เปลือกหินของโลก - เปลือกโลก - ยึดแน่นกับเสื้อคลุมด้านบนอย่างแน่นหนาและก่อตัวเป็นก้อนเดียว - การศึกษาเปลือกโลกและเปลือกโลกช่วยให้นักวิทยาศาสตร์สามารถอธิบายกระบวนการที่เกิดขึ้นบนพื้นผิวโลกและทำนายการเปลี่ยนแปลงในลักษณะที่ปรากฏของดาวเคราะห์ของเราในอนาคตได้
โครงสร้างเปลือกโลก
เปลือกโลกซึ่งประกอบด้วยหินอัคนี หินแปร และหินตะกอน บนและใต้มหาสมุทรมีความหนาและโครงสร้างต่างกัน
ในเปลือกโลกทวีปเป็นเรื่องปกติที่จะแยกแยะสามชั้น ชั้นบนเป็นตะกอนซึ่งหินตะกอนมีอิทธิพลเหนือ ชั้นล่างสองชั้นเรียกว่าหินแกรนิตและหินบะซอลต์ตามเงื่อนไข ชั้นหินแกรนิตประกอบด้วยหินแกรนิตและหินบะซอลต์แปรสภาพเป็นส่วนใหญ่ ซึ่งมีความหนาแน่นมากกว่าหินบะซอลต์ เปลือกโลกมหาสมุทรมีสองชั้น ในนั้นชั้นบน - ตะกอน - มีความหนาเล็กน้อยชั้นล่าง - หินบะซอลต์ - ประกอบด้วยหินบะซอลต์และไม่มีชั้นหินแกรนิต
ความหนาของเปลือกโลกใต้คือ 30 50 กิโลเมตรใต้ภูเขา - สูงถึง 75 กิโลเมตร เปลือกโลกในมหาสมุทรนั้นบางกว่ามากมีความหนาตั้งแต่ 5 ถึง 10 กิโลเมตร
มีเปลือกโลกบนดาวเคราะห์ดวงอื่นบนดวงจันทร์และบนดาวเทียมหลายดวงของดาวเคราะห์ยักษ์ แต่มีเพียงโลกเท่านั้นที่มีเปลือกโลกสองประเภท: ทวีปและมหาสมุทร บนดาวเคราะห์ดวงอื่น ในกรณีส่วนใหญ่ประกอบด้วยหินบะซอลต์
เปลือกโลก
เปลือกหินของโลกรวมถึงส่วนบนของเสื้อคลุมเรียกว่าเปลือกโลก ภายใต้มันเป็นชั้นพลาสติกอุ่นของเสื้อคลุม เปลือกโลกดูเหมือนจะลอยอยู่บนชั้นนี้ ความหนาของเปลือกโลกในภูมิภาคต่าง ๆ ของโลกแตกต่างกันไปตั้งแต่ 20 ถึง 200 กิโลเมตรขึ้นไป โดยทั่วไปในทวีปจะมีความหนามากกว่าใต้มหาสมุทร
นักวิทยาศาสตร์ได้ค้นพบว่าเปลือกโลกไม่ใช่หินก้อนเดียว แต่ประกอบด้วย ถูกแยกออกจากกันด้วยความผิดพลาดที่ลึกล้ำ มีแผ่นเปลือกโลกที่ใหญ่มากและเล็กกว่าจำนวนเจ็ดแผ่นที่ค่อยๆ เคลื่อนไปตามชั้นพลาสติกของเสื้อคลุมอย่างช้าๆ ความเร็วเฉลี่ยของการเคลื่อนไหวของพวกเขาคือประมาณ 5 เซนติเมตรต่อปี แผ่นเปลือกโลกบางแผ่นมีลักษณะเป็นมหาสมุทรทั้งหมด แต่ส่วนใหญ่มีเปลือกโลกต่างกัน
แผ่นหินธรณีธรณีเคลื่อนที่สัมพันธ์กันในทิศทางที่ต่างกัน: เคลื่อนออกไป หรือในทางกลับกัน เข้าใกล้และชนกัน ในฐานะที่เป็นส่วนหนึ่งของแผ่นธรณีสัณฐาน "พื้น" บนของพวกมัน - เปลือกโลก - ก็เคลื่อนไหวเช่นกัน เนื่องจากการเคลื่อนที่ของแผ่นธรณีภาคทำให้ตำแหน่งบนพื้นผิวโลกเปลี่ยนไป ทวีปต่างชนกันหรือเคลื่อนห่างจากกันเป็นพันกิโลเมตร
ธรณีภาคเป็นชั้นแข็งของโลกที่เปราะบางและแข็ง แผ่นเปลือกโลกเป็นส่วนของเปลือกโลก ด้านบนมองเห็นได้ง่าย - อยู่บนพื้นผิวโลก แต่ฐานของธรณีภาคตั้งอยู่ในชั้นการเปลี่ยนแปลงระหว่างเปลือกโลกและเป็นพื้นที่ของการวิจัยเชิงรุก
การงอของเปลือกโลก
เปลือกโลกไม่แข็งอย่างสมบูรณ์ แต่มีความยืดหยุ่นเล็กน้อย มันโค้งงอเมื่อโหลดเพิ่มเติมกระทำกับมัน หรือในทางกลับกัน มันจะโค้งงอหากระดับของโหลดอ่อนลง ธารน้ำแข็งเป็นภาระประเภทหนึ่ง ตัวอย่างเช่น ในทวีปแอนตาร์กติกา แผ่นน้ำแข็งหนาได้ลดชั้นธรณีภาคลงสู่ระดับน้ำทะเลอย่างรุนแรง ในขณะที่ในแคนาดาและสแกนดิเนเวีย ซึ่งธารน้ำแข็งละลายเมื่อประมาณ 10,000 ปีที่แล้ว ธรณีภาคไม่ได้รับผลกระทบอย่างรุนแรง
ต่อไปนี้คือประเภทอื่นๆ ของการโหลดบนธรณีภาค:
- ภูเขาไฟระเบิด;
- การสะสมของตะกอน
- ระดับน้ำทะเลสูงขึ้น
- การก่อตัวของทะเลสาบและอ่างเก็บน้ำขนาดใหญ่
ตัวอย่างการลดผลกระทบต่อธรณีภาค:
- การพังทลายของภูเขา
- การก่อตัวของหุบเขาและหุบเขา
- การทำให้อ่างเก็บน้ำขนาดใหญ่แห้ง
- ระดับน้ำทะเลลดลง
ด้วยเหตุผลข้างต้น การโค้งงอของเปลือกโลกมักจะค่อนข้างเล็ก (โดยปกติน้อยกว่าหนึ่งกิโลเมตรมาก แต่เราสามารถวัดได้) เราสามารถจำลองธรณีภาคด้วยฟิสิกส์วิศวกรรมอย่างง่าย และรับแนวคิดเกี่ยวกับความหนาของมัน นอกจากนี้เรายังสามารถศึกษาพฤติกรรมของคลื่นไหวสะเทือนและวางฐานของธรณีภาคที่ระดับความลึกซึ่งคลื่นเหล่านี้เริ่มช้าลงซึ่งบ่งชี้ว่ามีหินที่นิ่มกว่า
โมเดลเหล่านี้แนะนำว่าความหนาของเปลือกโลกนั้นแตกต่างกันไปตั้งแต่น้อยกว่า 20 กม. ใกล้สันเขากลางมหาสมุทรไปจนถึงประมาณ 50 กม. ในภูมิภาคมหาสมุทรเก่า ภายใต้ทวีปนั้นเปลือกโลกหนากว่า - จาก 100 ถึง 350 กม.
จากการศึกษาเดียวกันแสดงให้เห็นว่าภายใต้ธรณีภาคมีชั้นหินที่ร้อนและนุ่มกว่าที่เรียกว่าแอสทีโนสเฟียร์ หินของแอสเธโนสเฟียร์มีความหนืด ไม่แข็งกระด้าง และค่อย ๆ บิดเบี้ยวภายใต้ความเค้น เช่น ผงสำหรับอุดรู ดังนั้นเปลือกโลกสามารถเคลื่อนที่ผ่านชั้นบรรยากาศแอสเทโนสเฟียร์ได้ภายใต้อิทธิพลของการแปรสัณฐานของแผ่นเปลือกโลก นอกจากนี้ยังหมายความว่าแผ่นดินไหวก่อให้เกิดรอยแตกที่ขยายผ่านธรณีภาคเท่านั้น แต่ไม่เกินกว่านั้น
โครงสร้างของเปลือกโลก
เปลือกโลกประกอบด้วยเปลือกโลก (ภูเขาของทวีปและพื้นมหาสมุทร) และส่วนบนสุดของเสื้อคลุมใต้เปลือกโลก สองชั้นแตกต่างกันในด้านแร่วิทยา แต่กลไกคล้ายกันมาก ส่วนใหญ่จะทำหน้าที่เป็นจานเดียว
ดูเหมือนว่าเปลือกโลกจะสิ้นสุดลงเมื่ออุณหภูมิถึงระดับหนึ่งเนื่องจากชั้นหินชั้นกลาง (เพอริโดไทต์) อ่อนเกินไป แต่มีภาวะแทรกซ้อนและข้อสันนิษฐานมากมาย และบอกได้เพียงว่าอุณหภูมิเหล่านี้อยู่ในช่วง 600º ถึง 1200º C ส่วนใหญ่ขึ้นอยู่กับความดันและอุณหภูมิ ตลอดจนการเปลี่ยนแปลงในองค์ประกอบของหินอันเนื่องมาจากการแปรสัณฐานของเปลือกโลก อาจเป็นไปไม่ได้ที่จะกำหนดขอบเขตล่างที่ชัดเจนของเปลือกโลกได้อย่างแม่นยำ นักวิจัยมักจะระบุคุณสมบัติทางความร้อน ทางกล หรือทางเคมีของเปลือกโลกในงานของพวกเขา
เปลือกโลกในมหาสมุทรมีความบางมากที่ศูนย์กลางการขยายตัวที่ก่อตัวขึ้น แต่จะหนาขึ้นเมื่อเวลาผ่านไป เมื่อมันเย็นตัวลง หินที่ร้อนกว่าจากชั้นแอสทีโนสเฟียร์จะเย็นตัวลงที่ด้านล่างของธรณีภาค ในช่วงเวลาประมาณ 10 ล้านปี ธรณีภาคในมหาสมุทรมีความหนาแน่นมากกว่าแอสทีโนสเฟียร์ที่อยู่ด้านล่าง ดังนั้นแผ่นเปลือกโลกส่วนใหญ่จึงพร้อมสำหรับการมุดตัวเสมอ
การดัดและการทำลายของเปลือกโลก
แรงที่ดัดและแตกเปลือกโลกส่วนใหญ่มาจากการแปรสัณฐานของแผ่นเปลือกโลก เมื่อแผ่นเปลือกโลกชนกัน เปลือกโลกบนจานเดียวจะจมลงในเสื้อคลุมร้อน ในกระบวนการมุดตัวนี้ เพลทจะก้มลง 90 องศา ขณะที่มันโค้งและลงมา ธรณีภาคที่ย่อยยับจะแตกออกอย่างรุนแรง ทำให้เกิดแผ่นดินไหวบนแผ่นภูเขาที่ลดหลั่นลงมา ในบางกรณี (เช่น ในแคลิฟอร์เนียตอนเหนือ) ส่วนที่ subductive สามารถยุบตัวได้อย่างสมบูรณ์ และจมลงสู่พื้นโลกเมื่อแผ่นเปลือกโลกด้านบนเปลี่ยนทิศทาง แม้แต่ในระดับความลึกมาก ธรณีภาคแบบ subductive ก็สามารถเปราะบางได้เป็นเวลาหลายล้านปีหากอุณหภูมิค่อนข้างเย็น
เปลือกโลกของทวีปสามารถแตกออกได้ในขณะที่ส่วนล่างยุบและจมลง กระบวนการนี้เรียกว่าการแบ่งชั้น ส่วนบนของเปลือกโลกของทวีปมีความหนาแน่นน้อยกว่าส่วนที่ปกคลุมซึ่งในทางกลับกันมีความหนาแน่นมากกว่า asthenosphere ด้านล่าง แรงโน้มถ่วงหรือแรงลากจากชั้นบรรยากาศแอสเทโนสเฟียร์สามารถดึงชั้นของเปลือกโลกและเสื้อคลุมของโลก การเจือปนทำให้เสื้อคลุมร้อนลอยขึ้นและละลายภายใต้ส่วนต่างๆ ของทวีป ทำให้เกิดการยกตัวเป็นวงกว้างและภูเขาไฟ สถานที่ต่างๆ เช่น Californian Sierra Nevada, Eastern Turkey และบางส่วนของประเทศจีนกำลังได้รับการศึกษาในแง่ของกระบวนการแบ่งชั้น
เปลือกโลกเรียกว่าเปลือกแข็งของดาวเคราะห์ซึ่งชื่อมาจากคำภาษากรีก "lithos" ซึ่งหมายถึงหิน คำนี้เสนอโดย J. Burrell ในปี 1916 และในตอนแรกเขาใช้เป็นคำพ้องความหมายสำหรับเปลือกโลก เพียงไม่กี่ปีต่อมาก็ได้รับการพิสูจน์ว่าโครงสร้างของเปลือกโลกของโลกมีความซับซ้อนมากขึ้น ประกอบด้วยสิ่งต่อไปนี้:
- เปลือกโลก;
- เสื้อคลุม (ชั้นบนสุด)
ชั้นพื้นฐาน
เปลือกโลกเป็นส่วนหนึ่งของเปลือกโลกซึ่งมีความลึก 35-70 กม. ใต้ส่วนทวีปของแผ่นดินและ 5-15 กม. ใต้พื้นมหาสมุทร นอกจากนี้ยังประกอบด้วยชั้น:
- เปลือกโลก: ตะกอน, หินแกรนิต, ชั้นหินบะซอลต์;
- มหาสมุทร: ชั้นของตะกอนทะเล (อาจหายไปในบางกรณีทั้งหมด) ชั้นกลางของหินบะซอลต์และคดเคี้ยว ชั้นล่างของแกบโบร
ตารางธาตุเกือบทั้งหมดสามารถพบได้ในองค์ประกอบของเปลือกโลกในสัดส่วนที่ต่างกันเท่านั้น ส่วนใหญ่ประกอบด้วยออกซิเจน เหล็ก ซิลิกอน อลูมิเนียม โซเดียม แมกนีเซียม แคลเซียม และโพแทสเซียม เปลือกโลกมีสัดส่วนประมาณ 1% ของมวลรวมของทั้งโลก
เสื้อคลุมเป็นส่วนล่างของเปลือกโลกซึ่งมีความลึกถึง 2900 กม. ประกอบด้วยซิลิกอน ออกซิเจน เหล็ก แมกนีเซียม นิกเกิลเป็นส่วนใหญ่ ข้างในนั้นมีความโดดเด่นเป็นชั้นพิเศษ - แอสเธโนสเฟียร์ที่สร้างขึ้นจากสารพิเศษ องค์ประกอบของเปลือกแข็งของโลกรวมถึงส่วนของเสื้อคลุมที่อยู่ก่อนชั้นบรรยากาศแอสเทโนสเฟียร์ นี่คือขอบล่างของเปลือกในขณะที่ขอบด้านบนตั้งอยู่ถัดจากชั้นบรรยากาศและไฮโดรสเฟียร์ซึ่งธรณีภาคมีปฏิสัมพันธ์และเจาะเข้าไปบางส่วน
ถือเป็นความผิดพลาดที่จะจำแนกแกนกลางเป็นธรณีภาค ซึ่งเป็นชั้นที่แยกจากกันของโลก ซึ่งตั้งอยู่ที่ความลึก 2900–6371 กม. และประกอบด้วยเหล็กร้อนแดงและนิกเกิล
คุณสมบัติของเชลล์
ตามโครงสร้างของธรณีภาคของโลก มันสามารถโต้แย้งได้ว่ามันเป็นเปลือกที่ค่อนข้างเปราะบาง เนื่องจากมันไม่ใช่เสาหิน มันถูกแยกออกโดยความผิดพลาดลึก ๆ ออกเป็นบล็อก (หรือแผ่นเปลือกโลก) ที่แยกจากกัน ซึ่งเคลื่อนที่ช้ามากในแนวนอนตามแนวชั้นบรรยากาศแอสเทโนสเฟียร์ ดังนั้นจึงมีความแตกต่างระหว่างแพลตฟอร์มที่ค่อนข้างเสถียรและภูมิภาคเคลื่อนที่ (เข็มขัดพับ)
โครงสร้างของธรณีภาคของโลกในปัจจุบันคือการแบ่งพื้นผิวของดาวเคราะห์ออกเป็นแผ่นใหญ่เจ็ดแผ่นและแผ่นเล็กหลายแผ่น ขอบเขตระหว่างพวกเขาถูกทำเครื่องหมายโดยโซนของกิจกรรมภูเขาไฟและแผ่นดินไหวที่สูงที่สุด องค์ประกอบของเปลือกโลกเหล่านี้มีความกว้าง 1,000–10,000 กม.
isostasy
แยกจากกัน ฉันต้องการจะอาศัยอยู่บน isostasy ซึ่งเป็นปรากฏการณ์ที่นักวิทยาศาสตร์ค้นพบในระหว่างการศึกษาเทือกเขาและแรงโน้มถ่วงที่เท้าของพวกเขา (ภูเขาก่อตัวขึ้นที่จุดเชื่อมต่อของแผ่นเปลือกโลก) ก่อนหน้านี้เชื่อกันว่าการบรรเทาทุกข์ที่มีขนาดใหญ่ทำให้แรงดึงดูดในภูมิภาคเพิ่มขึ้น อย่างไรก็ตาม ปรากฎว่าแรงโน้มถ่วงบนพื้นผิวโลกทั้งหมดเท่ากัน โครงสร้างขนาดใหญ่มีความสมดุลอยู่ที่ไหนสักแห่งในส่วนลึกของโลก ในเสื้อคลุมชั้นบน ยิ่งภูเขายิ่งใหญ่เท่าไหร่ก็ยิ่งจมอยู่ในธรณีภาคลึกเท่านั้น ในบางครั้ง เปลือกโลกอาจไม่สมดุลภายใต้อิทธิพลของแรงแปรสัณฐาน แต่แล้วก็กลับคืนสู่สภาพเดิม
โครงสร้างของเปลือกโลก
เปลือกโลกประกอบด้วยสองชั้น: เปลือกโลกและส่วนหนึ่งของเสื้อคลุมด้านบน พรมแดนระหว่างพวกเขาคือสิ่งที่เรียกว่า ขอบเขต Mohorovichic แตกต่างบนพื้นฐานของการเพิ่มขึ้นของความเร็วการแพร่กระจายของคลื่นไหวสะเทือนตามยาวและความหนาแน่นของสสาร
เปลือกโลกเป็นเปลือกแข็งชั้นนอกสุดของโลก เปลือกโลกไม่ใช่การก่อตัวที่มีลักษณะเฉพาะ มีอยู่เฉพาะกับโลกเท่านั้นเพราะ พบได้บนดาวเคราะห์ภาคพื้นส่วนใหญ่ ดาวเทียมของโลก - ดวงจันทร์ และบริวารของดาวเคราะห์ยักษ์: ดาวพฤหัสบดี ดาวเสาร์ ดาวยูเรนัส และดาวเนปจูน อย่างไรก็ตามบนโลกเท่านั้นที่มีเปลือกโลกสองประเภท: มหาสมุทรและทวีป ในเขตแดนเปลือกโลกประเภทกลางพัฒนา - อนุทวีปหรือใต้มหาสมุทรซึ่งก่อตัวขึ้นเช่นในโซนของส่วนโค้งของเกาะ ในเขตของสันเขากลางมหาสมุทรสามารถแยกแยะเปลือกโลกประเภทรอยแยกได้เนื่องจากไม่มีชั้นกาบโบร - เซอร์เพนติไนต์ในโซนเหล่านี้และตำแหน่งปิดของแอสเทอโนสเฟียร์
เปลือกโลกในมหาสมุทรประกอบด้วยสามชั้น: ตะกอนบน, หินบะซอลต์ระดับกลาง และกาบโบร-เซอร์เพนติไนต์ตอนล่าง ซึ่งเพิ่งรวมอยู่ในชั้นหินบะซอลต์เมื่อไม่นานมานี้
ความหนาของมันมีตั้งแต่ 2 กม. ในโซนของสันเขากลางมหาสมุทรถึง 130 กม. ในเขตมุดตัวซึ่งเปลือกโลกในมหาสมุทรพุ่งเข้าสู่เสื้อคลุม ความแตกต่างนี้เกิดจากความจริงที่ว่าในโซนของสันเขากลางมหาสมุทรนั้นเปลือกโลกในมหาสมุทรถูกสร้างขึ้นเมื่อมันเคลื่อนตัวออกจากสันเขาความหนาเพิ่มขึ้นไม่เกิน 7 กม. ถึงระดับสูงสุดในโซนแช่ เปลือกลงในเสื้อคลุมด้านบน เขตมุดตัวจำนวนมากที่สุดเกิดขึ้นในมหาสมุทรแปซิฟิก แผ่นดินไหวที่ทรงพลังเกี่ยวข้องกับพวกมัน
ชั้นตะกอนที่ปกคลุมส่วนที่หลอมละลายมีขนาดเล็ก: ความหนาของมันไม่เกิน 0.5 กม. ถึงความหนา 10-12 กม. ใกล้บริเวณสามเหลี่ยมปากแม่น้ำขนาดใหญ่เท่านั้น ชั้นตะกอนประกอบด้วยทราย ตะกอนซากสัตว์ และแร่ธาตุที่ตกตะกอน ที่ฐานของมัน มักเกิดตะกอนโลหะที่เป็นโลหะบางๆ ซึ่งไม่สอดคล้องกันตามจังหวะการกระแทก โดยมักจะมีเหล็กออกไซด์เด่นกว่า ส่วนล่างของชั้นประกอบด้วยหินคาร์บอเนตซึ่งไม่พบที่ระดับความลึกมากเนื่องจากการละลายที่แรงดันสูงของเปลือก foraminifers และ coccolithophorids ที่ประกอบเป็นหินคาร์บอเนต ที่ระดับความลึกเกิน 4.5 กม. หินคาร์บอเนตจะถูกแทนที่ด้วยดินเหนียวทะเลลึกสีแดงและตะกอนทราย
ชั้นหินบะซอลต์ในส่วนบนประกอบด้วย tholeiitic basaltic lavas ซึ่งเรียกอีกอย่างว่า pillow lavas เนื่องจากมีรูปร่างลักษณะเฉพาะ ด้านล่างเป็นเขื่อนกั้นน้ำที่เกิดจากเขื่อนโดเลอไรต์ เขื่อนเป็นช่องทางที่ลาวาบะซอลต์ไหลลงสู่ผิวน้ำ ด้วยเหตุผลนี้ ชั้นหินบะซอลต์จึงถูกเปิดเผยในหลายตำแหน่งที่อยู่ติดกับสันเขากลางมหาสมุทร
ในเขตมุดตัว ชั้นหินบะซอลต์จะกลายเป็นเอกโกลิธซึ่งมีความหนาแน่นมากกว่าเพอริโดไทต์ที่อยู่รอบๆ ปัจจุบันมวลของเอกโกลิธอยู่ที่ประมาณ 7% ของมวลของเสื้อคลุมทั้งหมดของโลก
ชั้นกาบโบร-เซอร์เพนติไนต์อยู่เหนือเสื้อคลุมด้านบนโดยตรง องค์ประกอบของมันรวมถึงแกบบรอยด์และเพอริโดไทต์เซอร์เพนทิไนซ์ซึ่งเกิดขึ้นตามลำดับในระหว่างการตกผลึกช้าของหินบะซอลต์ละลายในห้องแมกมาและในระหว่างการให้ความชุ่มชื้นของเสื้อคลุมพื้นฐานตามรอยร้าวของธรณีภาค ความหนาของชั้นคือ 3-6 กม. สามารถสืบหาได้ในทุกมหาสมุทร ความเร็วของคลื่นไหวสะเทือนตามแนวยาวภายในชั้นคือ 6.5-7 กม./วินาที
อายุเฉลี่ยของเปลือกโลกในมหาสมุทรคือ 100 ล้านปี ส่วนที่เก่าแก่ที่สุดของเปลือกโลกในมหาสมุทรมีอายุ 156 ล้านปี (ยุคจูราสสิกตอนปลาย) และตั้งอยู่ในภาวะซึมเศร้า Pijafeta ในมหาสมุทรแปซิฟิก
อายุน้อยเช่นนี้อธิบายได้จากการก่อตัวและการดูดซับของเปลือกโลกในมหาสมุทรอย่างต่อเนื่อง ทุกปีในเขตรอยแยกของสันเขากลางมหาสมุทรอันเป็นผลมาจากการแยกลาวาบะซอลต์ใต้พวกเขาและการหลั่งไหลลงสู่พื้นผิวของพื้นมหาสมุทรทำให้เกิดหินอัคนี 24 กม. 3 ที่มีน้ำหนัก 70 พันล้านตัน หากเราพิจารณาว่ามวลรวมของเปลือกโลกในมหาสมุทรตามการคำนวณคือ 5.9 × 10 18 ตัน ปรากฎว่าเปลือกโลกในมหาสมุทรทั้งหมดได้รับการต่ออายุใน 100 ล้านปี ซึ่งถือเป็นอายุเฉลี่ย ความหนาของเปลือกโลกในมหาสมุทรแทบไม่เปลี่ยนแปลงตามเวลา เนื่องจากการสร้างจากการหลอมละลายที่ปล่อยออกมา
เปลือกโลกในมหาสมุทรไม่เพียงแต่กระจุกตัวอยู่บนเตียงของมหาสมุทรโลกเท่านั้น ส่วนโบราณขนาดเล็กเป็นที่รู้จักในแอ่งปิดตัวอย่างซึ่งเป็นแอ่งทางเหนือของทะเลแคสเปียน พื้นที่ทั้งหมดของเปลือกโลกในมหาสมุทรคือ 306 ล้าน km2
เปลือกโลกตามชื่อหมายถึงอยู่ใต้ทวีปของโลกและเกาะขนาดใหญ่ ซึ่งแตกต่างจากเปลือกทวีปมหาสมุทรประกอบด้วยสามชั้น: ตะกอนบน, หินแกรนิตระดับกลางและหินบะซอลต์ล่าง ความหนาของเปลือกโลกประเภทนี้ภายใต้ภูเขาเล็กถึง 75 กม. ภายใต้ที่ราบจาก 35 ถึง 45 กม. ภายใต้ส่วนโค้งของเกาะจะลดลงเหลือ 20-25 กม.
ชั้นตะกอนของเปลือกโลกประกอบด้วย: ตะกอนดินเหนียวและคาร์บอเนตของแอ่งน้ำตื้นภายในแพลตฟอร์ม Proterozoic; ผิวหน้าหยาบ-คลาสสิค แทนที่ต้นน้ำด้วยตะกอนทราย-argillaceous และคาร์บอเนตของ facies ชายฝั่งใน foredeeps และบนขอบ passive ของทวีปประเภทแอตแลนติก
ชั้นหินแกรนิตของเปลือกโลกเกิดจากการบุกรุกของแมกมาเป็นรอยแตกในเปลือกโลก ประกอบด้วยซิลิกา อะลูมิเนียม และแร่ธาตุอื่นๆ ความหนาของชั้นหินแกรนิตถึง 25 กม. ความเร็วของคลื่นไหวสะเทือนตามแนวยาวอยู่ระหว่าง 5.5 ถึง 6.3 กม./วินาที ชั้นนี้เก่ามาก: อายุเฉลี่ยประมาณ 3 พันล้านปี
ที่ความลึก 15-20 กม. ขอบเขตของคอนราดมักจะถูกติดตาม ซึ่งความเร็วการแพร่กระจายของคลื่นไหวสะเทือนตามยาวจะเพิ่มขึ้น 0.5 กม./วินาที แนวเขตแยกชั้นหินแกรนิตและหินบะซอลต์
ชั้นหินบะซอลต์เกิดขึ้นในระหว่างการเทลาวาพื้นฐาน (บะซอลต์) ลงบนพื้นผิวดินในโซนของแมกมาทิซึมภายในแผ่น หินบะซอลต์หนักกว่าหินแกรนิตและมีธาตุเหล็ก แมกนีเซียม และแคลเซียมมากกว่า ความเร็วของคลื่นไหวสะเทือนตามแนวยาวภายในชั้นคือ 6.5 ถึง 7.3 กม./วินาที
แนวเขตระหว่างชั้นหินแกรนิตและหินบะซอลต์ในหลาย ๆ แห่งไหลไปตามสิ่งที่เรียกว่า พื้นผิวของคอนราดซึ่งมีความเร็วเพิ่มขึ้นอย่างกะทันหันของคลื่นไหวสะเทือนตามยาวจาก 6 เป็น 6.5 กม./วินาที ในสถานที่อื่น ความเร็วของคลื่นไหวสะเทือนตามยาวจะเพิ่มขึ้นทีละน้อยและขอบเขตระหว่างชั้นจะเบลอ และสุดท้าย ก็มีบางพื้นที่ที่มีการสังเกตพื้นผิวหลายพื้นผิวในคราวเดียว ซึ่งภายในมีคลื่นไหวสะเทือนเพิ่มขึ้น
มวลรวมของเปลือกโลกอยู่ที่ประมาณ 2.8 × 10 19 ตัน ซึ่งเป็นเพียง 0.473% ของมวลของโลกทั้งโลก
จากด้านล่าง เปลือกโลกแยกออกจากเสื้อคลุมด้านบนโดยขอบ Mohorovic หรือ Moho ซึ่งก่อตั้งขึ้นในปี 1909 โดย Andrei Mohorovic นักธรณีฟิสิกส์ชาวโครเอเชียและนักแผ่นดินไหววิทยา ที่แนวเขต มีความเร็วเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วของคลื่นไหวสะเทือนตามยาวและตามขวาง ความหนาแน่นของสสารก็เพิ่มขึ้นเช่นกัน ขอบเขต Moho อาจไม่ตรงกับขอบเขตของเปลือกโลก เห็นได้ชัดว่าแยกบริเวณที่มีองค์ประกอบทางเคมีต่างกัน: เปลือกโลกที่เป็นกรดเบาและเสื้อคลุม ultrabasic หนาแน่น
ชั้นใต้เปลือกโลกเรียกว่าเสื้อคลุม เสื้อคลุมถูกแบ่งโดยชั้น Golitsyn เป็นด้านบนและด้านล่าง ขอบเขตระหว่างนั้นอยู่ที่ระดับความลึกประมาณ 670 กม.
ภายในเสื้อคลุมชั้นบน แอสเธโนสเฟียร์โดดเด่น - ชั้นแผ่น ซึ่งความเร็วของคลื่นไหวสะเทือนจะลดลง
เปลือกโลกเรียกว่าเปลือกแข็งส่วนบนของโลกซึ่งประกอบด้วยเปลือกโลกและชั้นของเสื้อคลุมด้านบนที่อยู่ใต้เปลือกโลก ขอบล่างของเปลือกโลกถูกวาดที่ความลึกประมาณ 100 กม. ภายใต้ทวีปและประมาณ 50 กม. ใต้พื้นมหาสมุทร ส่วนบนของเปลือกโลก (ส่วนที่มีชีวิต) เป็นส่วนสำคัญของชีวมณฑล
เปลือกโลกประกอบด้วยหินอัคนีและหินตะกอน เช่นเดียวกับหินแปรที่เกิดจากทั้งสอง
หินเป็นกลุ่มแร่ธรรมชาติขององค์ประกอบและโครงสร้างบางอย่าง ซึ่งเกิดขึ้นจากกระบวนการทางธรณีวิทยาและเกิดขึ้นในเปลือกโลกในรูปของวัตถุอิสระ องค์ประกอบ โครงสร้าง และเงื่อนไขของการเกิดของหินถูกกำหนดโดยคุณสมบัติของกระบวนการทางธรณีวิทยาที่ก่อตัวขึ้นซึ่งเกิดขึ้นในการตั้งค่าบางอย่างภายในเปลือกโลกหรือบนพื้นผิวโลก ขึ้นอยู่กับธรรมชาติของกระบวนการทางธรณีวิทยาหลัก แบ่งกลุ่มพันธุกรรมของหินสามประเภท: ตะกอน หินอัคนี และแปรสภาพ
อัคนีหินเป็นกลุ่มแร่ธรรมชาติที่เกิดขึ้นระหว่างการตกผลึกของแมกมา (ซิลิเกตและบางครั้งก็ไม่ใช่ซิลิเกตละลาย) ในบาดาลของโลกหรือบนพื้นผิวของมัน ตามปริมาณซิลิกา หินอัคนีแบ่งออกเป็นกรด (SiO 2 - 70-90%) ปานกลาง (SiO 2> ประมาณ 60%) เบสิก ( SiO 2 ประมาณ 50%) และ ultrabasic (SiO 2 น้อยกว่า 40%) ตัวอย่างของหินอัคนี ได้แก่ หินภูเขาไฟและหินแกรนิต
ตะกอนหินคือหินเหล่านั้นที่อยู่ภายใต้สภาวะทางอุณหพลศาสตร์ซึ่งมีลักษณะเฉพาะของส่วนพื้นผิวของเปลือกโลกและเกิดขึ้นจากการสลายตัวของผลิตภัณฑ์ที่ผุกร่อนและการทำลายของหินต่าง ๆ การตกตะกอนทางเคมีและทางกลจากน้ำกิจกรรมที่สำคัญของสิ่งมีชีวิต หรือทั้งสามกระบวนการพร้อมกัน หินตะกอนจำนวนมากเป็นแร่ธาตุที่สำคัญที่สุด ตัวอย่างของหินตะกอน ได้แก่ หินทราย ซึ่งถือได้ว่าเป็นการสะสมของควอตซ์ ดังนั้น ซิลิกา (SiO 2) concentrators และหินปูน - CaO concentrators แร่ธาตุ ซึ่งเป็นหินตะกอนที่พบได้บ่อยที่สุด ได้แก่ ควอตซ์ (SiO 2) ออร์โธเคลส (KalSi 3 O 8) kaolinite (A1 4 Si 4 O 10 (OH) 8) แคลไซต์ (CaCO 3) โดโลไมต์ CaMg (CO 3) 2 ฯลฯ.
แปรสภาพเรียกว่าหิน ซึ่งเป็นลักษณะเด่นของแร่ (องค์ประกอบแร่ โครงสร้าง พื้นผิว) เกิดจากกระบวนการแปรสภาพ ในขณะที่สัญญาณของแหล่งกำเนิดอัคนีปฐมภูมิสูญหายไปบางส่วนหรือทั้งหมด หินแปร ได้แก่ หินดินดาน แกรนูล อิคล็อกไทต์ ฯลฯ แร่ธาตุทั่วไปสำหรับพวกมันคือไมกา เฟลด์สปาร์ และโกเมน ตามลำดับ
สารของเปลือกโลกประกอบด้วยธาตุแสงเป็นส่วนใหญ่ (รวมถึงธาตุเฟ) และธาตุที่ตามหลังธาตุเหล็กในตารางธาตุมีสัดส่วนเพียงเศษเสี้ยวของเปอร์เซ็นต์เท่านั้น นอกจากนี้ยังตั้งข้อสังเกตอีกว่าธาตุที่มีค่ามวลอะตอมเท่ากันมีอิทธิพลเหนือกว่าอย่างมีนัยสำคัญ: ก่อตัวเป็น 86% ของมวลรวมของเปลือกโลก ควรสังเกตว่าในอุกกาบาตส่วนเบี่ยงเบนนี้จะสูงกว่าและมีจำนวนถึง 92% ในอุกกาบาตโลหะและ 98% ในอุกกาบาตหิน
องค์ประกอบทางเคมีเฉลี่ยของเปลือกโลกตามที่ผู้เขียนหลายคนแสดงไว้ในตาราง 25:
ตารางที่ 25
องค์ประกอบทางเคมีของเปลือกโลก, wt. % (กูซาโคว่า, 2004)
องค์ประกอบและออกไซด์ | คลาร์ก 2467 | Fugt, 2474 | Goldschmidt, 1954 | Poldervaatr, 1955 | ยาโรเชฟสกี้, 1971 |
SiO2 | 59,12 | 64,88 | 59,19 | 55,20 | 57,60 |
TiO2 | 1,05 | 0,57 | 0,79 | 1,6 | 0,84 |
Al2O3 | 15,34 | 15,56 | 15,82 | 15,30 | 15,30 |
Fe2O3 | 3,08 | 2,15 | 6,99 | 2,80 | 2,53 |
เฟO | 3,80 | 2,48 | 6,99 | 5,80 | 4,27 |
MNO | 0,12 | - | - | 0,20 | 0,16 |
MgO | 3,49 | 2,45 | 3,30 | 5,20 | 3,88 |
CaO | 5,08 | 4,31 | 3,07 | 8,80 | 6,99 |
Na2O | 3,84 | 3,47 | 2,05 | 2,90 | 2,88 |
K2O | 3,13 | 3,65 | 3,93 | 1,90 | 2,34 |
P2O5 | 0,30 | 0,17 | 0,22 | 0,30 | 0,22 |
H2O | 1,15 | - | 3,02 | - | 1,37 |
CO2 | 0,10 | - | - | - | 1,40 |
ส | 0,05 | - | - | - | 0,04 |
Cl | - | - | - | - | 0,05 |
ค | - | - | - | - | 0,14 |
การวิเคราะห์ช่วยให้เราสามารถสรุปข้อสรุปที่สำคัญดังต่อไปนี้:
1) เปลือกโลกประกอบด้วยองค์ประกอบหลักแปดประการ: O, Si, A1, Fe, Ca, Mg, Na, K; 2) ส่วนที่เหลืออีก 84 ธาตุมีสัดส่วนน้อยกว่าร้อยละหนึ่งของมวลเปลือกโลก 3) ในบรรดาองค์ประกอบที่มีมากที่สุด บทบาทพิเศษในเปลือกโลกเป็นของออกซิเจน
บทบาทพิเศษของออกซิเจนคืออะตอมของมันประกอบด้วย 47% ของมวลของเปลือกโลกและเกือบ 90% ของปริมาตรของแร่ธาตุที่สำคัญที่สุดที่สร้างหิน
มีการจำแนกองค์ประกอบทางธรณีเคมีจำนวนหนึ่ง ขณะนี้การจำแนกประเภทธรณีเคมีกำลังได้รับความสนใจตามที่องค์ประกอบทั้งหมดของเปลือกโลกแบ่งออกเป็นห้ากลุ่ม (ตารางที่ 26)
ตาราง 26
ตัวแปรของการจำแนกประเภทธรณีเคมีขององค์ประกอบ (Gusakova, 2004)
ลิโธฟิลิก -เหล่านี้เป็นองค์ประกอบหิน ที่เปลือกนอกของไอออนของพวกมันคือ 2 หรือ 8 อิเล็กตรอน ธาตุลิโธฟีลิกนั้นยากต่อการลดสถานะเป็นธาตุ โดยปกติพวกมันจะสัมพันธ์กับออกซิเจนและประกอบขึ้นเป็นซิลิเกตและอะลูมิโนซิลิเกตจำนวนมาก นอกจากนี้ยังพบในรูปของซัลเฟต ฟอสเฟต บอเรต คาร์บอเนต และฮาโดจิไนด์
Chalcophilicธาตุเป็นองค์ประกอบของแร่ซัลไฟด์ บนเปลือกนอกของไอออนมีอิเล็กตรอน 8 (S, Se, Te) หรือ 18 (สำหรับส่วนที่เหลือ) ในธรรมชาติพวกมันเกิดขึ้นในรูปแบบของซัลไฟด์, ซีลีไนด์, เทลลูไรด์เช่นเดียวกับในสภาพดั้งเดิม (Cu, Hg, Ag, Pb, Zn, As, Sb, Bi, S, Se, Te, Sn)
siderophilicองค์ประกอบคือองค์ประกอบที่มี d- และ f-shells อิเล็กทรอนิกส์ที่สมบูรณ์ พวกเขาแสดงความสัมพันธ์เฉพาะสำหรับสารหนูและกำมะถัน (PtAs 2, FeAs 2, NiAs 2 , FeS , NiS , MoS 2 เป็นต้น) รวมทั้งฟอสฟอรัส คาร์บอน ไนโตรเจน ธาตุ siderophile เกือบทั้งหมดยังพบได้ในสภาพดั้งเดิม
บรรยากาศองค์ประกอบที่เป็นองค์ประกอบของบรรยากาศ ส่วนใหญ่มีอะตอมที่มีเปลือกอิเล็กตรอนเต็ม (ก๊าซเฉื่อย) Atmophilic ยังรวมถึงไนโตรเจนและไฮโดรเจน เนื่องจากศักยภาพในการแตกตัวเป็นไอออนสูง ธาตุในบรรยากาศจึงแทบจะไม่เข้าไปในสารประกอบกับธาตุอื่นๆ ดังนั้นในธรรมชาติ (ยกเว้น H) ส่วนใหญ่จะอยู่ในสถานะธาตุ (โดยกำเนิด)
ไบโอฟิลิกองค์ประกอบคือองค์ประกอบที่ประกอบขึ้นเป็นส่วนประกอบอินทรีย์ของชีวมณฑล (C, H, N, O, P, S) จากสิ่งเหล่านี้ (ส่วนใหญ่) และองค์ประกอบอื่น ๆ โมเลกุลที่ซับซ้อนของคาร์โบไฮเดรต โปรตีน ไขมันและกรดนิวคลีอิกจะเกิดขึ้น องค์ประกอบทางเคมีเฉลี่ยของโปรตีน ไขมัน และคาร์โบไฮเดรตแสดงไว้ในตาราง 27.
ตาราง 27
องค์ประกอบทางเคมีเฉลี่ยของโปรตีน ไขมัน และคาร์โบไฮเดรต โดยน้ำหนัก % (กูซาโคว่า, 2547)
ปัจจุบันพบมากกว่า 60 ธาตุในสิ่งมีชีวิตต่างๆ องค์ประกอบและสารประกอบของพวกมันที่สิ่งมีชีวิตต้องการในปริมาณที่ค่อนข้างมากมักถูกเรียกว่าองค์ประกอบแมคโครไบโอจีนิก ธาตุและสารประกอบ ซึ่งถึงแม้จะจำเป็นสำหรับชีวิตของระบบชีวภาพ ก็ยังต้องการในปริมาณที่น้อยมาก แต่ก็เรียกว่าองค์ประกอบทางจุลชีววิทยา สำหรับพืช ตัวอย่างเช่น ธาตุ 10 ธาตุมีความสำคัญ: Fe, Mn, Cu, Zn, B, Si, Mo, C1, W, Co .
สัตว์ก็ต้องการองค์ประกอบทั้งหมดเหล่านี้ ยกเว้นโบรอน นอกจากนี้ สัตว์อาจต้องการซีลีเนียม โครเมียม นิกเกิล ฟลูออรีน ไอโอดีน ดีบุก ระหว่างมาโครและองค์ประกอบขนาดเล็กเป็นไปไม่ได้ที่จะวาดขอบเขตที่ชัดเจนและเหมือนกันสำหรับสิ่งมีชีวิตทุกกลุ่ม
กระบวนการผุกร่อน
พื้นผิวของเปลือกโลกสัมผัสกับบรรยากาศซึ่งทำให้อ่อนไหวต่อกระบวนการทางกายภาพและทางเคมี สภาพดินฟ้าอากาศเป็นกระบวนการทางกลซึ่งเป็นผลมาจากการที่หินถูกบดขยี้ให้เป็นอนุภาคขนาดเล็กโดยไม่มีการเปลี่ยนแปลงองค์ประกอบทางเคมีอย่างมีนัยสำคัญ เมื่อแรงกดของเปลือกโลกถูกขจัดออกไปโดยการยกตัวขึ้นและการกัดเซาะ ความเค้นภายในภายในหินที่อยู่เบื้องล่างก็จะถูกขจัดออกไปเช่นกัน ซึ่งช่วยให้รอยแตกที่ขยายกว้างเปิดออกได้ รอยแตกเหล่านี้สามารถแยกออกจากกันได้เนื่องจากการขยายตัวทางความร้อน (ที่เกิดจากความผันผวนของอุณหภูมิรายวัน) การขยายตัวของน้ำในระหว่างกระบวนการเยือกแข็ง และการกระทำของรากพืช กระบวนการทางกายภาพอื่นๆ เช่น การเกิดน้ำแข็ง ดินถล่ม และรอยถลอกของทราย จะทำให้หินแข็งอ่อนตัวลงอีก กระบวนการเหล่านี้มีความสำคัญเนื่องจากจะเพิ่มพื้นที่ผิวของหินที่สัมผัสกับสารเคมีในสภาพดินฟ้าอากาศ เช่น อากาศและน้ำอย่างมาก
การผุกร่อนของสารเคมีเกิดจากน้ำ โดยเฉพาะน้ำที่เป็นกรด และก๊าซ เช่น ออกซิเจน ที่สลายแร่ธาตุ ไอออนและสารประกอบของแร่บางส่วนจะถูกลบออกด้วยสารละลายที่ซึมผ่านเศษแร่และป้อนน้ำใต้ดินและแม่น้ำ ของแข็งที่มีเนื้อละเอียดสามารถถูกชะล้างออกจากพื้นที่ที่ผุกร่อนได้ โดยทิ้งสารตกค้างที่เปลี่ยนแปลงทางเคมีซึ่งเป็นพื้นฐานของดิน กลไกต่างๆ ของการผุกร่อนของสารเคมีเป็นที่ทราบกันดีอยู่แล้ว:
1. การละลาย ปฏิกิริยาการผุกร่อนที่ง่ายที่สุดคือการละลายของแร่ธาตุ โมเลกุลของน้ำมีประสิทธิภาพในการทำลายพันธะไอออนิก เช่น พันธะที่เชื่อมโซเดียม (Na +) และคลอรีน (Cl -) เข้าด้วยกันในเฮไลต์ (เกลือสินเธาว์) เราสามารถแสดงการละลายของเฮไลต์ด้วยวิธีง่าย ๆ เช่น
NaCl (ทีวี) นา + (aq) + Cl - (aq)
2. การเกิดออกซิเดชัน ออกซิเจนอิสระมีบทบาทสำคัญในการสลายตัวของสารในรูปแบบที่ลดลง ตัวอย่างเช่น การเกิดออกซิเดชันของเหล็กรีดิวซ์ (Fe 2+) และกำมะถัน (S) ในซัลไฟด์ทั่วไป ไพไรต์ (FeS 2) นำไปสู่การก่อตัวของกรดซัลฟิวริกที่แรง (H 2 SO 4):
2FeS 2 (ทีวี) + 7.5 O 2 (g) + 7H 2 O (l) 2Fe (OH) 3 (ทีวี) + H 2 SO 4 (aq)
ซัลไฟด์มักพบในหินทราย-เกลเซียส เส้นแร่ และแหล่งถ่านหิน ในระหว่างการพัฒนาแหล่งแร่และถ่านหิน ซัลไฟด์ยังคงอยู่ในหินเสียซึ่งสะสมอยู่ในกองขยะ กองหินเสียดังกล่าวมีพื้นผิวที่สัมผัสกับบรรยากาศขนาดใหญ่ซึ่งการเกิดออกซิเดชันของซัลไฟด์เกิดขึ้นอย่างรวดเร็วและมีขนาดใหญ่ นอกจากนี้ แร่ที่ถูกทิ้งร้างถูกน้ำท่วมอย่างรวดเร็วด้วยน้ำบาดาล การก่อตัวของกรดซัลฟิวริกทำให้น้ำระบายน้ำจากเหมืองร้างมีความเป็นกรดสูง (pH สูงถึง 1 หรือ 2) ความเป็นกรดนี้สามารถเพิ่มความสามารถในการละลายของอะลูมิเนียมและก่อให้เกิดความเป็นพิษต่อระบบนิเวศทางน้ำ จุลินทรีย์มีส่วนเกี่ยวข้องกับการเกิดออกซิเดชันของซัลไฟด์ ซึ่งสามารถจำลองได้จากปฏิกิริยาหลายอย่าง:
2FeS 2 (tv) + 7O 2 (g) + 2H 2 O (l) 2Fe 2+ + 4H + (aq) + 4SO 4 2- (aq) (pyrite oxidation) ตามด้วยการเกิดออกซิเดชันของเหล็กเป็น:
2Fe 2+ + O 2 (g) + 10H 2 O (l) 4Fe (OH) 3 (ของแข็ง) + 8H + (aq)
ออกซิเดชัน - เกิดขึ้นช้ามากที่ค่า pH ต่ำของน้ำแร่ที่เป็นกรด อย่างไรก็ตาม ต่ำกว่า pH 4.5 การเกิดออกซิเดชันของเหล็กจะถูกเร่งโดย Thiobacillus ferrooxidans และ Leptospirillum เหล็กออกไซด์สามารถโต้ตอบกับไพไรต์เพิ่มเติมได้:
FeS 2 (ทีวี) + 14 Fe 3+ (aq) + 8H 2 O (l) 15 Fe 2+ (aq) + 2SO 4 2- (aq) + 16H + (aq)
ที่ค่า pH สูงกว่า 3 มาก เหล็ก (III) จะตกตะกอนเป็นเหล็ก (III) ออกไซด์ทั่วไป goethite (FeOOH):
Fe 3+ (aq) + 2H 2 O (g) FeOOH + 3H + (aq)
เกอไทต์ตกตะกอนปกคลุมก้นลำธารและงานก่ออิฐในรูปแบบของการเคลือบสีส้มเหลืองที่มีลักษณะเฉพาะ
ธาตุเหล็กซิลิเกตที่ลดลง เช่น โอลิวีน ไพรอกซีน และแอมฟิโบลบางชนิด สามารถเกิดปฏิกิริยาออกซิเดชันได้เช่นกัน:
Fe 2 SiO 4 (ทีวี) + 1 / 2O 2 (g) + 5H 2 O (l) 2Fe (OH) 3 (tv) + H 4 SiO 4 (aq)
ผลิตภัณฑ์ ได้แก่ กรดซิลิซิก (H 4 SiO 4) และเหล็กไฮดรอกไซด์คอลลอยด์ ซึ่งเป็นเบสที่อ่อนแอ เมื่อถูกคายน้ำ จะให้ธาตุเหล็กออกไซด์จำนวนหนึ่ง เช่น Fe 2 O 3 (เฮมาไทต์ - สีแดงเข้ม) FeOOH (โกเอไทต์และเลพิโดโครไซต์ - เหลืองหรือเหลือง) สนิม) การเกิดขึ้นบ่อยครั้งของเหล็กออกไซด์เหล่านี้บ่งชี้ว่าไม่สามารถละลายได้ภายใต้สภาวะออกซิไดซ์ของพื้นผิวโลก
การปรากฏตัวของน้ำเร่งปฏิกิริยาออกซิเดชันตามปรากฏการณ์ที่สังเกตได้ทุกวันของการเกิดออกซิเดชันของเหล็กโลหะ (สนิม) น้ำทำหน้าที่เป็นตัวเร่งปฏิกิริยา ศักยภาพการเกิดออกซิเดชันขึ้นอยู่กับความดันบางส่วนของก๊าซออกซิเจนและความเป็นกรดของสารละลาย ที่ pH 7 น้ำที่สัมผัสกับอากาศจะมี Eh อยู่ที่ 810 mV ซึ่งมีศักยภาพในการออกซิไดซ์มากกว่าที่จำเป็นสำหรับการเกิดออกซิเดชันของเหล็กเฟอร์รัส
ออกซิเดชันของสารอินทรีย์การเกิดออกซิเดชันของอินทรียวัตถุในดินถูกเร่งโดยจุลินทรีย์ การเกิดออกซิเดชันของแบคทีเรียที่เป็นสื่อกลางของสารอินทรีย์ที่ตายแล้วต่อ CO 2 มีความสำคัญในแง่ของการเกิดกรด ในดินที่มีฤทธิ์ทางชีวภาพ ความเข้มข้นของ CO 2 อาจสูงกว่าที่คาดไว้ 10-100 เท่าที่สภาวะสมดุลกับ CO 2 ในบรรยากาศ ซึ่งนำไปสู่การก่อตัวของกรดคาร์บอนิก (H 2 CO 3) และ H + ในระหว่างการแยกตัวออกจากกัน เพื่อลดความซับซ้อนของสมการ สารอินทรีย์ถูกแทนด้วยสูตรทั่วไปสำหรับคาร์โบไฮเดรต CH 2 O:
CH 2 O (ทีวี) + O 2 (ก.) CO 2 (ก.) + H 2 O (ล.)
CO 2 (g) + H 2 O (g) H 2 CO 3 (aq)
H 2 CO 3 (aq) H + (aq) + HCO 3 - (aq)
ปฏิกิริยาเหล่านี้สามารถลดค่า pH ของน้ำในดินจาก 5.6 (ค่าที่กำหนดในสภาวะสมดุลกับ CO 2 ในบรรยากาศ) เป็น 4-5 นี่เป็นการทำให้เข้าใจง่ายขึ้นเนื่องจากอินทรียวัตถุในดิน (ฮิวมัส) ไม่ได้ย่อยสลายเป็น CO 2 อย่างสมบูรณ์เสมอไป อย่างไรก็ตามผลิตภัณฑ์ของการทำลายบางส่วนมีคาร์บอกซิล (COOH) และกลุ่มฟีนอลซึ่งเมื่อแยกตัวออกจะให้ H + ไอออน:
RCOOH (aq) RCOO - (aq) + H + (aq)
โดยที่ R หมายถึงหน่วยโครงสร้างอินทรีย์ขนาดใหญ่ ความเป็นกรดที่สะสมระหว่างการสลายตัวของอินทรียวัตถุใช้ในการทำลายซิลิเกตส่วนใหญ่ในกระบวนการไฮโดรไลซิสของกรด
3. กรดไฮโดรไลซิส น้ำธรรมชาติมีสารที่ละลายน้ำได้ซึ่งทำให้มีความเป็นกรด - นี่คือการแยกตัวของ CO 2 ในบรรยากาศในน้ำฝนและการแยกตัวของดิน CO 2 บางส่วนด้วยการก่อตัวของ H 2 CO 3 การแยกตัวของซัลเฟอร์ไดออกไซด์ตามธรรมชาติและมานุษยวิทยา (SO 2) ด้วยการก่อตัวของ H 2 SO 3 และ H 2 SO 4 . ปฏิกิริยาระหว่างแร่ธาตุและสารทำให้ผุกร่อนของกรดมักเรียกว่ากรดไฮโดรไลซิส สภาพดินฟ้าอากาศของ CaCO 3 แสดงให้เห็นปฏิกิริยาต่อไปนี้:
CaCO 3 (ทีวี) + H 2 CO 3 (aq) Ca 2+ (aq) + 2HCO 3 - (aq)
การไฮโดรไลซิสของกรดของซิลิเกตอย่างง่าย เช่น โอลิวีนที่อุดมด้วยแมกนีเซียม ฟอร์สเทอไรท์ สามารถสรุปได้ดังนี้
Mg 2 SiO 4 (ทีวี) + 4H 2 CO 3 (aq) 2Mg 2+ (aq) + 4HCO 3 - (aq) + H 4 SiO 4 (aq)
โปรดทราบว่าการแยกตัวของ H 2 CO 3 ทำให้เกิด HCO 3 - แตกตัวเป็นไอออน ซึ่งเป็นกรดที่แรงกว่าโมเลกุลที่เป็นกลางเล็กน้อย (H 4 SiO 4 ) ที่เกิดขึ้นระหว่างการสลายตัวของซิลิเกต
4. การผุกร่อนของซิลิเกตที่ซับซ้อน จนถึงตอนนี้ เราได้พิจารณาสภาพดินฟ้าอากาศของโมโนเมอร์ซิลิเกต (เช่น โอลิวีน) ที่ละลายได้อย่างสมบูรณ์ (การละลายที่สม่ำเสมอ) ทำให้ปฏิกิริยาเคมีง่ายขึ้น อย่างไรก็ตาม การปรากฏตัวของแร่ที่ผุกร่อนแสดงให้เห็นว่าการละลายที่ไม่สมบูรณ์เป็นเรื่องปกติมากขึ้น ปฏิกิริยาการผุกร่อนอย่างง่ายโดยใช้อะนอร์ไทต์ที่อุดมด้วยแคลเซียมเป็นตัวอย่าง:
CaAl 2 Si 2 O 8 (ทีวี) + 2H 2 CO 3 (aq) + H 2 O (l) Ca 2+ (aq) + 2HCO 3 - (aq) + Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 (ทีวี )
ผลิตภัณฑ์ที่เป็นของแข็งของปฏิกิริยาคือ kaolinite Al 2 Si 2 O 5 (OH) 4 ตัวแทนที่สำคัญของแร่ดินเหนียว