по величине константы распада (λ) за время (t). Если известны количества материнского и дочернего нуклидов и константа распада, то можно вычислить то время, за которое накопились эти дочерние продукты. Для этого необходимы два основных условия:

1.    Минерал в течение всей своей истории должен быть закрытой системой для D и M, в нем не должно происходить ни выноса, ни привноса как дочерних так и материнских атомов.

 

 

Рис. 5.1. Время появления на Земле различных групп растений и животных.

2.    В момент кристаллизации минерал не содержал атомов дочернего нуклида, т.е. все обнаруженные в нем атомы D образовались в результате распада атомов типа M и являются радиогенными

Наибольшее распространение для датирования геологических объектов имеют уран – свинцовый и калий — аргоновый методы.

Свинец имеет четыре изотопа 204Pb, 206Pb, 207Pb, 208Pb. Первый из них не радиогенный, а потому сохраняющий свое содержание, но не распределение, в земной коре. Три остальные представляют собой конечные члены рядов радиоактивного распада 238U, 235U, 232Th c периодами распада 4,5 млрд. лет, 0,7 млрд. лет и 14 млрд. лет, соответственно. На рисунке 5.2. приведены вариации изотопного состава свинцов, как функция времени.

Значения для радиогенных свинцов нормированы по стабильному изотопу 204Pb. Кривые показывают накопление разных изотопов свинца во времени.

 

 

Если система остается закрытой все время существования природного объекта (не испытывает ни привноса, ни выноса урана и свинца), по четырем изотопам свинца можно определить возраст ее образования. В этом случае все три радиогенных изотопа дают одинаковые возрастные значения. Цифры возраста, полученные по отношениям 207Pb/235U и 206Pb/238U должны ложиться на кривую, называемую конкордия. Однако, во многих случаях результаты, полученные по разным изотопам, несколько различаются между собой (дискордантны). В этих случаях применяют специальные методы корректировки полученных данных.

Калийаргоновый метод определения абсолютного возраста горных пород  основан на распаде широко распространенного в природе изотопа калия с атомной массой  40 (40К). Около 12%  указанного изотопа калия в процессе радиоактивного распада переходит в аргон с тем же атомным весом (40Ar), который остается внутри кристаллической решетки минерала. Определяется соотношение в калиевых минералах изотопов аргона и  калия  с атомным весом 40 (40Ar/40К).

Каждый метод, естественно, имеет определенные рамки точности, т.е. определенный доверительный интервал. В последнее для датировок время геологических объектов начинает использоваться все боле широкий спектр радиоактивных элементов. Существенную помощь в расшифровке геологических процессов оказывают и стабильные изотопы.

Благодаря внедрению в геологию радиологических методов, удалось выявить продолжительность геологической истории Земли, каждой ее эры, периода и т.д. Геологическая история из относительной последовательности (раньше позже) перешла в историю временную.

Более того, в геологии появилось понятие интенсивность, которое подразумевает результат какого-либо процесса в единицу времени.

Геохимия изотопов в историко-геологических исследованиях

Углистые Хондриты, алмазы, карбонаты

Изучение рядов распада радиоактивных элементов привело к открытию изотопов. Название «изотоп» было предложено в 1912 английским радиохимиком Фредериком Содди, который образовал его из двух греческих слов: isos – одинаковый и topos – место. Геохимия изотопов открыла новые страницы истории элементов земной коры (рис.5.3). Многие закономерности, которые раньше строились на основе косвенных признаков, получили точные обоснования с мерой и числом.

пород

Наряду с радиоактивными изотопами, распадающимися в результате естественных ядерных процессов, были обнаружены и стабильные, не изменяющиеся за все время существования нашей планеты.

Рассмотрим вариации соотношений некоторых стабильных изотопов, наиболее важных в геохимическом отношении (углерод, кислород и сера).

Углерод. Изотопный состав углерода природных объектов определяется присутствием двух стабильных изотопов — 12С и 13С — и ничтожно малых количеств С14, являющегося радиоактивным с периодом полураспада 5730 лет. Соотношение 12C/13C варьирует в природных объектах от 88 до 91.

Какие же вариации С13 существуют в природе, и какие про­цессы ответственны за происходящее разделение изотопов? Значения 13С морских известняков варьирует от + 4,5 до -5,1‰.

Доломиты имеют несколько более тяжелый углерод по сравнению с обычными кальцитами. Все остальные значения, в том числе и метеоритные, лежат правее, в отрицательной области. Это связано с тем, что живые организмы активно дифференцируют изотопы углерода, используя для построения своих скелетов более тяжелый изотоп 13С, а для мягких тканей легкий 12С.

Процесс разделения изотопов начинается с фотосинтеза, который приводит к заметному обогащению органического вещества легким углеродом 12С. Самые низкие величины дает природный газ (до -105‰.). Причиной такого изотопного состава углерода метана в газах является еще один процесс, широко распространенный в земной ко­ре. Это микробиологическое фракционирование изотопов угле­рода, метаболизм бактерий, приводящих к образованию исключи­тельно легкого метана.

Однако с увеличением температуры в земных недрах между метаном, освобождающимся при метаморфизме органического вещества, и углекисло­той, выделяющейся при разложении карбонатов, протекает обменная реакция; причем, чем выше температура, тем больше будут выравниваться содержания изотопов в обоих сое­динениях, т. е. тем меньше метан будет обогащаться изотопом 12С. Наглядное доказательство этому дает рисунок 5.4, где показана распространенность 13С в метане на различной глубине. На основе изложенного можно сделать вывод, что фракциони­рование углерода в Земле вне зависимости от характера его первич­ного изотопного состава обусловлено главным образом биогенными явлениями.

Механизм распределения изотопов углерода настолько тонок и неповторим, что в составе любого организма могут наблю­даться различные смеси изотопов углерода в разных его органах, которые не могут быть искажены посторонними процессами.

 

Таблица 5.2.Распространенность изотопов кислорода.

16О 99,759
17О 0,0371
18О 0,2039

Кислород представлен в природе тремя изотопами. Данные об их распространенности приведены в табл. 5.2. Изотоп 18О образует максимально устойчивую замкнутую ядерную систему (Z=N=8). Согласно теории ядерного синтеза, кислород возник в результате гелиевого сгорания по схеме:

12С + 4Не = 16О

Практически изучено отношение 18О/16О, которое в природных объектах изменяется на 10% — от 1/475 до 1/525. При сравнении измерений изотопного состава кисло­рода пользуются величиной d 18О ‰. За стандарт принято среднее соотношение 18О/16О в океанической воде. Величина 10% указы­вает, что газ содержит на 1‰ больше 18О чем стандарт.

Г.Юри в 1947 г впервые указал, что вариации изотопного состава кислорода в земных объектах (горных породах, воде) определяются в первую очередь тем­пературой, при которой протекает тот или иной процесс, а следовательно могут быть использованы в качестве геологического термометра. Распределение изотопов кислорода между кислородсодержащими компонентами системы характеризуется константой равновесия (К), которая находится в обратной зависимости от температуры.

Так, например, известно, что реакция, приводящая к утяже­лению углекислоты (росту отношения 18O/16О) при 250С опреде­ляется величиной К = 1,0407:

С16О2 + Н218О ↔ С18О2 + Н216О

Чем ниже температура, тем интенсивнее будет фракционирование, и наоборот, чем выше температура, тем меньше различие в изо­топном составе продуктов реакции. При очень высоких темпера­турах фракционирование настолько незначительно, что не фикси­руется современными методами изотопного анализа.

В настоящее время допускается, что минерал, образовавшийся при некоторой температуре, является закрытой системой и не обменивает изотопы до того момента, пока не утратит свойственную ему кристаллическую структуру.

Это послужило основанием для палеотермометрии, основанной на том, что, полагая неизменным изотопный состав кислорода океа­на за последние 500 млн. лет, содержание d 18O в карбонатах ске­летов различных моллюсков рас­сматривалось как функция температуры древнего моря, в котором происходил их рост. Таким образом, была рассчитана, например, температура мелового моря Русской платформы, которое имело среднюю годовую температуру, варьирующую от 14 до 18 0С. Были также проведены послойные определения температур по величине d 18О в рострах белемнитов, свидетельствовавших о том, что начало их жизни относилось к летним месяцам с температурами около 28°С, а в дальнейшем, по мере роста организма, белемниты переселялись на большие глубины, где годовые температуры коле­бались от 14 до 180С.

Г.Юри вычислил константы равновесия реакций изотопного об­мена в зависимости от температуры для различных пар соединении. При этом было установле­но, что распределение изотопов между минералами может происхо­дить при температурах менее 1200 -13000С. Методы кислородной геотермометрии дают хорошие результаты, если установлена пара, в которой происходил изотопный обмен, что, к сожалению, известно далеко не всегда.

На рисунке 5.5. показано распределение изотопов кислорода между различными земными объектами.

Максимальны различия значений 18O между атмосферной влагой и осадочными породами. Это показывает, что фракционирование изотопов наиболее интенсивно идет в поверхностных условиях. С повышением температуры эффект изотопного обмена нивелируется.

Ультраосновные породы характеризуются изотопным составом кислорода близким к метеоритному. Граниты повторяют изотопно-кислородные соотношения метаморфических пород, которые в свою очередь наследуют эти характеристики материнских осадочных пород. Эти отношения подтверждают вывод В.И. Вернадского, отметившего задолго до появления изотопного анализа, что граниты несут следы «былых биосфер».

Сера имеет четыре изотопа (табл. 5.3.), из которых наиболее распространены два – 34S и 32S. Сдвиги отношений между ними могут быть выражены через S34, которое будет иметь знак «плюс» в случае возрастания отношения S34/S32 по сравнению с принимаемым началом координат и знак «минус» — при его убывании (рис. 5.6).

 

Таблица 5.3.Распространенность изотопов серы
32S 95,1
33S 0,47
34S 4,2
35S 0,02

За нулевой отсчет принимается соотношение изотопов в троилите метеорита Каньон Диаболо.

Близкие значения обнаруживаются в сере колчеданных месторождений Урала и породах основного состава. Исследование различных реакций окисления и восстановления серы позволило сделать вывод, что каждая из них может вызы­вать определенный изотопный обмен, выражающийся в изотопном сдвиге. При этом с повышением температуры этот эффект снижается и при 1000°С исчезает совсем.

Очень распространенные в природе процессы вос­становления сульфата при воздействии на него органического ве­щества, привели к четкому разделению серы земной коры на две группы — серу биогенных сульфидов и газов, обогащенную изотопом S32, и серу сульфатов, содержащую максимальное количество S34.

Наибольшее отклонение в положительную сторону дают океанические осадки (+20 d S34%0), что связано с активной бактериальной восстановительной деятельностью. Осадочные песчаники, сланцы, известняки, не содержащие органических веществ, дают отклонение в противоположную сторону (-10 ÷ -14 d S34%0). Генеральная выборка по осадочным месторождениям дает два максимума в области положительных и отрицательных значений d S34%0.

Особый интерес геохимия изотопов серы вызывает при решении вопросов генезиса рудных месторождений. Наблюдающееся здесь раздвоение изотопных отношений серы объясняется тем, за счет какой серы (тяжелой или легкой) происходит образование сульфидных минералов в разных группах месторождений. Здесь необходим специальный анализ конкретных ситуаций с учетом истории геологического развития данной территории.

Космогенные радионуклиды составляют ничтожную долю в общей сумме радионуклидов Земли. Все они сравнительно короткоживущие и присутствуют в земном веществе лишь благодаря постоянно идущим ядерным реакциям, вызываемым космическим облучением нашей планеты. Большинство из них образуется в атмосфере, и затем обменивается с другими резервуарами.

В океанических осадках аккумулируется основная часть 10Be, 26 Al, 32Si. В водных резервуарах сосредотачивается львиная доля 3Н и 14С. Отсюда они поглощаются живым веществом, вступая в биогеохимический цикл до своего распада. С момента прекращения обмена с атмосферным резервуаром количество изотопа меняется строго в соответствии с константой распада.

Основные условия применения космогенных радионуклидов для определения временных характеристик геологических про­цессов следующие:

1. Интенсивность космического излучения и, как следствие, концентрация радионуклида оставались практически постоянной в течение интервала времени, охватываемого соответствующим методом.

2. Время обмена радионуклида между атмосферными земны­ми резервуарами должно быть постоянно и значительно меньше его периода полураспада.

3. С момента выхода из равновесного обменного цикла изо­топный состав образца изменялся только в результате радиоак­тивного распада, т. е. система была закрыта относительно исследуемого радионуклида.

При выборе радионуклида в качестве трассера необходимо учитывать, чтобы его период полураспада был соизмерим с вре­менной шкалой обмена исследуемого процесса. Например, сред­нее время кругооборота глубинных зон океанической воды по­рядка 1000 лет. Следовательно, для изучения циркуляции воды в океане мы должны использовать 14С (Т1/2 = 5730 лет). Но мы не можем использовать 36Сl (300 000 лет), так как он слишком долгоживущий, и 3Н, так как он слишком короткоживущий по срав­нению с процессами циркуляции.

Необходимо также учитывать химические соединения, в со­ставе которых поступает космогенный радионуклид. Например, 3Н, 36Сl, 14С находятся в морской воде в растворенном состоянии (1Н3НО, 36Сl, 14СO2 и др.). Именно эти радионуклиды могут слу­жить трассерами воды либо выпадающих из нее солей (карбона­тов, хлоридов). 32Si, 10Be поступают с аэрозольными частицами и входят в состав взвеси, нерастворимой в морской воде, поэтому они более удобны в качестве трассеров накопления глубоководных осадков.

Области применения космогенных радионуклидов достаточно разнообразны. Наибольшее распространение эти методы получили в геохимических, археологических и экологических исследованиях. В последнем направлении, после появления техногенных радиоизотопов, значительно расширился спектр радиогенных изотопов, маркирующих процессы их миграции, рассеяния и концентрации. В сферу изучения вошли 90Sr, 137Cs, 121I, 141Ce, 60Со и др.

Изотоп углерода 14С — чрезвычайно мало распространенный (период полураспада 5730 лет, равновесное количество на Земле 7,5.107 т), образуется в результате космического облучения преимущественно в верхних слоях атмосферы. Поглощение биосферой происходит в процессах фотосинтеза. Среднее содержание космогенного 14С в обменном углероде биосферы равно 1,07.10-10%, а удельная активность составляет 13-17 распадов в минуту на 1 г. углерода. После прекращения углеродного обмена поглощенное количество радиогенного углерода начинает уменьшаться. Примерно через 60 тыс. лет остается около 0,1% его первоначального количества. Это определяет верхний предел возможности радиоуглеродного датирования, который не превышает 60 тыс.лет. Практически предел возможного использования метода ограничивается пятикратным значением периода полураспада. Для углерода это 30 тыс. лет.

Радиоуглеродный метод широко применяется в геологии, гид­рогеологии, океанологии, археологии для датирования событий позднечетвертичного времени.

Приведем отдельные примеры его использования.

1.      Изучение изотопного состава донных илов Черного моря в согласии с геологическими и биологическими наблюде­ниями показало, что сероводородное заражение моря началось после того, как произошел прорыв морских вод из Босфора. В воде, богатой сульфатами, при отсутствии достаточного вертикального перемешивания развился процесс биогенной редукции сульфа­тов. Время возникновения сероводородного заражения оказалось около 7500—8000 лет назад, причем длительность процесса составляла около сотни лет.

2.      Определение возраста подземных вод. В поверхностной зоне вода имеет постоянную равновесную с атмосферой концентрацию 14С, которая убывает по за­кону радиоактивного распада по мере удаления воды от земной поверхности.

3.      Определение возраста почв проводят по 14С почвенного гу­муса. Так, возраст гумуса подзолистых почв на глубине 70—80 см составляет 2,5 тыс. лет. Формирование черноземов еще более длительно и для мощности 90—100 см составляет 5—5,5 тыс. лет.

4.      Датирование морских террас. Так, последние трансгрессии Каспийского моря проходили в интервале времени: XXIV—XXII вв. до н.э., X—IX вв. до н.э.,IX—XI вв. н.э. При этом уровень моря повышался на 20—40 м.

Тритий. Тритиевый метод использует радиоактивный распад трития, непрерывно образующегося в верхних слоях атмосферы и попа­дающего на землю с атмосферными осадками в форме 1Н3НО. Пе­риод полураспада трития 12,3 года. Поэтому метод нашел приме­нение при изучении и датировании молодых природных вод, связанных с атмосферными осадками, возраст которых не пре­вышает 60—70 лет.

Источником трития является лишь атмосферная вода. Попа­дая в воды зоны затрудненного водообмена, тритий постепенно распадается и через 60—70 лет практически исчезает. Присутст­вие в подземных водах трития однозначно говорит об их связи с атмосферными водами. Считают, что лишь 3—5% вторичных нейтронов, возникающих в атмосфере под действием космического излучения, участвует в образовании трития. Скорость образования космогенного трития примерно 30 атомов/(см2 • мин). Доля природного трития в ат­мосферой воде крайне низка. Поэтому концентрацию трития принято выражать в специаль­ных «тритиевых» единицах — ТЕ (за 1ТЕ принято его содержание, при котором 3Н/1Н=10-18).

До начала ядерных испытаний концентрация трития варьиро­вала в пределах 0,1–10ТЕ, а общий запас на Земле составлял 1,3 • 1018 Бк[14]. Основная часть этого количества: ~ 93% — находит­ся в гидросфере и лишь 7% — в атмосфере.

Ядерные взрывы в атмосфере переместили большое количество три­тия в стратосферный резервуар, где его запас достиг 200 кг (об­щий запас космогенного трития равен 1,8 кг). Концентрация 3Н в атмосферных осадках в этот период достигала 10000 ТЕ в от­дельных пунктах Земли. В настоящее время значительная часть бомбового трития распалась.

Тритиевый метод нашел применение при изучении различных типов современ­ных вод (океанических, континентальных, подземных), а также для обнаружения связи древних вод с атмосфер­ными.

 

 

 

 

 

 


[1] Программа «Сегодня». НТВ, 15 ноября 2000 г., 19:00 и 22:00, сюжет Кондратьева.

[2] Вернадский В.И. Мысли и замечания о Гёте как натуралисте.

[3] Вернадский В.И. Очерки по истории естествознания в России в XVIII столетии  // О науке. Феникс. Дубна.1997. С. 100.

[4] Каседи Ф. Гераклит. М.; Мысль, 1982 с.113.

 

[5] Подробнее об этом: Г. Дильс. Античная техника. // М.-Л. ОНТИ, 1934. Giua M. Storia Della Chimica. Union Torinese 1962. Русский перевод; Джиа М. История химии. М., Мир, 1966, 452 с.

[6]История геологии. М.: Наука, 1973. с 13-15.

[7] Ф.Мор хорошо известен химикам: он ввел понятие о нормальности раствора; разработал метод определения серебра (метод Мора), предложил (1852) использовать двойной сульфат аммония и двухвалентного железа (соль Мора); для приготовления стандартных растворов (при титровании) сконструировал бюретку, зажим, пипетку и одноплечие весы.

[8] Вернадский В.И. Мысли о современном значении истории знаний. // В.И. Вернадский о науке т.1, Дубна: Феникс 1997, С.141.

 

[9] Вернадский В.И. Мысли и замечания о Гёте как натуралисте. §48. О науке. Т.1. Дубна: Издательский центр «Феникс». 1997. 576 с.

[10] Вернадский В.И. Размышления натуралиста. М.: Нука, 1977, С.114

[11] В астрономии расстояние до планет измеряется:

— в а.е. – астрономическая единица (равна расстоянию Земли до Солнца) (1497 000 км.).

— в Галактике — в св. г.  – световой год (63 240 а.е.); п.к. (или пс) – парсек (206 265 а.е.).

[12] Это доказали японские ученые С.Маруяма, М.Кумазава и С.Каваками. Выдвигается также гипотеза, что около центрального ядра Земли имеется 7 маленьких энергетических “ядрышек”.

 

[13] Сводные таблицы кларков публиковали: Вернадский (1925-1930), Ферсман (1923-1933), Гевиши (1929-1932), супруги Ноддак (1932), Виноградов (1949 и 1962), Шор (1964), Тейлор (1964), Мейсон (1966) Ведеполь (1967), Ронов и др.  (1990)

 

[14] Единица СИ активности радиоактивных изотопов. 1 Бк соответствует 1 распаду в секунду.