Геохимия как наука

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

     Геохимические процессы разделения элементов на Земле  поддерживаются прежде всего теплом, генерируемым радиоактивными элементами (радиогенное тепло), гравитационной энергией. На поверхности Земли значительную роль играет энергия солнечных лучей, которая, в частности, трансформируется живым веществом в химическую энергию нефтей и углей.

1.3. Геохимические процессы.

     Первичное разделение холодного недифференцированного  вещества Земли на оболочки произошло  под влиянием тепла адиабатического  сжатия планеты и радиогенного тепла. В мантии Земли на различных глубинах, особенно в астеносфере, возникали  многочисленные расплавленные очаги. Разделение на оболочки шло путём  зонного плавления, которое не требует  полного расплавления мантии. Силикатное вещество планеты разделялось на тугоплавкую фазу - ультраосновные породы верхней мантии, и легкоплавкую фазу - основные породы (базальты) земной коры. Легкоплавкое вещество проплавляло кровлю магматической камеры, а тугоплавкое кристаллизовалось на дне камеры; т. о. легкоплавкое вещество перемещалось вверх к поверхности Земли. При этом метасиликаты инконгруентно разлагались на ортосиликаты и кремнекислоту, обогащенную химическими элементами, понижающими температуру плавления: щелочными элементами, Si, Ca, Al, U, Th, Sr и др. редкими литофильными элементами. Вещества, повышающие температуру плавления (Mg. Fe, Ni, Co, Cr и др.), сохранились по преимуществу в тугоплавкой фазе, т. е. остались в мантии Земли. Вместе с зонным плавлением шёл процесс дегазации верхней мантии.

     Процессы  выплавления и дегазации вещества мантии имеют периодический характер. После того как произошёл вынос тепла и вещества из глубин на поверхность Земли, требовалось время на новое разогревание очага. С таким геохимическим циклом связан весь ритм тектоно-магматической и вулканической деятельности и метаморфических преобразований. Этот процесс шёл также на Луне и, по-видимому, на всех планетах земного типа. Химическая эволюция Земли поддерживается и регулируется непрерывным процессом выплавления и дегазации вещества мантии за счёт энергии радиоактивного распада.

     Вещество  мантии Земли (перидотиты, дуниты и  др. ультраосновные породы) имеет химический состав, приближающийся к метеоритному.

     Господствующие  в мантии высокие температуры  и давления приводят к полиморфным  изменениям минералов, например к образованию стишовита, т. е. кварца с плотностью 4350 кг/м³ (при нормальном давлении и температуре), и т. п. Благодаря этому вещество мантии разделяется на зоны с разной плотностью. Вещество верхней мантии проникает к поверхности на материках в дунитовых поясах, богатых хромитами, платиноидами, высокотемпературными сульфидами, в океанах - в рифтовых долинах срединноокеанических хребтов.

     Ранее, ссылаясь на наличие сульфидных руд  в земной коре, геологи допускали  существование в мантии сульфидной оболочки. Однако определение изотопного состава свинца из разных сульфидных руд показало их различный абсолютный возраст; следовательно, отторжение сульфидов из горных пород происходило в разное время, так что гипотеза сульфидной оболочки лишена достаточного основания. Процесс образования металлического сплава Fe - Ni, из которого состоит ядро Земли, наименее изучен. Вероятно, ядро формировалось в процессах агломерации в протопланетном облаке и далее при адиабатическом сжатии Земли, что продолжалось длительное время.

     Над мантией располагается земная кора, которая отделяется от вещества мантии границей Мохоровичича. Выделяют два  типа земной коры: материковую (континентальную) и океаническую. Мощность континентальной коры достигает в среднем 35-40 км, а океанической - 6-8 км. Примитивные (толеитовые) базальты океанической коры - более сложная система, чем вещество каменных метеоритов; они состоят по крайней мере из 4 главных компонентов: MgO, SiO₂, FeO, Al₂O₃. В них отношение Si/Mg = 6,5, т. е. они не солнечного состава. Базальты земной коры, лунные породы (с поверхности лунных "морей") и эвкриты (базальтические каменные метеориты) имеют идентичный состав и одинаковую офитовую структуру. Исключительную роль в силикатных и др. системах играют вода и др. летучие, понижающие точку плавления системы. Наиболее существенное влияние на магматические процессы оказывает вода в состоянии, близком к надкритическому.

     В мантии под вулканами методами сейсмологии  обнаружены камеры, заполненные жидкой магмой. Излияние базальтов сопровождается выделением водяного пара - около 7% по массе (20% по объёму) от излившегося  базальта - и кислых дымов и газов NH (CO₂, HF, HCl, S, SO₂). В высокотемпературной стадии остывания базальта (600-800 С) выделяются главным образом CO₂, HF, HCl. При средних температурах (около 200 С) также и соединения серы. При низких температурах и в поствулканической (фумарольной) стадии выделяются CH₄, ₄Cl, Н₃ВО₃, CO₂ и др. газы, а также минерализованные растворы. Образование CO₂, СО, CH₄ - результат реакции в магме углерода с H₂O при разных температурах и давлениях. Этот процесс сопровождается частичным разделением изотопов углерода - утяжелением углерода (повышением содержания С¹³) в CO₂, алмазах и карбонатитах (CaCO₃ кимберлитовых трубок) по сравнению с углеродом др. горных пород. Базальтовая лава при охлаждении подвергается фракционной кристаллизации с образованием различных магматических пород, имеющих общие признаки. В магматической стадии дифференциации возможны ликвация (например, отделение от силикатов высокотемпературных Cu - Ni - Fe сульфидов) и газовый перенос. В ранней стадии фракционной кристаллизации магмы могут образоваться магнетит и титаномагнетит, как следствие окисления в магме Fe²⁺ Fe³⁺; магнетит не растворяется в силикатном расплаве и увлекает с собой Ti в силу близости R_i Fe³⁺ (0,65) и Ti⁴⁺ (0,60). В стадии главной кристаллизации образуются плагиоклазы от Лабрадора до олигоклаза и многие др. алюмосиликаты. По мере остывания происходит накопление в расплаве более легкоплавких и летучих соединений, на известной стадии вступающих в реакцию с ранее выделившимися более высокотемпературными соединениями (реакционный принцип Боуэна). В этом отборочном механизме в остаточном расплаве концентрируются ионы, которые не вошли в породообразующие минералы из-за своих больших или очень малых R_i. С этими остаточными расплавами связывают происхождение богатых редкими элементами пегматитов и др. горных пород.

     Кислые  горные породы - граниты, граподиориты и другие - имеют большое распространение в земной коре. Одни из них содержат много Ca (около 2,5%) и тяжёлых металлов, мало щелочей и летучих, другие бедны Ca (около 0,5%) и тяжёлыми металлами, но богаты щелочами и летучими. Происхождение гранитов большинство учёных связывает с эвтектическим плавлением, с процессом гранитизации (метаморфизм и метасоматизм) осадочных горных пород на различных уровнях земной коры. Повышенное содержание ¹⁸О в кварце гранитов отвечает относительно низким температурам образования минерала.

     В земной коре материков образуются рудные залежи - месторождения многих химических элементов, прежде всего Fe, Cu, Ni, Со, Pb, Zn, Mo, Ag, Hg, в виде окислов, сульфидов  и др. Их происхождение связано  с гидротермальными растворами (см. Гидротермальные месторождения), несущими также и газы. Несмотря на известное  разнообразие их состава в связи  с глубиной, температурой и др. условиями образования, они имеют общие черты, например обычны ассоциации SiO₂ - Au или Pb - Zn - Cu и др. в виде сульфидов или ассоциации SnO₂ - WO₃ - H₃BO₃ - F в гидротермальных и грейзеновых месторождениях. Гидротермальные образования и грейзены рассматриваются как конечные продукты тектоно-магматического процесса или гранитизации. Источниками рудного вещества гидротерм могут быть как подкоровые процессы, так и процессы в земной коре. Вопрос о способе переноса тяжёлых металлов вызывает споры. Не исключается газовый перенос металлов, например в виде фторидов, причём фтор часто даёт во вмещающих породах большие ореолы рассеяния. Неясны равновесия фторидов, хлоридов, металлов с H₂O при разных температурах и давлениях.

     О химических и физических условиях рудообразования  даёт представление состав газово-жидких включений в рудных минералах, которые  содержат растворы NaCI, MgCl₂, MgSO₄, KCl, H₂S, SiO₂, карбонатов и следы металлов; нередко высокое давление CO₂ - до 2000 атм. Эти растворы близки к нейтральным; температура их образования лежит в пределах 50-550 ?С. Обыкновенные сульфиды тяжёлых металлов Pb, Zn, Cu, Fe и многие др. мало растворимы в воде, и изменение давления и температуры почти не меняет их растворимости. Например, чтобы осадить 1 т цинка из раствора ZnS, нужно было бы испарить около 10 км³ воды. Маловероятен перенос сульфидов и в виде коллоидных растворов - золей. Существуют, однако, комплексные соединения сульфидов тяжёлых металлов, более растворимые, чем простые сульфиды, например дающие ионы HZnS₂^2- или HgS₂^-. Большую роль в процессе переноса тяжёлых металлов горячими растворами играет концентрация в них CO₂ и, вероятно, др. газов: O₂, H₂S, PH₃. Например, U образует комплексы [UO₂(CO₃)₃]^4-, легко растворимые в H₂O при определённой концентрации CO₂. Уменьшение CO₂ в растворе разрушает этот комплекс и вызывает отложение соединений U. Отложение тяжёлых металлов регулируется также парциальным давлением H₂S, которое определяет последовательность отложения металлов в сульфидном теле, парциальным давлением CO₂, окислительным потенциалом и т. д. Кристаллизация сульфидов, например Pb, Zn и мн. др., распределение в них редких элементов In, Ga, Ge, Tl и т. д. происходит по законам изоморфизма. Процесс отложения сульфидов отражается на изотопном отношении S³²/S³⁴ в минералах, что имеет диагностическое значение.

     Магматические породы на поверхности Земли разрушаются  под влиянием климатических факторов и ряда других агентов: организмов, воды, углекислоты, органических веществ; этот процесс зависит от концентрации ионов водорода и кислорода, ионного потенциала и др. условий. Вещество горных пород при выветривании испытывает сложные превращения. Например, полевые шпаты превращаются в каолинит, карбонаты и кварц; Na, Mg, К в виде хлоридов, сульфатов, карбонатов переходят в раствор и уносятся потоками в океан и т. д. Вследствие гидратации и карбонатизации общий объём пород увеличивается.

     В разрушении горных пород участвуют  многие химические процессы, как, например, гидролиз алюмосиликатов, который приводит к образованию латерита, свободных водных окисей Al₂O₃ и бокситов, которые обогащены Ti, Nb, Sn, Be и др. Окисление до более высоких валентностей часто выполняется микроорганизмами, например Fe²⁺?Fe³⁺, Mn²⁺?Mn⁴⁺ и т. д. Железные осадочные руды обогащаются фосфатами, арсенатами, ванадатами, а марганцевые - Ba, Ra, Со и др. Известняки, а также доломиты, фосфаты и некоторые др. соли образуются при участии организмов и накапливают Sr, Mn, Pb, F, редкоземельные элементы и т. д.

     Соленосные  отложения возникают в результате испарения воды в изолированных  бассейнах. Последовательность отложения солей NaCl, MgSO₄ и др. идёт по законам галогенеза. В этом процессе происходит отделение твёрдых солей от насыщенного раствора - рапы, которая содержит наиболее растворимые соли Na, К, Sr, Li, В, Br. Подобные растворы встречаются и в подземных высокоминерализованных водах.

     Органическое  вещество суши при захоронении приводит к образованию углей, а органическое вещество донных отложений современных и древних морей (главным образом планктона) - к образованию нефтей и горючих газов. Изотопный анализ отдельных фракций нефтей на ¹²С/¹³С указывает температуру их образования - не свыше 200-250 С. Появление углей и нефтей в земной коре изменило миграцию и распределение ряда осадочных элементов. Так, например, U, V, Ge обычно концентрируются в осадочных железных рудах. С появлением углей их соединения стали накапливаться и в углях и в битумах, образуя нередко месторождения этих элементов. Наиболее стойкие минералы - монацит, торит, золото, магнетит, кварц, циркон, рутил, касситерит и др., при разрушении горных пород накапливаются в прибрежной части морей и океанов и образуют в зонах морского шельфа россыпные месторождения.

     Мощность  осадочных пород на материках  в некоторых местах достигает 20 км, а в среднем превосходит 1 км.

     Главную массу пород составляют глины  и сланцы (около 55%), карбонатные породы (около 25%), пески и песчаники (около 20%).

     Все магматические и осадочные горные породы подвергаются в той или  иной степени метаморфизму. Разнообразные процессы в твёрдом веществе горных пород идут либо без выноса и привноса вещества извне (собственно метаморфизм), либо с выносом и привносом вещества (метасоматизм). Различают щелочной метасоматизм (натриевый или калиевый), магнезиальный, кальциевый, железистый, а также серный (березитизация гранитов), фосфатный, боратный и др. Глины превращаются в сланцы, известняки в мраморы и т. п. На глубине под действием высокой температуры породы могут испытать переплавление (палингенезис, гранитизацию). Все превращения, связанные с метаморфизмом, направлены к химическому равновесию, перекристаллизации с уменьшением объёма. Образуются минералы с большей плотностью и породы более или менее однообразного минерального состава, содержащие кварц, полевой шпат, слюды (системы с минимумом свободной энергии). В силу сложности и разнообразия процессов метаморфизма за основу классификации метаморфических пород берутся их минеральные ассоциации (минеральные фации), как показатели условий образования этих пород.

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

2. Геохимические процессы в гидросфере, атмосфере и биосфере.

     Водная  оболочка Земли - гидросфера - возникла в результате излияния базальтов  и выноса в этом процессе воды, СО₂ и др. газов. Мировой океан со средиземными и приконтинентальными морями занимает около 71% поверхности Земли и имеет общий объём 1,37Ї10¹⁸ м³. Строение дна океанов - результат грандиозных магматогенных процессов. Донные осадки составляют около 1,2Ї10²¹ кг. Легкорастворимые вещества обогащают водный раствор, труднорастворимые накапливаются в осадках дна. Соотношения растворённых солей сохраняются постоянными.

     В толще воды устанавливаются сложные  равновесия между органическим веществом, солями, газами и др. веществами океанического раствора и химическим составом донных отложений. Все воды материков (представляющие собой производные океанической воды) составляют 3% массы воды океана. В воде рек и пресных озёр главными ионами являются (в порядке убывания содержания) Ca²⁺, Na⁺, Mg²⁺, СО₃^2-, SO₄^2-, Cl^-.