Состав и строение Земли. 3

1.Состав и строение  Земли.

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. Керн, поднятый из самой глубокой в мире скважины, пробуренной на Кольском полуострове и достигшей отметки 12262 м, существенно расширил научные представления о глубинных горизонтах земной коры  тонкой приповерхностной пленке  земного шара. Вместе с тем новейшие данные геофизики и экспериментов, связанных с исследованием структурных превращений минералов, уже сейчас позволяют смоделировать многие особенности строения, состава и процессов, происходящих в глубинах Земли, знание которых способствует решению таких ключевых проблем современного естествознания, как формирование и эволюция планеты, динамика земной коры и мантии, источники минеральных ресурсов, оценка риска захоронения опасных отходов на больших глубинах, энергетические ресурсы Земли и др.

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

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 минералообразующих растворов;

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 эффекта;

4) распад комплексных соединений;

в) в заимствовании из боковых пород:

1) отдельных атомов;

2) компонентов;

3) минералов или равнозначных им соединений.

Все это в конечном счете приводит к перераспределению минерального вещества определенных участков земной коры. Покажем это на примере грейзоновых месторождений.

ГРЕЙЗЕНЫ (нем. Greisen — расщепление) — продукты пневматолито-гидротерм. изменения интрузивных, эффузивных осадочных и метаморфических горных пород преобладающе кислого состава, представленные главным образом кварцем, мусковитом, литиевыми слюдами, турмалином, топазом, флюоритом, бериллом, рутилом и некоторыми рудными м-лами. Старинный термин саксонских рудокопов (Вернер), употреблявшийся для обозначения бесполевошпатовой мелкозернистой горной породы содержащие оловянный камень. Одни авторы использовали название грейзены только для обозначения пневматолитически измененных горных пород, с которыми связаны месторождения олова (Розенбуш), другие называли грейзены предельные типы дифференциации гранитов на меланократовую и лейкократовую ветви — соответственно собственно грейзены, и полевошпатовые грейзены. (Харкер, Левинсон-Лессинг). Подобное понимание термина устарело. Первая сводная работа, обобщающая мировой опыт изучения грейзенов, выполнена советскими геологами (Наковник, 1954), которые рассматривают грейзены. как комплекс закономерно сочетающихся минеральных фаций (кварцевой, турмалин-кварцевой, топаз-кварцевой, флюорит-кварцевой, мусковит-кварцевой, последняя наиболее удалена от рудных тел), сопровождающих руды Sn, W, Be, реже Mo, As, Bi и очень редко Cu. Некоторые исследователи расширяют понятие грейзены, включая в него бескварцевые разности: по известнякам — “апокарбонатные” (Говоров, 1958) и по габбро и амфиболитам (Шерстюк, 1963). Для отражения генетической взаимосвязи разл. продуктов однотипных метасоматических процессов введено понятие “формация грейзенов”. По Рундквисту и Павловой (1970), к собственно грейзены, среди метасоматитов грейзеновой форм, могут быть отнесены только наиболее интенсивно измененные горные породы, образующиеся по гранитоидным и близким им по составу горных пород, и состоящие из характерных для грейзенов минерального новообразований и устойчивых минералов исходных горных пород, равновесных с новообразующимися, или же полностью из вновь образованных минералов. Характерные породообразующие минералы грейзенов: кварц, топаз, слюды (мусковит, циннвальдит, протолитионит, биотит, сидерофиллит), микроклин, альбит, флюорит. Характерные, но мало распространенные минералы грейзенов: касситерит, берилл, молибденит, вольфрамит, висмутин, пирит, гематит. Второстепенные минералы грейзенов: андалузит, гранат (спессартин-альмандин), апатит, графит, гельвин, бертрандит, шеелит. Характерные минералы, сопутствующие грейзенам и возникающие позднее : каолинита, хлорит, гидрослюды, карбонаты и др.

МЕСТОРОЖДЕНИЯ ГРЕЙЗЕНОВЫЕ И ГРЕЙЗЕНОВОЙ  ФОРМАЦИИ — месторождения W, Sn, Be, реже Mo, As, Bi, в которых процессы рудообразования, создавшие основные промышленно ценные парагенезисы, в пространстве и во времени сочетались с процессами преобразования гранитов в грейзены. а вмещающих их горных пород — в метасоматиты грейзеновой форм., включая аналоги грейзенов среди основных, ультраосновных и карбонатных г. п. В соответствии с этим они объединяют разнообразные по метасоматическим фациям месторождения, возникшие в различных по химизму средах, но под воздействием исходно однотипных растворов общего происхождения (Рундквист, Павлова, 1970).. Для собственно грейзеновых месторождений характерно преобладающее распространение в жильном выполнении и в околорудных горных пород типично грейзеновых парагенезисов, т е. кварц-слюдяных, кварц-топазовых и др. Месторождения грейзенов и грейзоновые формации характеризуются различной морфологией рудных тел (жильные, трубообразные, штокверковые и др.) и различным способом образования (замещение, выполнение).

Так, например, за счет Са породообразующего плагиоклаза образуются апатит, шеелит, флюорит, кальцит. Алюмосиликатная составная часть анортита идет при этом на образования светлых слюд. Fe и Mn породообразующих амфиболов и биотита связывают вольфрамовый ангилрит в виде вольфрамита или выпадают в форме пирита, сфалерита, триплита, анкерита, родохрозита и других минералов. Полевые шпаты жил представляют собой переотложенные породообразующие микроклин и альбит и т.д. имеют место случаи прямой зависимости состава микрожилок в грейзенах от минералов, ими пересекаемых.

Какие же доказательства тому, что  минеральные компоненты действительно заимствуют (выщелачиваются) из вмещающих горных пород?

За последние десятилетия опубликован  огромный фактический материал, который  говорит о том. Что минеральный  состав постмагматических рудных тел-пегматитов, скарнов, гидротермальных жил, хрусталеносных жил. Карбонатов и других образований в весьма большой степени зависит от состава боковых пород.

Всюду без исключения, как показало исследование, наблюдаемые ныне парагенезисы представляют собой продукты сложного взаимодействия постмагматических гидротермальных растворов с породообразующими минералами. В жильных месторождениях это взаимодействие происходит вдоль трещин или ослабленных зон, секущих вмещающие породы. При этом взависимости от состава растворов и пород, на которые они воздействуют. В общем случае формируется характерный тип минералообразования (табл.№ 1). 

Таблица№1.

Главнейшие типы околорудных  метасоматитов, образующихся в разных вмещающих породах в зависимости от анионного состава воздействующих растворов.

Если факт заимствования петрогенных  и рудных элементов из боковых  пород при жильном минералообразовании  в настоящее время не вызывает сомнений. То по-прежнему многие геологи ставят под сомнение масштабы этого явления. Считая. Что хотя оно и существует, однако играет весьма скромную роль в балансе минерального вещества жил и рудных тел.

Однако количественные минералого-геохимические  исследование измененных околорудных зон и гидротермальные эксперименты по выщелачиванию петрогенных и рудных компонентов из различных пород показывают, что масштабы заимствование вещества из околорудных (околожильных) зон вполне достаточны для образования рудных жил.

Итак, мы приходим к заключению, что  в земной коре-главной арене рудообразования- перераспределение минерального вещества под воздействием гидротермальных  растворов вызывает образование  многочисленных и многообразных  месторождений полезных ископаемых. Но если при этом магма не является главным источником рудоносных растворов, то в чем, же состоит ее главная роль при образовании гидротермальных рудных месторождений?

На этот вопрос четко и ясно ответил  Д.И.Щербаков: « Согласно новым взглядам, магма является прежде всего источником тепла. Внедряясь в верхние части земной оболочки, она нарушает установившееся равновесия, нагревает те водные растворы. Которые там существуют, выносит некоторые новые ингредиенты, например углекислоту.

При помощи воды, углекислоты и тепла ряд элементов экстрагируется из боковых пород, в том числе и из самих магматических тел.

Для практики это значит, что, как  может быть, и не нужно искать непосредственную связь с тем  или иными интрузиями; куда важнее искать те породы, из которых экстракторы могут вынести различные химические элементы»

Источники растворов.

Большинство исследователей считает, что образование и отделение  растворов происходит в магматической  камере. В последние стадии процесса остывания магматического расплава.

В одном из наиболее полных обзоров  проблемы гидротермальных растворов  А.Г.Бетехтин писал: «Гидротермальные растворы. Генетически связанные с остывающими интрузивами преимущественно кислых изверженных пород, могут возникать, как и в гипабиссальных, так и в абиссальных условиях. Но на глубинах, меньших 11-12 км. Поскольку величина геотермического градиента в местах проявления магматической деятельности должна быть существенно выше, чем 34⁰С на километр. Соответственно и внешнее давление, отвечающее этим глубинам, как получается по расчетам, должно быть меньше 3000 атм».

            А уже через 10 лет другой  крупный геохимик и исследователь  рудных месторождений, Д. И.  Щербаков констатировал:»В послевоенное  время у нас чрезвычайно развились  тяжелая разведка и эксплуатация месторождений на большую глубину…В результате этих работ был собран огромный фактический материал, который коренным образом изменил старые точки зрения. Выяснилось, прежде всего, что почти все жильные рудные месторождения образуются на сравнительно не больших глубинах- примерно на уровне до 4км от поверхности Земли. Часто рудные жилы не доходили до земной поверхности, образуясь под покрышкой водонепроницаемых пород.

На глубинах от 0 до 500 м, считая от поверхности, соответствующей времени рудообразования, отсутствуют какие-либо месторождения и рудопроявления. Наибольшие диапазоны глубин образования от 500-700 до 4000-4200 м имеют собственно гидротермальные свинцово- цинковые, медные и железные месторождения. Максимум их развития приходится на глубины около 2000 м; ближе к поверхности и на большую глубину их число быстро сокращается… С глубин около 1500 м начинают появляться и распространяться до 3500-3700 м высоко и среднетемпературные гидротермальные месторождения молибдена, вольфрама, олова, золота и мышьяка.

             Глубины 3500-4200 являются интервалом  быстрого затухания всех типов  эндогенной минерализации. Многие  из месторождений уже к глубинам 3500 м быстро выклиниваются. Глубины  более 4500 м от поверхности совершенно  неперспективны для поисков любых типов гидротермальных месторождений.

Рассмотрим этот вопрос более подробно. Выше на конкретном примерах было показано решающие влияние среды гидротермального минералообразования на состав возникших  минеральных парагенезисов. Однако место формированиями самого гидротермального раствора. Вызывающего метасоматического преобразования околорудных пород, остается по существу непознанным. Как уже отмечалось, широко распространенной и , к сожалению, по-прежнему  слабо аргументированной. Берущей свое начало от Ж. Эли де Бомона, является гипотеза о глубинном, ювениальном, а со времен В.Эмонса и В.Линдгрена-батолитовом происхождении гидротермальных растворов. Согласно это гипотезы, минералообразующие растворы формируются в самом магматическом очаге. Уже там они оказываются высокоминерализованными, содержащими все необходимые компоненты будущих минералов. Поднимаясь из недр в места разгрузки, они последовательно сбрасывают растворенные в них минеральные соединения. При этом выдиления растворов из очага может идти и плавно эволюционно, и пульсационно-прерывисто.

Так, Эммонс – изменение гидротермального магматогенного раствора, движущегося  по трещинам к земной поверхности, видел  в существовании гипотетических зон, в идеальном случае последовательно  сменяющих друг друга: « Последовательность зон обязана последовательному осаждению из растворов по мере движения от источника в область более низких температуры и давления».

 Смирнов критикуя зональность Эммонса, отмечал, что переходов одних зон в другие, как предполагал Эммонс, на реальных месторождениях нет. Жильные месторождения с глубиной обычно выклиниваются или разубоживаются. Более того, и в горизонтальных направлениях схема Эммонса не подтверждается.

Смирнов противопоставил свою идею изменения минералообразующих растворов во времени. «Металлоносный очаг в течении долгого времени своего развития-остывания интрузива-отдельными вспышками выделяет газово-жидкие растворы последовательно отличного состава. Процесс дистилляции в большинстве случаев представляется не прерывным, а прерывным, пульсирующим».

Исследования также показывают , что источником гидротермальных  растворов могут явиться сами горные породы, в межзерновых пространствах  которых повсеместно заключена  огромная масса интерстициальной, капиллярной, поровой, а также циолитной, кристаллизационной и иной воды. Эта многообразная, с разной силой связанная с минеральным веществом вода находится в равновесии с омываемыми ею зернами минералов. Если же в породе возникают напряжения и ослабленные зоны или трещины, равновесие нарушается, раствор и омываемые им зерна минералов начинают взаимодействовать, и тем сильнее, чем сильнее сказывается  тектоническое напряжение в данном участке породы.