Что такое литосфера Земли? Земная кора и литосфера Строение литосферы и ее мощность

Литосфера — это каменная оболочка Земли. От греческого «литос» — камень и «сфера» — шар

Литосфера - внешняя твердая оболочка Земли, которая включает всю земную кору с частью верхней мантии Земли и состоит из осадочных, изверженных и метаморфических пород. Нижняя граница литосферы нечеткая и определяется резким уменьшением вязкости пород, изменением скорости распространение сейсмических волн и увеличением электропроводности пород. Толщина литосферы на континентах и под океанами различается и составляет в среднем соответственно 25 - 200 и 5 - 100 км.

Рассмотрим в общем виде геологическое строение Земли. Третья за отдаленностью от Солнца планета - Земля имеет радиус 6370 км, среднюю плотность - 5,5 г/см3 и состоит из трех оболочек - коры , мантии и и. Мантия и ядро делятся на внутренние и внешние части.

Земная кора — тонкая верхняя оболочка Земли, которая имеет толщину на континентах 40-80 км, под океанами - 5-10 км и составляет всего около 1 % массы Земли. Восемь элементов - кислород, кремний, водород, алюминий, железо, магний, кальций, натрий - образовывают 99,5 % земной коры.

Согласно научным исследованиям, учёным удалось установить, что литосфера состоит из:

• Кислорода – 49%;
• Кремния – 26%;
• Алюминия – 7%;
• Железа – 5%;
• Кальция – 4%
• В состав литосферы входит немало минералов, самые распространённые – шпат и кварц.

На континентах кора трехслойная: осадочные породы укрывают гранитные, а гранитные залегают на базальтовых. Под океанами кора «океанического» , двухслойного типа; осадочные породы залегают просто на базальтах, гранитного пласта нет. Различают также переходный тип земной коры (островно-дуговые зоны на окраинах океанов и некоторые участки на материках, например Черное море) .

Наибольшую толщину земная кора имеет в горных районах (под Гималаями — свыше 75 км) , среднюю - в районах платформ (под Западно-Сибирской низиной - 35-40, в границах Русской платформы - 30-35), а наименьшую - в центральных районах океанов (5-7 км) . Преобладающая часть земной поверхности - это равнины континентов и океанического дна.

Континенты окружены шельфом- мелководной полосой глубиной до 200 г и средней шириной близко 80 км, которая после резкого обрывчастого изгиба дна переходит в континентальный склон (уклон изменяется от 15-17 до 20-30°). Склоны постепенно выравниваются и переходят в абиссальные равнины (глубины 3,7-6,0 км) . Наибольшие глубины (9-11 км) имеют океанические желоба, подавляющее большинство которых расположенная на северной и западной окраинах Тихого океана.

Основная часть литосферы состоит из изверженных магматических пород (95 %), среди которых на континентах преобладают граниты и гранитоиды, а в океанах-базальты.

Блоки литосферы - литосферные плиты - двигаются по относительно пластичной астеносфере. Изучению и описанию этих движений посвящен раздел геологии о тектонике плит.

Для обозначения внешней оболочки литосферы применялся ныне устаревший термин сиаль, происходящий от названия основных элементов горных пород Si (лат. Silicium - кремний) и Al (лат. Aluminium - алюминий).

Литосферные плиты

Стоит отметить, что самые крупные тектонические плиты очень хорошо различимы на карте и ими являются:

• Тихоокеанская – самая большая плита планеты, вдоль границ которой происходят постоянные столкновения тектонических плит и образуются разломы – это является причиной её постоянного уменьшения;
• Евразийская – покрывает почти всю территорию Евразии (кроме Индостана и Аравийского полуострова) и содержит наибольшую часть материковой коры;
• Индо-Австралийская – в её состав входит австралийский континент и индийский субконтинент. Из-за постоянных столкновений с Евразийской плитой находится в процессе разлома;
• Южно-Американская – состоит из южноамериканского материка и части Атлантического океана;
• Северо-Американская – состоит из североамериканского континента, части северо-восточной Сибири, северо-западной части Атлантического и половины Северного Ледовитого океанов;
• Африканская – состоит из африканского материка и океанической коры Атлантического и Индийского океанов. Интересно, что соседствующие с ней плиты движутся в противоположную от неё сторону, поэтому здесь находится наибольший разлом нашей планеты;
• Антарктическая плита – состоит из материка Антарктида и близлежащей океанической коры. Из-за того, что плиту окружают срединно-океанические хребты, остальные материки от неё постоянно отодвигаются.

Движение тектонических плит в литосфере

Литосферные плиты, соединяясь и разъединяясь, всё время изменяют свои очертания. Это даёт возможность учёным выдвигать теорию о том, что около 200 млн. лет назад литосфера имела лишь Пангею - один-единственный континент, впоследствии расколовшийся на части, которые начали постепенно отодвигаться друг от друга на очень маленькой скорости (в среднем около семи сантиметров в год).

Это интересно! Существует предположение, что благодаря движению литосферы, через 250 млн. лет на нашей планете сформируется новый континент за счёт объединения движущихся материков.

Когда происходит столкновение океанической и континентальной плит, край океанической коры погружается под материковую, при этом с другой стороны океанической плиты её граница расходится с соседствующей с ней плитой. Граница, вдоль которой происходит движение литосфер, называется зоной субдукции, где выделяют верхние и погружающиеся края плиты. Интересно, что плита, погружаясь в мантию, начинает плавиться при сдавливании верхней части земной коры, в результате чего образуются горы, а если к тому же прорывается магма – то и вулканы.

В местах, где тектонические плиты соприкасаются друг с другом, расположены зоны максимальной вулканической и сейсмической активности: во время движения и столкновения литосферы, земная кора разрушается, а когда они расходятся, образуются разломы и впадины (литосфера и рельеф Земли связаны друг с другом). Это является причиной того, что вдоль краёв тектонических плит расположены наиболее крупные формы рельефа Земли – горные хребты с активными вулканами и глубоководные желоба.

Проблемы литосферы

Интенсивное развитие промышленности привело к тому, что человек и литосфера в последнее время стали чрезвычайно плохо уживаться друг с другом: загрязнение литосферы приобретает катастрофические масштабы. Произошло это вследствие возрастания промышленных отходов в совокупности с бытовым мусором и используемыми в сельском хозяйстве удобрениями и ядохимикатами, что негативно влияет на химический состав грунта и на живые организмы. Учёные подсчитали, что за год на одного человека припадает около одной тонны мусора, среди которых – 50 кг трудноразлагаемых отходов.

Сегодня загрязнение литосферы стало актуальной проблемой, поскольку природа не в состоянии справиться с ней самостоятельно: самоочищение земной коры происходит очень медленно, а потому вредные вещества постепенно накапливаются и со временем негативно воздействуют и на основного виновника возникшей проблемы – человека.

Строение литосферы

Литосфера Земли состоит из двух слоев: земной коры и части верхней мантии. Границей между ними является т.н. граница Мохоровичича, выделяемая на основании увеличения скорости распространения продольных сейсмических волн и плотности вещества.

Земная кора - это верхняя твёрдая оболочка Земли. Кора не является уникальным образованием, присущим только Земле, т.к. есть на большинстве планет земной группы, спутнике Земли - Луне и спутниках планет-гигантов: Юпитера, Сатурна, Урана и Нептуна. Однако только на Земле кора бывает двух типов: океанической и континентальной. В пограничных областях развивается земная кора промежуточного типа - субконтинентальная или субокеаническая, формирующаяся, например, в зонах островных дуг. В зонах срединно-океанических хребтов можно выделить кору рифтогенного типа, в связи с отсутствием в этих зонах габбро-серпентинитового слоя и близким положением астеносферы.

Океаническая земная кора состоит из трёх слоёв: верхнего осадочного, промежуточного базальтового и нижнего габбро-серпентинитового, который до последнего времени включался в состав базальтового.

Толщина её составляет от 2 км в зонах срединно-океанических хребтов до 130 км в зонах субдукции, где океаническая кора погружается в мантию. Связано данное различие с тем, что в зонах срединно-океанических хребтов океаническая кора образуется, по мере удаления от хребтов её мощность возрастает, редко превышая значение в 7 км, достигая максимума в зонах погружения коры в верхнюю мантию. Наибольшее количество зон субдукции приходится на Тихий океан; с ними связывают мощные моретрясения.

Осадочный слой, покрывающий расплав невелик: его толщина редко превышает 0,5 км, лишь вблизи дельт крупных рек достигая толщины в 10-12 км. Состоит осадочный слой из песка, отложений остатков животных и осаждённых минералов. В его основании часто залегают тонкие не выдержанные по простиранию металлоносные осадки с преобладанием оксидов железа. Нижняя часть слоя сложена карбонатными породами, которые на больших глубинах не обнаруживаются, в связи с растворением при большом давлении раковин фораминифер и кокколитофорид, слагающих карбонатные породы. На глубинах превышающих 4,5 км карбонатные породы замещаются красными глубоководными глинами и кремнистыми илами.

Базальтовый слой в верхней части сложен базальтовыми лавами толеитового состава, которые называют ещё подушечными из-за характерной формы. Ниже лежит дайковый комплекс, образованный долеритовыми дайками. Дайки представляют собой каналы, по которым базальтовая лава изливалась на поверхность. По этой причине базальтовый слой обнажается во многих местах примыкающих к срединно-океаническим хребтам.

В зонах субдукции базальтовый слой превращается в экголиты, которые имея плотность больше чем окружающие перидотиты (самые распространённые мантийные породы) погружаются в глубину. Масса экголитов в настоящее время составляет около 7 % от массы всей мантии Земли.

Габбро-серпентинитовый слой лежит непосредственно над верхней мантии. В его составе выделяются габброиды и серпентинизированный перидотит, образующиеся соответственно при медленной кристаллизации базальтовых расплавов в магматическом очаге и при гидратации основных пород мантии по трещинам литосферы. Мощность слоя составляет 3-6 км; он прослеживается во всех океанах. Скорости продольных сейсмических волн в пределах слоя составляют 6,5-7 км/сек.

Возраст океанической земной коры в среднем составляет 100 млн. лет. Самые старые участки океанической земной коры имеют возраст 156 млн. лет (поздняя юра) и располагаются во впадине Пиджафета в Тихом океане.

Столь молодой возраст объясняется постоянным образованием и поглощением океанической коры. Ежегодно в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов в результате происходящей под ними сепарации базальтовой лавы и её излияния на поверхность океанического дна образуется 24 км 3 магматических пород массой 70 млрд. тонн. Если учесть, что общая масса океанической земной коры согласно расчётам составляет 5,9×10 18 тонн, то получается, что вся океаническая кора обновляется за 100 млн. лет, что и принимается за её средний возраст. Толщина океанической земной коры со временем практически не меняется, в связи с построением её из выделившегося расплава.

Океаническая земная кора сосредоточена не только в пределах ложа Мирового океана. Небольшие древние её участки известны в закрытых бассейнах, примером которых может служить северная впадина Каспийского моря. Общая площадь океанической земной коры составляет 306 млн.км 2 .

Континентальная земная кора, как видно из названия, лежит под континентами Земли и крупными островами. В отличие от океанической континентальная земная кора состоит из трёх слоёв: верхнего осадочного, среднего гранитного и нижнего базальтового. Толщина подобного типа земной коры под молодыми горами достигает 75 км, под равнинами составляет от 35 до 45 км, под островными дугами сокращается до 20-25 км.

Осадочный слой континентальной земной коры формируется: глинистыми отложениями и карбонатами мелководных морских бассейнов в пределах протерозойских платформ; грубообломачными фациями, сменяемыми выше по разрезу песчано-глинистыми отложениями и карбонатами прибрежных фаций в краевых прогибах и на пассивных окраинах континентов атлантического типа.

Гранитный слой земной коры формируется в результате вторжения магмы в трещины земной коры. Состоит из кремнезёма, алюминия и других минералов. Мощность гранитного слоя достигает 25 км. Скорость продольных сейсмических волн составляет от 5,5 до 6,3 км/сек. Слой очень древний: его средний возраст около 3 млрд. лет.

На глубинах 15-20 км, часто прослеживается граница Конрада, вдоль которой скорость распространения продольных сейсмических волн увеличивается на 0,5 км/сек. Граница разделяет гранитный и базальтовый слои.

Базальтовый слой формируется при излиянии основных (базальтовых) лав на поверхность суши в зонах внутриплитного магматизма. Базальт тяжелее гранита, содержит больше железа, магния и кальция. Скорость продольных сейсмических волн в пределах слоя от 6,5 до 7,3 км/сек.

Граница между гранитным и базальтовыми слоями в ряде мест проходит по т.н. поверхности Конрада, в пределах которой происходит скачкообразный рост скорости продольных сейсмических волн с 6 до 6,5 км/сек. В других местах скорость продольных сейсмических волн растёт постепенно и граница между слоями размыта. И, наконец, есть области, где наблюдаются сразу несколько поверхностей в пределах которых происходит возрастание сейсмических волн.

Общая масса земной коры оценивается в 2,8×10 19 тонн, что составляет лишь 0,473% от массы всей планеты Земля.

Снизу земная кора отделена от верхней мантии границей Мохоровичича или Мохо, установленной в 1909 году хорватским геофизиком и сейсмологом Андреем Мохоровичичем. На границе происходит резкий рост скоростей продольных и поперечных сейсмических волн. Возрастает также плотность вещества. Граница Мохо может не совпадать с границами земной коры, по-видимому разделяя области разного химического состава: лёгкие кислые земной коры и плотные ультраосновные мантийные.

Слой лежащий под земной корой называется мантией. Мантия делится слоем Голицына на верхнюю и нижнюю, граница между которыми проходит на глубине около 670 км.

В пределах верхней мантии выделяется астеносфера - пластинчатый слой, в пределах которого скорости сейсмических волн понижаются.

Литосфера - это хрупкий, внешний, твердый слой Земли. Тектонические плиты являются сегментами литосферы. Ее верх легко увидеть - она находится на поверхности Земли, но основание литосферы расположено в переходном слое между земной корой и , который является областью активных исследований.

Сгибание литосферы

Литосфера не полностью жесткая, а обладает легкой эластичностью. Она прогибается, когда на нее воздействует дополнительная нагрузка или наоборот выгибается, если степень нагрузки ослабевает. Ледники - это один из видов нагрузки. Например, в Антарктиде толстая ледяная шапка сильно опустила литосферу к уровню моря. В то время как в Канаде и Скандинавии, где ледники растаяли около 10 000 лет назад, литосфера не испытывает сильного воздействия.

Вот некоторые другие типы нагрузки на литосферу:

• Извержение вулканов;
• Отложение осадков;
• Повышение уровня моря;
• Формирование крупных озер и водохранилищ.

Примеры снижения воздействия на литосферу:

• Эрозия гор;
• Образование каньонов и долин;
• Высыхание крупных водоемов;
• Снижение уровня моря.

Изгиб литосферы по приведенным выше причинам, как правило, относительно невелик (обычно значительно меньше километра, но измерим). Мы можем моделировать литосферу с помощью простой инженерной физики, и получить представление о ее толщине. Мы также способны изучить поведение сейсмических волн и поместить основание литосферы на глубины, где эти волны начинают замедляться, указывая на наличие более мягкой породы.

Эти модели предполагают, что толщина литосферы колеблется от менее 20 км вблизи срединно-океанических хребтов до примерно 50 км в старых океанических районах. Под континентами литосфера толще - от 100 до 350 км.

Эти же исследования показывают, что под литосферой находится более горячий и мягкий слой породы, называемый астеносферой. Порода астеносферы вязкая, а не жесткая и медленно деформируется под стрессом, как шпаклевка. Поэтому литосфера может двигаться через астеносферу под действием тектоники плит. Это также означает, что землетрясения образуют трещины, которые простираются только через литосферу, но не за ее пределы.

Структура литосферы

Литосфера включает в себя кору (горы континентов и океаническое дно) и самую верхнюю часть мантии под земной корой. Эти два слоя отличаются по минералогии, но очень похожи механически. По большей части они действуют как одна плита.

Похоже, что литосфера заканчивается там, где температура достигает определенного уровня, из-за которого средняя мантийная порода (перидотит) становится слишком мягкой. Но есть много осложнений и предположений, и можно только сказать, что эти температуры варьируются от 600º до 1200º С. Многое зависит от давления и температуры, а также изменения состава пород из-за тектонического смешивания. Вероятно, точно нельзя определить четкую нижнюю границу литосферы. Исследователи часто указывают термические, механические или химические свойства литосферы в своих работах.

Океаническая литосфера очень тонкая в расширяющихся центрах, где она образуется, но со временем становится толще. Когда она остывает, более горячая порода из астеносферы остывает на нижней стороне литосферы. В течение примерно 10 миллионов лет океаническая литосфера становится более плотной, чем астеносфера под ней. Поэтому большинство океанических пластин всегда готовы к субдукции.

Изгиб и разрушение литосферы

Силы, которые изгибают и ломают литосферу, происходят в основном от тектоники плит. Когда плиты сталкиваются, литосфера на одной плите погружается в горячую мантию. В этом процессе субдукции пластина изгибается вниз на 90 градусов. По мере того, как она изгибается и опускается, субдуктивная литосфера сильно трескается, вызывая землетрясения в нисходящей горной плите. В некоторых случаях (например, в северной Калифорнии) субдуктивная часть может полностью разрушаться, погружаясь глубоко внутрь Земли, поскольку плиты над ней меняют свою ориентацию. Даже на больших глубинах субдуктивная литосфера может быть хрупкой в ​​течение миллионов лет, если она относительно прохладная.

Континентальная литосфера может расщепляться, при этом нижняя часть разрушается и опускается. Этот процесс называется расслоением. Верхняя часть континентальной литосферы всегда менее плотная, чем мантийная часть, которая, в свою очередь, более плотная, чем астеносфера внизу. Силы тяжести или сопротивления из астеносферы могут вытягивать слои земной коры и мантии. Дезаминация позволяет горячей мантии подниматься и делать расплав под частями континентов, вызывая повсеместное поднятие и вулканизм. Такие места, как Калифорнийская Сьерра-Невада, Восточная Турция и части Китая, изучаются с учетом процесса расслоения.

Земная кора и верхняя (твердая) часть мантии образуют литосферу. Она представляет собой «шар» из твёрдого вещества радиусом около 6400км. Земная кора - внешняя оболочка литосферы. Состоит из осадочного, гранитного и базальтового слоев. Отличают океаническую и материковую земную кору. В составе первой отсутствует гранитный слой. Максимальная толщина земной коры около 70 км - под горными системами, 30- 40 км - под равнинами, наиболее тонкая земная кора - под океанами, всего 5- 10 км.

Остальную часть мы называем внутренней литосферой, которая включает также и центральную часть, называемую ядром. О внутренних слоях литосферы нам почти ничего не известно, хотя на их долю приходится почти 99,5% всей массы Земли. Их можно изучать только с помощью сейсмических исследований.

Литосфера разбита на блоки - литосферные плиты - это крупные жесткие блоки земной коры, которые двигаются по относительно пластичной астеносфере. Литосфера под океанами и континентами значительно различается.

Литосфера под океанами претерпела множество этапов частичного плавления в результате образования океанической коры, она сильно обеднена легкоплавкими редкими элементами и в основном состоит из дунитов и гарцбургитов.

Литосфера под континентами значительно холоднее, мощнее и, видимо, разнообразнее. Она не участвует в процессе мантийной конвекции, и претерпела меньше циклов частичного плавления. В целом она богаче несовместимыми редкими элементами. В её составе значительную роль играют лерцолиты, верлиты и другие богатые редкими элементами породы.

Литосфера расколота примерно на 10 больших плит, самые крупные - Евразийская, Африканская, Индо-Афстралийская, Американская, Тихоокеанская, Антарктическая. Литосферные плиты движутся с возвышающейся на них сушей. В основе теории движения литосферных плит - гипотеза А. Вегенера о дрейфе континентов.

Литосферные плиты постоянно меняют свои очертания, они могут раскалываться в результате рифтинга и спаиваться, образуя единую плиту в результате коллизии. С другой стороны, разделение земной коры на плиты не однозначно, и по мере накопления геологических знаний выделяются новые плиты, а некоторые границы плит признаются несуществующими. Движение литосферных плит обусловлено перемещением вещества в верхней мантии. В рифтовых зонах оно разрывает земную кору и расталкивает плиты. Большинство рифтов находится на дне океанов, где земная кора тоньше. На суше крупнейшие рифты расположены в районе Великих Африканских озер и озера Байкал. Скорость движения литосферных плит - -1-6 см в год.

При столкновении литосферных плит на их границах образуются: горные системы, если в зоне столкновения обе плиты несут материковую кору (Гималаи), и глубоководные желоба, если одна из плит несет океаническую кору (Перуанский желоб). С этой теорией согласуется предположение о существовании древних материков: южного - Гондваны и северного - Лавразии.

Границы литосферных плит - это подвижные области, где происходят горообразование, сосредоточены области землетрясений и большинство действующих вулканов (сейсмические пояса). Самые обширные сейсмические пояса - Тихоокеанский и Средиземноморского - Трансазиатский.

На глубине 120-150 км под материками и 60-400 км под океанами залегает слой мантии, называется астеносферой. Все литосферные плиты как бы плавают в полужидкой астеносфере, как льдины в воде.

литосфера земной кора антропогенный

Литосферой называют верхнюю твердую оболочку Земли, со­стоящую из земной коры и слоя верхней мантии, подстилающего земную кору. Нижняя граница литосферы проводится на глубинах около 100 км под континентами и около 50 км под дном океана. Верхняя часть ли­тосферы (та, где существует жизнь) - составная часть биосферы.

Земная кора сложена магматическими и осадочными породами, а также метаморфическими породами, образовавшимися за счет тех и других.

Горные породы - это естественные минеральные агрегаты оп­ределенного состава и строения, сформировавшиеся в результате геологических процессов и залегающие в земной коре в виде само­стоятельных тел. Состав, строение и условия залегания горных пород обусловлены особенностями формирующих их геологических про­цессов, которые происходят в определенной обстановке внутри зем­ной коры или на земной поверхности. В зависимости от характера главных геологических процессов различают три генетических клас­са горных пород: осадочные, магматические и метаморфические.

Магматические горные породы - это естественные мине­ральные агрегаты, возникающие при кристаллизации магм (силикат­ных, а иногда и несиликатных расплавов) в недрах Земли илина ее поверхности. По содержанию кремнезема магматические породы делятся на кислые (SiO 2 - 70-90%), средние (SiO 2 > около 60%), основные (SiO 2 около 50%) и ультра­основные (SiO 2 менее 40%). Примером магматических пород служат вулканическая основная порода и гранит.

Осадочные горные породы - это те породы, которые су­ществуют в термодинамических 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. Многие осадочные породы являются важнейшими полезными иско­паемыми. Примерами осадочных пород служат песчаники, которые можно рассматривать как скопления кварца и, следовательно, концен­траторы кремнезема (SiO 2), и известняки - концентраторы СаО. К ми­нералам, наиболее распространенных осадочных пород относятся кварц (SiO 2), ортоклаз (КalSi 3 O 8) каолинит (А1 4 Si 4 O 10 (ОН) 8), кальцит (СаСО 3), доломит СаМg(СО 3) 2 и др.

Метаморфическими называют породы, основные особенности которых (минеральный состав, структура, текстура) обусловлены процессами метаморфизма, тогда как признаки первичного магмати­ческого происхождения частично или полностью утрачены. Мета­морфические породы - сланцы, гранулиты, эклогиты и др. Типичные для них минералы - слюда, полевой шпат и гранат соответственно.

Вещество земной коры сложено в основном легкими элемента­ми (по Fе включительно), а элементы, следующие в Периодической системе за железом, в сумме составляют лишь доли процента. Отме­чается также, что элементы, имеющие четное значение атомной мас­сы, значительно преобладают: они образуют 86% общей массы зем­ной коры. Следует отметить, что в метеоритах это отклонение еще выше и составляет в металлических метеоритах 92%, в каменных -98%.

Средний химический состав земной коры, по данным разных авторов, приведен в табл. 25:

Таблица 25

Химический состав земной коры, маc. % (Гусакова, 2004)

Ее анализ позволяет сделать следующие важные выводы:

1) земная кора сложена в основном из восьми элементов: О, Si, А1, Fе, Са, Мg, Nа, К; 2) на долю остальных 84 элементов приходится менее одного процента массы коры; 3) среди главнейших по распро­страненности элементов особая роль в земной коре принадлежит ки­слороду.

Особая роль кислорода состоит в том, что его атомы со­ставляют 47% массы коры и почта 90% объема важнейших породо­образующих минералов.

Имеется ряд геохимических классификаций элементов. В на­стоящее время получает распространение геохимическая клас­сификация, согласно которой все элементы земной коры делятся на пять групп (табл. 26).

Таблица 26

Вариант геохимической классификации элементов (Гусакова, 2004)

Литофильные - это элементы горных пород. На внешней обо­лочке их ионов находится 2 или 8 электронов. Литофильные элемен­ты трудно восстанавливаются до элементарного состояния. Обычно они связаны с кислородом и составляют основную массу силикатов и алюмосиликатов. Встречаются также в виде суль­фатов, фосфатов, боратов, карбонатов и гадогенидов.

Халькофильные элементы - это элементы сульфидных руд. На внешней оболочкеих ионов располагается 8 (S,Sе,Те) иди 18 (у ос­тальных) электронов. В природе встречаются в виде сульфидов, селенидов, теллуридов, а также в самородном состоянии (Сu,Нg,Аg,Рb,Zn,As,Sb,Вi,S, Sе,Те,Sn).

Сидерофильные элементы - это элементы с достраивающимися электронными d- и f-оболочками. Они обнаруживают специфическое сродство к мышьяку и сере (PtAs 2 , FеАs 2 , NiAs 2 , FeS, NiS, МоS 2 и др.), а также к фосфору, углероду, азоту. Почти все сидерофильные элементы встречаются также и в самородном состоянии.

Атмофильные элементы - это элементы атмосферы. Боль­шинство изних имеет атомы с заполненными электронными оболоч­ками (инертные газы). К атмофильным относят также азот и водород. Вследствие вы­соких потенциалов ионизации атмофильные элементы с трудом вступают в соединения с другими элементами и потому в природе находятся (кроме Н) главным образом в элементарном (самородном) состоянии.

Биофильные элементы - это элементы, входящие в состав орга­нических компонентов биосферы (С,Н,N,О,Р,S). Из этих (в ос­новном) и других элементов образуются сложные молекулы угле­водов, белков, жиров и нуклеиновых кислот. Средний химический состав белков, жиров и углеводов приведен в табл. 27.

Таблица 27

Средний химический состав белков, жиров и углеводов, мас. % (Гусакова, 2004)

В настоящее время в различных организмах установлено более 60 элементов. Элементы и их соединения, требующиеся организмам в сравнительно больших количествах, часто называют макробиогенными элементами. Элементы же и их соединения, которые хотя и не­обходимы для жизнедеятельности биосистем, но требуются в крайне малых количествах, называют микробиогенными элементами. Для растений, например, важны 10 микроэлементов: Fе, Мn, Сu, Zn, В, Si, Мо, С1, W, Со.

Все эти элементы, кроме бора, требуются и животным. Кроме того, животным могут требоваться селен, хром, никель, фтор, йод, олово. Между макро- и микроэлементами нельзя провести четкую и одинаковую для всех групп организмов границу.

Процессы выветривания

Поверхность земной коры подвержена действию атмосферы, что делает ее восприимчивой к физическим и химическим процессам. Физическое выветривание является механическим процессом, в ре­зультате которого порода размельчается до частиц меньшего размера без существенных изменений в химическом составе. Когда сдержи­вающее давление коры устраняется поднятием и эрозией, устраняют­ся и внутренние напряжения в пределах подстилающих пород, по­зволяя расширившимся трещинам открыться. Эти трещины могут потом раздвинуться за счет термического расширения (вызванного суточными флуктуациями температуры), расширения воды в процес­се замерзания, а также воздействия корней растений. Другие физиче­ские процессы, например ледниковая деятельность, оползни и исти­рание песком, производят дальнейшее ослабление и разрушение твердой породы. Эти процессы важны, поскольку они значительно увеличивают поверхностные участки породы, подверженные дейст­вию агентов химического выветривания, например воздуха и воды.

Химическое выветривание вызывается водой - особенно ки­слой водой - и газами, например кислородом, который разрушает ми­нералы. Некоторые ионы и соединения исходного минерала удаляют­ся с раствором, просачивающимся через обломки минералов и пи­тающим грунтовые воды и реки. Тонкозернистые твердые вещества могут вымываться из выветриваемого участка, оставляя химически измененные остатки, которые формируют основу почв. Из­вестны различные механизмы химического выветривания:

1. Растворение. Простейшая реакция выветривания - это раство­рение минералов. Молекула воды эффективна при разрыве ионных связей, например таких, которые соединяют ионы натрия (Na +) и хлора (Cl -) в галите (каменная соль). Мы можем выразить растворе­ние галита упрощенно, т.е.

NaCl (тв) Na + (водн) + Cl - (водн)

2. Окисление. Свободный кислород играет большую роль при разложении веществ в восстановленной форме. Например, окисление восстановленного железа (Fe 2+) и сера (S) в обычном сульфиде, пи­рите (FeS 2) приводит к образованию сильной серной кислоты (H 2 SO 4):

2FeS 2(тв) + 7,5 О 2(г) + 7Н 2 О (ж) 2Fe(OH) 3(тв) + Н 2 SO 4(водн).

Сульфиды часто встречаются в алеврито-глииистых породах, рудных жилах и угольных отложениях. При разработке рудных и угольных месторождений сульфид остается в отработанной породе, которая накапливается в отвалах. Такие отвалы пустой породы име­ют большие поверхности, подверженные влиянию атмосферы, где окисление сульфидов происходит быстро и в больших масштабах. Кроме того, заброшенные рудные выработки быстро затопляются грунтовыми водами. Образование серной кислоты делает дренажные воды с заброшенных рудников сильно кислыми (рН до 1 или 2). Та­кая кислотность может увеличить растворимость алюминия и стать причиной токсичности для водных, экосистем. В окисление сульфи­дов вовлечены микроорганизмы, что можно моделировать рядом ре­акций:

2FeS 2(тв) + 7О 2(г) + 2Н 2 О (ж) 2Fe 2+ + 4Н + (водн) + 4SO 4 2- (водн) (окисление пирита), затем следует окисление железа в :

2Fe 2+ + О 2(г) + 10Н 2 О (ж) 4Fe(OH) 3(тв) + 8Н + (водн)

Окисление - происходит очень медленно при низких значе­ниях рН кислых рудниковых вод. Однако ниже рН 4,5 окисление железа катализируют Thiobacillus ferrooxidans и Leptospirillum. Окисное железо может далее взаимодействовать с пиритом:

FeS 2(тв) + 14 Fe 3+ (водн) + 8Н 2 О (ж) 15 Fe 2+ (водн) + 2SO 4 2- (водн) + 16Н + (водн)

При значениях рН намного выше 3 железо (III) осаждается как обычный оксид железа (III), гетит (FеООН):

Fe 3+ (водн) + 2Н 2 О (ж) FеООН + 3Н + (водн)

Осажденный гетит покрывает дно ручьев и кирпичную кладку в виде характерного желто-оранжевого налета.

Восстановленные железосодержащие силикаты, например некоторые оливины, пироксены и амфиболы, также могут пре­терпевать окисление:

Fe 2 SiO 4(тв) + 1/2O 2(г) + 5H 2 O (ж) 2Fe(OH) 3(тв) + H 4 SiO 4(водн)

Продуктами являются кремниевая кислота (H 4 SiO 4) и коллоид­ный гидроксид железа , слабое основание, которое при де­гидратации дает ряд оксидов железа, например Fе 2 O 3 (гематит - темно-красного цвета), FеООН (гетит и лепидокрокит - желтого цвета или цвета ржавчины). Частая встречаемость этих оксидов же­леза говорит об их нерастворимости в окислительных условиях зем­ной поверхности.

Присутствие воды ускоряет окислительные реакции, о чем сви­детельствует ежедневно наблюдаемое явление окисления металличе­ского железа (ржавчина). Вода действует как катализатор, окисли­тельный-потенциал зависит от парциального давления газообразного кислорода и кислотности раствора. При рН 7 вода в контакте с воз­духом имеет Еh порядка 810 мВ - окислительный потенциал, на­много больший того, который необходим для окисления закисного железа.

Окисление органического вещества. Окисление восстановлен­ного органического вещества в почвах катализируется микроор­ганизмами. Опосредованное бактериями окисление мертвого органи­ческого вещества до СО 2 важно с точки зрения образования кислот­ности. В биологически активных почвах концентрация СО 2 может в 10-100 раз превышать ожидаемую при равновесии с атмосферным СО 2 приводя к образованию угольной кислоты (Н 2 СО 3) и Н + при ее диссоциации. Чтобы упростить уравнения, орга­ническое вещество представлено обобщенной формулой для углево­да, СН 2 О:

СН 2 О (тв) + О 2(г) СО 2(г) + Н 2 О (ж)

СО 2(г) + Н 2 О (ж) Н 2 СО 3(водн)

Н 2 СО 3(водн) Н + (водн) + НСО 3 - (водн)

Эти реакции могут понизить водный рН почв от 5,6(значение, которое устанавливается при равновесии с атмосферным СО 2) до 4- 5. Это является упрощением, поскольку органическое вещество почв (гумус) не всегда полностью разлагается до СО 2 . Однако продукты частичного разрушения обладают карбоксильными (СООН) и фенольными группами, которые при диссоциации дают ионы Н + :

RCOOH (водн) RCOO - (водн) + Н + (водн)

где R означает большую органическую структурную единицу. Кислотность, накапливаемая при разложении органического вещества, используется при разрушении большинства силикатов в процессе кислотного гидролиза.

3. Кислотный гидролиз. Природные воды содержат растворимые вещества, которые придают им кислотность - это и диссоциации атмосферного СО 2 в дождевой воде, и частично диссоциация почвен­ного СО 2 с образованием Н 2 СО 3 , диссоциация природного и антропогенного диоксида серы (SO 2) с образованием Н 2 SO 3 и Н 2 SО 4 . Реак­цию между минералом и кислыми агентами выветривания обычно называют кислотным гидролизом. Выветривание СаСО 3 демонстри­рует следующая реакция:

СаСО 3(тв) + Н 2 СО 3(водн) Са 2+ (водн) + 2НСО 3 - (водн)

Кислотный гидролиз простого силиката, например богатого магнием оливина, форстерита, можно обобщить следующим образом:

Mg 2 SiO 4 (тв) + 4H 2 CO 3(водн) 2Mg 2+(водн) + 4НСО 3 - (водн) + H 4 SiO 4(водн)

Отметим, что при диссоциации Н 2 СО 3 образуется ионизирован­ный НСО 3 - , немного более сильная кислота, чем нейтральная моле­кула (Н 4 SiO 4), образующаяся при разложении силиката.

4. Выветривание сложных силикатов. До сих пор мы рассматри­вали выветривание мономерных силикатов (например, оливина), кото­рые полностью растворяются (конгруэнтное растворение). Это упро­щало химические реакции. Однако присутствие измененных в процессе выветривания минеральных остатков предполагает, что более распро­странено неполное растворение. Упрощенная реакция выветривания на примере богатого кальцием анортита:

CaAl 2 Si 2 O 8(тв) +2H 2 CO 3(водн) +H 2 O (ж) Ca 2+ (водн) +2HCO 3 - (водн) + Аl 2 Si 2 O 5 (OH) 4(тв)

Твердым продуктом реакции является каолинит Аl 2 Si 2 O 5 (OH) 4 , важный представитель глинистых минералов.