Поиск

Полнотекстовый поиск:
Где искать:
везде
только в названии
только в тексте
Выводить:
описание
слова в тексте
только заголовок

Рекомендуем ознакомиться

'Документ'
Количество ингредиентов питания, удовлетворяющее суточную потребность организма....полностью>>
'Документ'
1. Решением Совета от 03.05.2012 г. (протокол № 17) приостановлено с 03.05.2012 г. действие свидетельства о допуске № 0290.04-2009-3435093479-С-138 от...полностью>>
'Инструкция'
АРМ Генерации ключей (актуальную версия программы АРМ Генерации ключей можно скачать по адресу ftp:/Cert/distrib или при подключенном СКЗИ Континент А...полностью>>
'Документ'
9 октября 2013 года в городе Денисон штата Техас в США состоялась церемония открытия XXVII Чемпионата мира по высшему пилотажу на спортивных самолетах...полностью>>

Главная > Документ

Сохрани ссылку в одной из сетей:
Информация о документе
Дата добавления:
Размер:
Доступные форматы для скачивания:

7. Геохимия земной коры.

7.1. Строение и состав земной коры.

Существует два типа земной коры: континентальная и океаническая. Континентальная кора покрывает 41% поверхности Земли. Она охватывает сушу всех континентов, шельфовые области и континентальный склон. Океаническая кора слагает 59% поверхности Земли, охватывая в основном океаническое ложе и срединно-океанические хребты (СОХ) [6].

Континентальная кора. Ее мощность в среднем составляет 40 км. В ней выделяется три слоя. Верхним является осадочный слой. Он сложен осадочными породами (преимущественно – песчано-глинистыми и карбонатными). Мощность осадочного слоя в среднем составляет 2 км. Он отсутствует на древних щитах (например, Скандинавский щит и др.), а в некоторых континентальных впадинах его мощность увеличивается до 15-20 км (например, Прикаспийская впадина и др.). Средняя плотность слоя – 2,5 г/см3. Ниже залегает гранито-гнейсовый слой мощностью 15-20 км и плотностью – 2,7 г/см3. Под горными сооружениями (Памир, Кавказ и др.) его мощность возрастает до 40-50 км. Он сложен преимущественно гранитами, гранодиоритами, гнейсами, кристаллическими сланцами. Его средний химический состав отвечает химизму гранодиорита – дацита. В некоторых зонах Земли, отвечающих глубоким материковым впадинам, гранито-гнейсовый слой отсутствует (например, в Прикаспийской впадине), и здесь осадочный слой достигает аномальной мощности. В последнее время по геофизическим данным гранито-гнейсовый слой делят на два подслоя: верхний – гранитный; нижний – диоритовый. Средняя мощность каждого из них – около 10 км. Иногда осадочный и гранито-гнейсовый слой объединяют понятием «верхняя кора». Третий (сверху) слой континентальной коры является гранулито-базальтовым. Это название отражает преимущественно гранулитовый породный состав и базальтовый химический состав слоя. Его мощность в среднем составляет 20 км, а плотность пород меняется от 2,8 до 3,1 г/см3. Гранулито-базальтовый слой иногда называют нижней корой, и он отделяется от гранито-гнейсового слоя границей Конрада, а от нижележащей мантии – границей Мохо.

Океаническая кора. Ее средняя мощность – 7 км и в ней выделяется три слоя. Верхний – осадочный со средней мощностью 0,5 км. В осевых частях срединно-океанических хребтов (СОХ) осадочный слой отсутствует, а у материковых склонов в районах, прилегающих к дельтам крупных рек, его мощность возрастает до 10-15 км. Ниже залегает базальтовый слой со средней мощностью 1,5 км. Завершает разрез океанической коры габбро-серпентинитовый слой мощностью 5 км. В верхней части он сложен габбройдами, а в нижней – серпентинизированными ультрабазитами, которые с глубиной сменяются несерпентинизированными ультрабазитами мантии [2]. Зона этого перехода представляет собой границу Мохо в океанической литосфере.

Химический состав земной коры. Земная кора образовалась в результате дифференциации вещества мантии. В ходе этой дифференциации мантия «сбросила» в земную кору свои несовместимые элементы и более легкоплавкие компоненты, с которыми ушла и часть совместимых элементов (Si, Fe, Mg, Al, Ca). В целом же земная кора сложена в основном девятью главными химическими элементами: О, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K, H, причем на первые два элемента О, Si и приходится около 75% ее массы. Из этих элементов в сравнении с мантией земная кора сильно обогащена Na, K, H, умеренно обогащена Al, Ca, слабо обогащена Si, Fe и сильно обеднена Mg. Средний химический состав земной коры отвечает андезиту, а у мантии он является ультрабазитовым. Гранито-гнейсовый слой континентальной коры в сравнении с ее гранулито-базальтовым слоем обогащен K, Na, Si, Al, т.е. элементами кислых магм и обеднен Mg, Ca, Fe, Ti, т.е. элементами основных магм, а гранулито-базальтовый слой, наоборот, обогащен элементами основных магм и обеднен элементами кислых магм. Осадочный же слой по химизму является промежуточным и отвечает химизму коры в целом, т.е. андезиту.

Минералогический состав земной коры.

В земной коре обнаружено порядка 4000 минералов. С глубиной их количество быстро уменьшается вследствие уменьшения вариабельности термодинамических параметров среды. Поэтому список главных минералов земной коры включает всего 10-20 минералов. Наибольшим распространением пользуются полевые шпаты (55%), которые вместе с кварцем (12%) составляют 2/3 массы земной коры. Оливин, пироксены, амфиболы, гранаты вместе составляют 12%, слюды (биотит, флогопит, мусковит) – 9%, карбонаты (кальцит, доломит) – 1,5%, хлориты 2%, глинистые минералы – 1,5%, оксиды железа – 2% и на все прочие минералы приходится 5%.

7.2. Зональность земной коры.

Земная кора в своем строении проявляет не только породную, но и минералогическую, и химическую зональность. Главные элементы кислых магм Si, K, Na, Al образуют максимальные концентрации в гранито-гнейсовом слое коры. В осадочном слое и в гранулито-базальтовом слое их концентрации уменьшаются. Главные элементы основных магм Ca, Fe, Mg образуют максимальные концентрации в гранулито-базальтовом слое коры и они уменьшаются в гранито-гнейсовом и осадочном слоях коры. Максимальные величины отношений Si/Mg, K/Na, Na/Ca отмечаются в гранито-гнейсовом слое, а минимальные – в гранулито-базальтовом. С глубиной в земной коре уменьшается величина отношения Fe3+/Fe2+. С глубиной уменьшается содержание воды и особенно резко (в два раза) при переходе от осадочного слоя к гранито-гнейсовому. Эта химическая зональность отражается и в минералогической зональности.

В верхней части коры (в ее осадочном слое) широко распространены низкотемпературные и низкобарические минералы, минералы с элементами в высшей степени окисления (S6+, Fe3+), минералы, содержащие в своих структурах Н2О и ОН – группы. Поэтому здесь широко развиты глинистые минералы, сульфаты, гидроокислы, гидрослюды, галогениды и др. С увеличением глубины многие из них быстро исчезают и практически отсутствуют в гранито-гнейсовом слое (глинистые минералы, сульфаты, хлориды, гидроокислы), но здесь существенно возрастает роль кварца, полевых шпатов, слюд, амфиболов. Еще глубже – в гранулито-базальтовом слое резко уменьшается количество кварца, исчезают слюды, амфиболы и повышается роль пироксенов, гранатов. С глубиной в земной коре уменьшается количество K-Na ПШ и увеличивается количество плагиоклазов, которые при этом повышают свою основность вследствие уменьшения в них Si, Na и увеличения Ca, Al. С глубиной от гранито-гнейсового слоя уменьшается количество светлоокрашенных минералов (кварц, ПШ) и увеличивается доля темноокрашенных минералов, представленных Mg – Fe – силикатами.

7.3. Дифференциация вещества земной коры.

Ведущими в дифференциации вещества земной коры являются два процесса:

  1. Флюидно-магматический; 2) флюидно-метаморфический.

7.3.1. Флюидно-магматическая дифференциация.

Она протекает преимущественно в гранулит-базальтовом слое коры под воздействием магнитных флюидов, главными компонентами которых являются Н2, СО, СН4, СО2. Флюиды имеют восстановительный характер и поэтому являются почти безводными т.к. Н2и СН4 еще не успели окислиться. Эти флюиды являются щелочными, т.к. выносят из мантии несовместимые там щелочные элементы К, Na, и обладая высокой температурой, они в гранулито-базальтовом слое коры порождают очаги магмообразования, в которых вследствие частичного плавления субстрата выплавляются магмы андезитового, дацитового и реже риолитового состава. Эти магмы уходят вверх и раскристаллизовываясь там, формируют массивы гранодиоритов, диоритов, гранитов в гранито-гнейсовом слое коры и тем самым наращивают его. В нижнекоровых очагах магмообразования последовательность перехода химических элементов в расплав, описывается следующим рядом понижающейся подвижности петрогенных элементов

K-Na-Si-Al-Ti-Fe-Ca-Mg. Более подвижные элементы начала ряда K-Na-Si-Al (а это элементы кислых магм) обогащают образующуюся магму и, уходя с ней вверх, производят раскисление верхней коры и прежде всего ее гранито-гнейсового слоя. Менее подвижные элементы конца ряда Mg, Ca, Fe, Ti, а это элементы основных магм, оставаясь на месте, т.е. в реститовых породах, повышают петрохимическую основность пород гранулито-базитового слоя коры. Вместе с кислыми магмами уходят вверх в гранито-гнейсовый слой и малые элементы Rb, Cs, Li, Cu, Ag, Zn, Cd, Pb, Hg, As, Sb, Sn, W,Mo, Zr, Ta, Nb, U, Th и др., которые являются плохосовместимыми для минералов гранулит-базитового слоя коры. Нижнекоровые флюиды мантийного генезиса имеют преимущественно углекислотно-водородный состав, т.е. они являются безводными и поэтому не обладают большой растворяющей и транспортирующей способностью. Поэтому в гранулито-базитовом слое земной коры главным процессом дифференциации вещества является флюидно-магматический.

7.3.2. Флюидно-метаморфическая дифференциация.

Она в основном протекает в гранито-гнейсовом слое земной коры. Восходящие мантийные флюиды на границе Конрада окисляются и в них появляется вода (в надкритическом состоянии) за счет окисления Н2, СН4 и возрастает количество СО2. Флюид становится углекислотно-водным и поэтому обладает большой растворяющей и транспортирующей способностью. К этому флюиду добавляется вода, отжимаемая возрастающим литостатическим давлением из пород, и вода, образующаяся при дегидратации минералов (амфиболов, слюд и др.). Этот флюид становится кислым, т.к.

Н2О + СО2 → Н2СО3 → Н+ + НСО-3 и, просачиваясь через породы гранито-гнейсового слоя, он производит кислотное выщелачивание этих пород, т.е. мобилизует и переносит прежде всего щелочные и щелочно-земельные элементы. Этому способствует и кислотный анион Cl-, мобилизованный из порового пространства пород. Поэтому в гранито-гнейсовом слое коры ряд понижающейся подвижности петрогенных элементов становится иным и приобретает вид K-Na-Ca-Fe2+-Mg-Si-Al-Fe3+-Ti.

Вынос элементов первой половины этого ряда приводит к дебазификации (понижению основности) пород верхней коры, а накопление элементов конца ряда и главным образом Si и Al приводит к раскислению пород гранитно-гнейсового слоя. В итоге, в результате флюидно-метаморфической дифференциации гранитно-метаморфический слой коры понижает основность и повышает кислотность своих пород. Поэтому здесь широким развитием пользуются гнейсы и гранито-гнейсы. Указанная дифференциация главных петрогенных элементов сопровождается дифференциацией и малых элементов. Малые элементы, геохимически близкие к более подвижным петрогенным элементам K, Na, Ca, Fe2+, Mg оказываются также подвижными и, мигрируя в более высокие горизонты коры, дают там повышенные концентрации вплоть до образования месторождений (Li, Rb, Cs, St, Ba, Tr, Cu, Pb, Zn, Hg, As, Sb, Mo, Sn, W и др.).

Восходящий углекислотно-водный флюид, обладая высокой температурой, производит и метаморфическое преобразование пород гранито-гнейсового слоя и наиболее интенсивное в зонах интенсивного потока глубинных флюидов. В этих зонах возможен ультраметаморфизм пород, сопровождаемый селективным плавлением «обводненного» субстрата. Водный флюид, существенно снижая температуры плавления силикатов и особенно у полевых шпатов и кварца, вызывает анатексическое плавление, появление кварц-полевошпатовых расплавов, мигматитов и зарождение очагов средне-, низкотемпературных обогащенных водой гранитных магм (т = 600-7500 С). Поэтому флюидно-метаморфическая дифференциация в зонах ультраметаморфизма может сопровождаться не только гранитизацией, но и флюидно-магматической дифференциацией. Однако, возникающие здесь гранитные расплавы, обладая низкой энергоемкостью не испытывают значительного перемещения вверх и обычно образуют вблизи очаговых зон или прямо на их месте крупные батолитовые массивы слюдяных гранитов. Глубина залегания их очаговых зон не превышает 10-14 км, а глубина становления массивов не меньше 2-5 км. Поднимающиеся глубинные флюиды пронизывают и эти возникающие гранитные расплавы и производят их дальнейшую дебазификацию, т.е. делают их еще более кислыми, превращая в лейкократовые граниты. Поэтому эти флюиды Д.С.Коржинский назвал трансмагматическими. Максимум процессов флюидно-метаморфической дифференциации приходится на глубины 5-15 км. Поэтому здесь наиболее широко распространены граниты, гранито-гнейсы, гнейсы.

Выше фронта гранитизации восходящие флюиды начинают остывать и отлагать приносимые ими базификанты K, Na, Ca, Fe2+, Mg и другой минеральный груз в виде различных метасоматических преобразований пород. Поэтому здесь широко развиты процессы серицитизации, альбитизации, карбонатизации, хлоритизации, пиритизации и др. Эти процессы развиваются как в верхах гранито-гнейсового слоя, так и в осадочном слое коры. В эти процессы активно вовлекаются и коровые флюиды метеорного генезиса, и морская вода, проникающие до глубин 5-7 км и формирующие стационарно действующие гидротермальные системы в зонах с повышенным геотермическим градиентом. С этими гидротермальными системами связано и образование разнообразных рудных месторождений.

Формирование осадочного слоя земной коры происходит в результате комплекса экзогенных процессов, объединяемых понятием литогенез. Он включает в себя стадии: выветривание, перенос продуктов выветривания, седиментация, диагенез, катагенез, метагенез. В ходе этих процессов происходит дальнейшая дифференциация вещества коры, которая называется осадочной дифференциацией и подробно рассматривается в литологии. Здесь можно лишь отметить, что она приводит в основном к латеральной дифференциации вещества осадочного слоя коры, в ходе которой образуются месторождения песков, глин, бокситов, латеритов, известняков, доломитов, солей, руд, железа, марганца, разнообразные россыпные месторождения и др.

8. Гиохимия гидросферы.

Гидросфера – это водная оболочка Земли, включающая моря, океаны, реки, озера, снег, лед, воду литосферы. Масса воды в гидросфере составляет 2,17 * 1024г. Из них: 63% приходится на океаны и моря; 20% - на воду континентов и 17% - на воду в океанической коре. Материковый лед составляет около 1% от всей гидросферы.

Гидросфера очень мобильная оболочка Земли. Например, ежегодно с поверхности Земли испаряется более 0,5 млн. км3 воды. Водяные пары атмосферы обновляются за 10 суток, вода рек обновляется за 12 суток, воды Мирового океана полностью обновляются за 33 тыс. лет. Вместе с водой перемещаются огромные количества минеральных веществ, солей, органики, газов. Поэтому гидросфера играет огромную роль в геохимии. Вода – это не только фактор тепломассопереноса в геохимии, это и среда многих природных химических реакций, определяющих протекание многих экзогенных и эндогенных геологических процессов.

Молекулы Н2О не только во льду, но и в жидкой воде связаны друг с другом водородными связями, а они примерно в 10 раз прочнее молекулярных связей, характерных для большинства других жидкостей. Поэтому вода обладает аномально высокими значениями теплот испарения, плавления льда, удельной теплоемкости, диэлектрической постоянной. Это обуславливает уникальность воды как главный фактор тепломассопереноса в геохимии.

8.1. Воды Мирового океана.

Средняя соленость океанической воды составляет 3,5% (или 35%о). Плотность – 1,03г/см3. Если весь солевой состав этой воды принять за 100%, то ее ионный состав будет следующим (в вес. %): Cl-55,05; Na+30,6; SO2-4 7,68; Mg2+3,69; Ca2+ 1,16; K+1,10; HCO-30,41; Br-0,19. Видно, что соленость морской воды обеспечивается, прежде всего, хлоридами и сульфатами натрия и в меньшей мере – магния, кальция, калия. На эти шесть ионов приходится более 99% всех солей морской воды. В морской воде в ничтожных концентрациях присутствуют и все остальные химические элементы таблицы Д.И.Менделеева. Например, в океанической воде находится 5,5 млн. т. золота и 4 млрд. т. урана. Кроме того, в морской воде содержатся взвешенные минеральные частицы, живые организмы и растворенные газы, главными из которых являются (в объемных %): СО2, 4,5; N2 1,4; O2 0-0,9 (cp. 0,8); H2S 0-2,2. Эти цифры показывают, что содержание СО2 в морской воде в 150 раз больше, а кислорода в 26 раз меньше, чем в атмосфере Земли. Солевой и газовый состав океана регулируется многими факторами. Важнейшими из них являются: снос с материков, вулканическая и гидротермальная деятельность, процессы обмена вещества океана с осадками и породами дна и с атмосферой, а также биогенные процессы.

Вода океана является слабо щелочной. Ее рН = 7,5-8,5 (в среднем 8,0). Существует вертикальная и горизонтальная геохимическая зональность вод Мирового океана. Выделяется три зоны: 1) кислородная; 2) углекислотная; 3) сероводородная. Кислородная зона охватывает верхнюю часть океана до глубины 200 м, т.е. она охватывает шельф и верх акватории океана. Здесь широко распространен фитопланктон, который в ходе своей жизнедеятельности на свету поглощает СО2 и выделяет кислород. Это способствует развитию здесь и животного мира, который наоборот поглощает О2 и выделяет СО2. Фитопланктон океана вырабатывает более половины кислорода, вырабатываемого всей биосферой Земли. В кислородной зоне океана широким развитием пользуются окислительные геохимические процессы и здесь распространены окислы, гидроокислы железа, марганца и сульфатные осадки.

С глубиной в океане затухают процессы жизнедеятельности и поэтому содержание кислорода убывает. Более того, после отмирания живые организмы опускаются на дно, где подвергаются гниению, а при гниении органического вещества расходуется кислород и выделяется СО2. Например, СН4 + 2 * О2 → СО2 + 2 * Н2О. Поэтому с глубиной в океане уменьшается содержание кислорода, увеличивается содержание СО2 и кислородная зона глубже 200 м сменяется углекислотной зоной, которая может развиться также и в глубоководных застойных участках шельфа. Увеличение содержания СО2 с глубиной вызывает уменьшение щелочности и возрастание кислотности воды в соответствии с реакцией СО2 + Н2О → Н2СО3 → Н+ + НСО3-. Возрастание углекислотности морской воды может привести к неустойчивости карбонатных осадков, которые начнут растворяться по реакции карбонатного равновесия СаСО3 + Н2О + СО2 Са (НСО3)2 (в раствор). Эта реакция регулируется давлением СО2. Рост Рсо2, что и происходит с глубиной, смещает реакцию слева направо и карбонатные осадки будут растворяться. Это происходит на глубинах 4-5 км. Поэтому глубже карбонатные осадки не накапливаются. При уменьшении давления Рсо2, что происходит в верхней кислородной зоне океана и особенно при прогреве солнцем морской воды в мелководных заливах, лагунах в аридных зонах, реакция карбонатного равновесия протекает справа налево и осаждаются хемогенные, а также и органогенные карбонатные осадки.

В углекислотной зоне океана господствуют восстановительные условия и поэтому здесь осаждаются карбонаты двухвалентного железа и марганца (сидерит и родохрозит), а также кальцит, доломит, магнезит.

Сероводородная зона океана развивается локально (не повсеместно) в тех морях и участках океанов, где на дне накапливается много органических остатков. При их гниении расходуется весь молекулярный кислород воды и тогда сульфатредукцирующие бактерии для окисления органики начнут отбирать кислород у сульфат-иона морской воды, восстанавливая серу от S6+ до S2-. Последняя, соединяясь с высвобождаемым водородом гниющей органики, порождает сероводород, который и создает сероводородную зону. Это можно описать реакцией 2 * СН4 + SO4 → 2 * СО2 + Н2S + 3 * Н2

В сероводородной зоне создается слабокислая и резко восстановительная среда. Поэтому в этих зонах развивается сульфидный диагенез, т.е. в осадках в процессе их диагенетического преобразования образуются сульфиды (пирит, марказит, халькопирит, реже др.). В Черном море сероводородная зона охватывает всю толщу воды, начиная с глубины 150-200 м.

Жизнедеятельность в океане протекает в основном в кислородной зоне. Многочисленные живые организмы здесь извлекают из воды и накапливают много разных химических элементов. Например, Si, Ca, Mg, K, P, Br, I, N, Ba, Sr,B, V, Zn и др. Этими элементами, важными для жизнедеятельности, верхние слои воды океана обедняются. После отмирания живых организмов, они опускаются на дно и разлагаясь там, обогащают природные воды этими элементами. Поэтому участки подъема этих глубинных, богатых питательными элементами вод на теплый, хорошо прогреваемый шельф сразу становятся зоной интенсивного органогенного осадконакопления, и здесь формируются месторождения фосфоритов, карбонатов, диатомитов и др.

Океан зародился 3,8 млрд. лет назад и сильно отличался от современного. Он был кислым и восстановительным, содержал много угольной кислоты, а также соляную и сероводородную кислоты. Элементы переменной валентности находились в низшей степени окисления. Например, Fe2+, Mn2+, S2-, сульфат-иона не было. Многие рудные элементы (Fe, Mn и др.) хорошо растворялись в воде этого океана. Фотосинтез в океане начался 3,5 млрд. лет назад и протерозойский океан уже имел основные актуалистические особенности современного океана. Рост содержания кислорода в атмосфере привел к появлению сульфат-иона в океане, который стал вторым анионом океана. Первым оставался хлор-ион. Кислотное выщелачивание щелочных и щелочноземельных элементов из андезито-базитовой архейской земной коры и насыщение ими вод океана сделало его щелочным. Примитивные кислородпродуцирующие водоросли привели к высаживанию из морской воды основной массы Fe и Mn путем их окисления и осаждения в виде окислов и гидроокислов уже в раннем протерозое.

8.2 Континентальные воды.

Континентальные воды характеризуются большим разнообразием. Это определяется разнообразием климата и пород, выходящих на поверхность, многообразием рельефа. Например, рН наземных вод меняется от 1,5 (в вулканических озерах) до 10 (солончаковые озера). Соленость может меняться от ничтожно малой до высококонцентрированных рассолов. Например, в Мертвом море (Израиль, Иордания) она достигает 26%. Воды зон развития лейкократовых гранитоидных пород обогащены Na, K, а воды развития темноцветных пород (базальтоиды, габброиды,амфиболиты) относительно обогащаются Ca, Mg.

Вследствие большого разнообразия вод континентов более определенно характеризуем лишь один из наиболее распространенных типов континентальных вод, а именно речные воды гумидных зон Земли. Они питаются в основном метеорными водами, являющимися слабокислыми, т.к. СО2 атмосферы, хорошо растворяясь в дождевой воде, порождают угольную кислоту, диссоциирующую на Н+ и НСО-3 по схеме:

СО2 + Н2О → Н2СО3 → Н+ + НСО-3

В почве в воду поступает дополнительное количество СО2, образующейся за счет гниения органики. Эти слабо кислые дождевые воды и составляют основу речных вод. Реагируя с породами, по которым река протекает, вода изменяет свой состав в соответствии с химизмом этих пород, и ее кислотность понижается практически до нейтральной или даже слабо щелочной, а соленость повышается и в среднем составляет 0,013 вес.%. Химсостав речных вод в среднем составляет (в г/т):

НСО-3 58,4; SO2-4 11,2; Cl- 7,8; NO-3 1,0; Cорг. 9,6; SiO2 13,1;

Са2+ 15,0; Na+ 6,3; Mg2+ 4,1; K+ 2,3; Fe2+ 0,67; Al3+ 0,01

Реки переносят осадочный материал не только в растворенном виде (истинные, молекулярные, коллоидные растворы) в количестве 4 * 1015 г/год, но большей частью они переносят твердые минеральные частицы во взвешенном состоянии и волоком в количестве 18 * 1015 г/год.

9. Геохимия атмосферы.

Атмосфера – это газовая оболочка Земли. Ее плотность быстро уменьшается с высотой. Так, у поверхности Земли давление воздуха составляет 1,013 * 105 Па, на высоте 50 км – 90 Па, на высоте 200 км – 4 * 10-6 Па. В атмосфере выделяют оболочки: тропосфера, стратосфера, мезосфера, ионосфера, экзосфера. Тропосфера – нижняя наиболее плотная часть атмосферы. Она простирается до высоты 8-10 км в полярных областях и до 16-18 км у экватора. Она характеризуется турбулентным перемещением воздушных масс. Температура в тропосфере уменьшается с высотой на 6О с/км.

Стратосфера простирается до высоты 50 км. На высоте 25-30 км Земля окружена жизненно важным слоем, обогащенным озоном О3 (озоновый слой). Если собрать весь озон в компактный слой, то его мощность была бы 2-4 мм. Мезосфера простирается между высотами 50-80 км. Температура на ее верхней границе составляет – 800 С. Ионосфера простирается до высоты 1000 км. Выше она сменяется экзосферой, плавно переходящей в космическое пространство. В ионосфере нет молекул воздуха. Они все диссоциированы, а их атомы ионизированы за счет больших энергий соударений.

Сухой воздух тропосферы имеет следующий состав:

N – 78,09 об.%, О – 20,95 об.%, Ar – 0,93 об.%, СО2 – 0,03 об.%.

В весовых процентах это будет :

N – 75,51 вес.%, О – 23,15 вес.%, Ar – 1,28 вес.%, СО2 – 0,046 вес.%.

В тропосфере всегда есть пары и капельки воды в количестве 0,1 – 2,8 об.%, а также аэрозоли коллоидных частиц природной и техногенной пыли. Ветер тропосферы способен переносить во взвешенном состоянии алевритовые и пелитовые частицы на сотни и тысячи километров, а песчаные и более грубые частицы он переносит волочением на десятки и сотни километров.

Атмосфера возникла 3,9 млрд. лет назад за счет дегазации Земли. Она почти нацело состояла из СО2 и была резко восстановительной. Давление в ней составляло4 – 4,7 бар, а температура у поверхности Земли достигала +1000 С. Но океан не вскипел из-за повышенного общего давления атмосферы. Для вскипания требовалась температура около +1500 С. В раннем протерозое в связи с интенсивным осаждением карбонатов стало быстро уменьшаться как общее давление атмосферы, так и давление Рсо2. Последнее к рубежу

2,4 * 109 лет назад снизилось до 0,73 мбар, а приземная температура упала до +60 С. В протерозое и палеозое происходило плавное уменьшение Рсо2 и возрастание Ро2 в атмосфере Земли, вследствие осаждения карбонатов и биогенного фотосинтеза кислорода. В протерозое атмосфера стала азотной, а в фанерозое – азотно-кислородной. В начале протерозоя кислорода в атмосфере Земли практически не было, а в начале палеозоя Ро2 уже составляло 0,04 – 0,05 бар (т.е. 20% от современного). В конце палеозоя Ро2 достигло современного (0,23 бар).

Атмосфера в наше время испытывает огромное антропогенное воздействие, нарушающее ее экологию. Главным здесь является следующее:

  1. Все возрастающее поступление индустриального тепла.

  2. Чрезмерное потребление О2, N2 и огромные выбросы СО2.

  3. Сброс вредных газов СО,H2S, SO3, NO, NO2 и других предприятиями металлургии, цементной, химической промышленности и др.

4. Загрязнение антропогенной минеральной пылью, свинцом, тяжелыми металлами, радиоактивными отходами, продуктами химизации сельского хозяйства.

5. Сброс в природу огромного количества бытовых отходов и др.



Похожие документы:

  1. Учебное пособие Другие грифы 100 11. 9 Мичуринск: Изд-во мгпи 2

    Документ
    ... учебное пособие для студентов 3 курса специальности 271200 - "Технология продуктов общественного питания" Учебное пособие ... Остапов С. Ю.* Учебное пособие по теплотехнике Учебное пособие Другие грифы 500 ... Геохимия окружающей среды Учебное пособие Другие ...
  2. В. П. Алексеев литолого-фациальный

    Документ
    ... . - 326 с. 4. Юдович Я.Э. Курс геохимии осадочных пород (избранные главы): Учебное пособие. - Сыктывкар: Изд-во ... по содержанию учебник для студентов специальности "Геология и разведка нефтяных месторождений". Может с успехом использоваться в учебном ...
  3. Соловьев В. И., Ямчук К. Т. Редактирование. Общий курс: Учебник для вузов

    Учебник
    ... Редактирование. Общий курс: Учебник для вузов. М.: Изд ... оформленного учебного пособия по математике. ... для начального обучения, учебники для студентов ... специальные знания. Литературу по ... минералогия", "Занимательная геохимия", "Путешествие за ...
  4. Н. С. Присяжный Авторский коллектив

    Документ
    ... в учебном пособии излагается курс истории. Для студентов средних профессиональных учебных за­ведений ... по составлению проекта нового Уложения и «Наказ», составленный Екатериной II специально для ... , один из основателей геохимии и биохимии, прославился ...
  5. Учебный план 3 иностранный язык 4 отечественная история 17

    Памятка
    ... А. Н. Учебно-методическое пособие по курсу физиология растений – М.: Просвещение, 1986. Васильева З. В., Кириллова Г. А. Строчкова А. В. Учебно-методическое пособие по физиологии ...

Другие похожие документы..