Автор: Пользователь скрыл имя, 13 Января 2013 в 09:29, реферат
Состав и строение глубинных оболочек Земли в последние десятилетия продолжают оставаться одной из наиболее интригующих проблем современной геологии. Число прямых данных о веществе глубинных зон весьма ограниченно. В этом плане особое место занимает минеральный агрегат из кимберлитовой трубки Лесото (Южная Африка), который рассматривается как представитель мантийных пород, залегающих на глубине ~250 км.
1.Состав и строение Земли.
Состав и строение глубинных
оболочек Земли в последние десятилетия
продолжают оставаться одной из наиболее
интригующих проблем
Широко известная модель внутреннего строения Земли (деление ее на ядро, мантию и земную кору) разработана сейсмологами Г. Джеффрисом и Б. Гутенбергом еще в первой половине XX века. Решающим фактором при этом оказалось обнаружение резкого снижения скорости прохождения сейсмических волн внутри земного шара на глубине 2900 км при радиусе планеты 6371 км. Скорость прохождения продольных сейсмических волн непосредственно над указанным рубежом равна 13,6 км/с, а под ним - 8,1 км/с. Это и есть граница мантии и ядра.
Соответственно радиус ядра составляет 3471 км. Верхней границей мантии служит сейсмический раздел Мохоровичича (Мохо, М), выделенный югославским сейсмологом А. Мохоровичичем (1857-1936) еще в 1909 году. Он отделяет земную кору от мантии. На этом рубеже скорости продольных волн, прошедших через земную кору, скачкообразно увеличиваются с 6,7-7,6 до 7,9-8,2 км/с, однако происходит это на разных глубинных уровнях. Под континентами глубина раздела М (то есть подошвы земной коры) составляет первые десятки километров, причем под некоторыми горными сооружениями (Памир, Анды) может достигать 60 км, тогда как под океанскими впадинами, включая и толщу
воды, глубина равна лишь 10-12 км. Вообще же земная кора в этой схеме вырисовывается как тонкая скорлупа, в то время как мантия распространяется в глубину на 45% земного радиуса.
Но в середине XX века в науку вошли представления о более дробном глубинном строении Земли. На основании новых сейсмологических данных оказалось возможным разделить ядро на внутреннее и внешнее, а мантию - на нижнюю и верхнюю . Эта модель, получившая широкое распространение, используется и в настоящее время. Начало ей положил австралийский сейсмолог К.Е. Буллен, предложивший в начале 40-х годов схему разделения Земли на зоны, которые обозначил буквами: А - земная кора, В - зона в интервале глубин 33-413 км, С - зона 413-984 км, D - зона 984-2898 км, Д - 2898-4982 км, F - 4982-5121 км, G - 5121-6371 км (центр Земли). Эти зоны отличаются сейсмически
ми характеристиками. Позднее зону D он разделил на зоны D' (984-2700 км) и D" (2700-2900 км). В настоящее время эта схема значительно видоизменена и лишь слой D" широко используется в литературе. Его главная характеристика - уменьшение градиентов сейсмических скоростей по сравнению с вышележащей областью мантии.
Внутреннее ядро, имеющее радиус 1225 км, твердое и обладает большой плотностью - 12,5 г/см3. Внешнее ядро жидкое, его плотность 10 г/см3. На границе ядра и мантии отмечается резкий скачок не только в скорости продольных волн, но и в плотности. В мантии она снижается до 5,5 г/см3. Слой D", находящийся в непосредственном соприкосновении с внешним ядром, испытывает его влияние, поскольку температуры в ядре значительно превышают температуры мантии. Местами данный слой порождает огромные, направленные к поверхности Земли сквозь мантийные тепломассопотоки, называемые плюмами. Они могут проявляться на планете в виде крупных вулканических областей, как,
например, на Гавайских островах, в Исландии и других регионах.
Верхняя граница слоя D" неопределенна; ее уровень от поверхности ядра может варьировать от 200 до 500 км и более. Таким образом, можно заключить, что данный слой отражает неравномерное и разноинтенсивное поступление энергии ядра в область мантии.
Границей нижней и верхней мантии в рассматриваемой схеме служит сейсмический раздел, лежащий на глубине 670 км. Он имеет глобальное распространение и обосновывается скачком сейсмических скоростей в сторону их увеличения, а также возрастанием плотности вещества нижней мантии. Этот раздел является также и границей изменений минерального состава пород в мантии.
Таким образом, нижняя мантия, заключенная между глубинами 670 и 2900 км, простирается по радиусу Земли на 2230 км. Верхняя мантия имеет хорошо фиксирующийся внутренний сейсмический раздел, проходящий на глубине 410 км. При переходе этой границы сверху вниз сейсмические скорости резко возрастают. Здесь, как и на нижней границе верхней мантии, происходят существенные минеральные преобразования.
Верхнюю часть верхней мантии и земную кору слитно выделяют как литосферу, являющуюся верхней твердой оболочкой Земли, в противоположность гидро- и атмосфере. Благодаря теории тектоники литосферных плит термин "литосфера" получил широчайшее распространение. Теория предполагает движение плит по астеносфере - размягченном, частично, возможно, жидком глубинном слое пониженной вязкости. Однако сейсмология не показывает выдержанной в пространстве астеносферы. Для многих областей выявлены несколько астеносферных слоев, расположенных по вертикали, а также прерывистость их по горизонтали. Особенно определенно их чередование фиксируется в пределах континентов, где глубина залегания астеносферных слоев (линз) варьирует от 100 км до многих сотен.
Под океанскими абиссальными впадинами астеносферный слой лежит на глубинах 70-80 км и менее. Соответственно нижняя граница литосферы фактически является неопределенной, а это создает большие трудности для теории кинематики литосферных плит, что и отмечается многими исследователями.
Таковы основы представлений о строении Земли, сложившиеся к настоящему времени.
Химический состав
Масса Земли приблизительно равна 5,98·1024 кг. Общее число атомов, составляющих Землю ≈1,33·1050. Она состоит в основном из железа (32,1 %), кислорода (30,1 %), кремния (15,1 %), магния (13,9 %), серы (2,9 %), никеля (1,8 %), кальция (1,5 %) и алюминия (1,4 %); на остальные элементы приходится 1,2 %. Из-за сегрегации по массе внутреннее пространство, предположительно, состоит из железа (88,8 %), небольшого количества никеля (5,8 %), серы (4,5 %).
Геохимик Франк Кларк вычислил, что земная кора чуть более, чем на 47 % состоит из кислорода. Наиболее распространённые породообразующие минералы земной коры практически полностью состоят из оксидов; суммарное содержание хлора, серы и фтора в породах обычно составляет менее 1 %. Основными оксидами являются кремнезём (SiO2), глинозём (Al2O3), оксид железа (FeO), окись кальция (CaO), окись магния (MgO), оксид калия (K2O) и оксид натрия (Na2O). Кремнезём служит главным образом кислотной средой, формирует силикаты; природа всех основных вулканических пород связана с ним. Из расчётов, основанных на анализе 1 672 видов пород, Кларк сделал вывод, что 99,22 % из них содержат 11 оксидов. Все прочие компоненты встречаются в очень незначительном количестве.
Таблица оксидов земной коры Ф. У. Кларка
Соединение |
Формула |
Процентное содержание |
Оксид кремния(II) |
SiO2 |
59,71 % |
Оксид алюминия |
Al2O3 |
15,41 % |
Оксид кальция |
CaO |
4,90 % |
Оксид магния |
MgO |
4,36 % |
Оксид натрия |
Na2O |
3,55 % |
Оксид железа(II) |
FeO |
3,52 % |
Оксид калия |
K 2O |
2,80 % |
Оксид железа(III) |
Fe2O3 |
2,63 % |
Вода |
H2O |
1,52 % |
Оксид титана (IV) |
TIO2 |
0,60 % |
Оксид фосфора (V) |
P2O5 |
0,22 % |
Итого |
99,22 % |
2. Геохимия гидротермального процесса.
Научное и практическое значение гидротермальных месторождений огромно. Из гидротермальных месторождений добываются основная масса руд W, Mo, Sn, Bi, Sb, Hg, As, Ni, Co, Cu, Pb, Zn, Au, Ag, U. из гидротермальных жил добывают горный хрусталь, аметист, опал и другие самоцветы.
Форма переноса рудных компонентов и фазовый характер растворов.
В прошлом столетии в минералогии было широко распространено мнение о переносе тяжелых металлов в форме галоидных соединений. Однако исследования этих соединений обнаружило столь высокую склонность их к гидролизу, что допускать возможность их существования и переноса в условиях земной коры, повсеместно пропитанной водой или ее парами. В настоящие время нет оснований. Этот вывод тем более справедлив, что процессы минералообразования, как мы видели, идут с участием Na и K. В этих условиях хлориды вольфрама и молибдена, например, гидролизуются с выделениям почти 200ккал/моль:
WCL6+8NaOH-118 ккал. =NaWO4+6NaCL+4H2O
При таком огромном экзоэфекте уже следов воды и щелочей в окружающих породах достаточно, чтобы галоидные соединения тяжелых металлов распалились как таковые. Можно привести и другие соображения. Например, известно, что даже на таких высокотемпературных грейзоновых месторождениях, как вольфрамитовые, формирование жил происходило в условиях многократных колебаний внутреннего давления, порой сопровождавшихся резкими перепадами давления. Перепады давления в условиях минералообразования из газовой фазы фиксировалось бы не периодическими вскипаниями минералообразующего раствора, а выпадением твердой фазы в виде возгонов, налетов и порошкообразных масс. Такие агрегаты даже для самых высокотемпературных гидротермальных жил не характерны. Минералогия месторождения показывает также, что минералообразующие растворы обладали высокой концентраций растворенных в них SiO2 и других веществ.
Наконец характер метасоматических превращений породообразующих минералов в зоне околожильных изменений высокотемпературных редкометальных жил, в том числе появления в самые ранние стадии их формирования серицита, содержащего OH и K, свидетельствует о том, что минералообразующия среда содержала щелочи и воду, в присутствии которых, как уже отмечалось, газообразные галогены Si, W, Mo, Sn и других тяжелых элиментов крайне неустойчивы. Все это указывает на то, что и в ранние стадии процесса минералообразования совершалось не из газовой фазы, а из жидкого гидротермального раствора.
Источники минерального вещества.
В зависимости от того, что является источником минерального вещества жил: верхний слой мантии, специализированные рудоносные интрузии, любая магма и ее производные или все породы, слагающие земную кору, - решаются многие вопросы генезиса гидротермальных месторождений-роль вмещающей среды, природа минерализующих растворов, форма переноса в них компонентов, время и место возникновения этих растворов, причины их движения.
За последнее столетие произошла глубокая эволюция взглядов на источники минерального вещества в гидротермальных жилах. Немало генетических концепций, исчерпав себя, сменились другими, более жизнеспособными. Вместе с тем и сейчас в основе этой проблемы по-прежнему борются две крайние точки зрения: концепция привноса рудных и нерудных компонентов из гипотетических ювениальных очагов и концепция перераспределения минерального вещества пород земной коры гидротермальными растворами различного генезиса. В следствии мы будем называть две эти точки зрения конкреционной и метасоматической.
Традиционный взгляд на то, что все рудные компоненты выносятся из магматического очага, основан, вообще - то, не на экспериментах и наблюдениях, а на глубокой вере в реальность одного из гипотетических путей эволюции магм. Этот вариант, как известно, предполагает закрытость системы магматогенного минералообразования и отсутствие влияния окружающей среды, исключая теплообмен.
В другом, более прогрессивном, но тоже гипотетическом варианте остывание магмы Заварицкого-Коржинского признание открытости системы означало признание важной роли вмещающих пород.
Представление о закрытости систем минералообразования получило широкое распространение лишь среди геологов, которые практически не изучали околорудные изменения пород и, более того, обычно не учитывают данные, полученные другими. Изучения же сотен и тысячи разрезов околорудных пород на многочисленных месторождениях показывает, что влияние вмещающих пород на постмагматическое минералообразования выражается:
а) в изменении термодинамических
свойств самих
б) в изменении химического состава растворов вследствие:
1) химического взаимодействия компонентов раствора с минералами боковых пород;
2) приоткрывание трещин и дегазация минералообразующего раствора;
3) проявления фильтрационного
4) распад комплексных соединений;