Кам'яна оболонка Землі - земна кора - міцно скріплена з верхньою мантією і утворює з нею єдине ціле. Вивчення земної кори та літосфери дозволяє вченим пояснювати процеси, що відбуваються на поверхні Землі, та передбачати зміни зовнішності нашої планети в майбутньому.
Будова земної кори
Земна кора, що складається з магматичних, метаморфічних та осадових гірських порід, на та під океанами має різну товщину та будову.
У континентальній земній корі прийнято виділяти три шари. Верхній - осадовий, в якому переважають осадові породи. Два нижні шари умовно називають гранітним та базальтовим. Гранітний шар складається переважно з граніту та метаморфічних базальтовий шар - з більш щільних порід, порівнянних за щільністю з базальтами. Океанічна кора двошарова. У ній верхній шар – осадовий – має невелику потужність, нижній шар – базальтовий – складається з гірських порід базальтів, а гранітний шар відсутній.
Потужність континентальної кори становить під 30 50 кілометрів, під горами - до 75 кілометрів. Океанічна кора набагато тонша, її потужність від 5 до 10 км.
Кора є на інших планетах земної групи, на Місяці та на багатьох супутниках планет-гігантів. Але тільки Земля має кору двох типів: континентальну та океанічну. На інших планетах вона здебільшого складається з базальтів.
Літосфера
Кам'яна оболонка Землі, що включає верхню частину мантії, називається літосферою. Під нею знаходиться розігрітий пластичний шар мантії. Літосфера хіба що плаває з цього шару. Потужність літосфери у різних областях Землі змінюється від 20 до 200 кілометрів та більше. Загалом під континентами вона товща, ніж під океанами.
Вчені встановили, що літосфера не монолітна, а складається з . Вони відокремлені одна від одної глибокими розломами. Виділяють сім дуже великих і кілька дрібніших літосферних плит, які постійно, але повільно переміщаються пластичним шаром мантії. Середня швидкість їхнього руху близько 5 сантиметрів на рік. Деякі плити є повністю океанічні, але більшість мають різні типи земної кори.
Літосферні плити рухаються щодо один одного в різних напрямках: або відсуваються, або навпаки зближуються і стикаються. У складі літосферних плит переміщується та його верхній «поверх» - земна кора. Завдяки руху літосферних плит змінюється розташування поверхні Землі. Материки то зіштовхуються між собою, то відсуваються одна від одної на тисячі кілометрів.
Літосфера – це тендітний, зовнішній, твердий шар Землі. Тектонічні плити є сегментами літосфери. Її верх легко побачити - вона знаходиться на поверхні Землі, але основа літосфери розташована в перехідному шарі між земною корою і , що є областю активних досліджень.
Згинання літосфери
Літосфера не повністю жорстка, а має легку еластичність. Вона прогинається, коли її впливає додаткове навантаження чи навпаки вигинається, якщо ступінь навантаження слабшає. Льодовики - це один із видів навантаження. Наприклад, в Антарктиді товста крижана шапка сильно опустила літосферу до моря. У той час як у Канаді та Скандинавії, де льодовики розтанули близько 10 000 років тому, літосфера не має сильного впливу.
Ось деякі інші типи навантаження на літосферу:
- Виверження вулканів;
- Відкладення опадів;
- Підвищення рівня моря;
- Формування великих озер та водосховищ.
Приклади зниження впливу на літосферу:
- Ерозія гір;
- Освіта каньйонів та долин;
- Висихання великих водойм;
- Зниження рівня моря.
Вигин літосфери з наведених вище причин, як правило, відносно невеликий (зазвичай значно менше кілометра, але виміряємо). Ми можемо моделювати літосферу за допомогою простої інженерної фізики і отримати уявлення про її товщину. Ми також здатні вивчити поведінку сейсмічних хвиль та помістити основу літосфери на глибини, де ці хвилі починають сповільнюватися, вказуючи на наявність м'якшої породи.
Ці моделі припускають, що товщина літосфери коливається від менше ніж 20 км поблизу серединно-океанічних хребтів до приблизно 50 км у старих океанічних районах. Під континентами літосфера товща – від 100 до 350 км.
Ці ж дослідження показують, що під літосферою знаходиться гарячіший і м'який шар породи, званий астеносферою. Порода астеносфери в'язка, а не жорстка та повільно деформується під стресом, як шпаклівка. Тому літосфера може рухатись через астеносферу під дією тектоніки плит. Це також означає, що землетруси утворюють тріщини, які тягнуться лише через літосферу, але не за її межі.
Структура літосфери
Літосфера включає кору (гори континентів і океанічне дно) і саму верхню частину мантії під земною корою. Ці два шари відрізняються за мінералогією, але дуже схожі механічно. Здебільшого вони діють як одна плита.
Схоже, що літосфера закінчується там, де температура досягає певного рівня, через який середня мантійна порода (перидотит) стає надто м'якою. Але є багато ускладнень і припущень, і можна сказати, що ці температури варіюються від 600º до 1200º С. Багато залежить від тиску і температури, а також зміни складу порід через тектонічного змішування. Мабуть, точно не можна визначити чітку нижню межу літосфери. Дослідники часто вказують термічні, механічні чи хімічні властивості літосфери у своїх роботах.
Океанічна літосфера дуже тонка в центрах, що розширюються, де вона утворюється, але з часом стає товстішою. Коли вона остигає, більш гаряча порода з астеносфери остигає на нижній стороні літосфери. Протягом приблизно 10 мільйонів років океанічна літосфера стає щільнішою, ніж астеносфера під нею. Тому більшість океанічних пластин завжди готові до субдукції.
Вигин та руйнування літосфери
Сили, що згинають і ламають літосферу, походять здебільшого від тектоніки плит. Коли плити зіштовхуються, літосфера однією плиті занурюється у гарячу мантію. У цьому процесі субдукції пластина вигинається вниз на 90 градусів. У міру того, як вона згинається та опускається, субдуктивна літосфера сильно тріскається, викликаючи землетруси у низхідній гірській плиті. У деяких випадках (наприклад, у північній Каліфорнії) субдуктивна частина може повністю руйнуватися, занурюючись глибоко всередину Землі, оскільки плити над нею змінюють свою орієнтацію. Навіть на великих глибинах субдуктивна літосфера може бути крихкою протягом мільйонів років, якщо вона відносно прохолодна.
Континентальна літосфера може розщеплюватися, причому нижня частина руйнується і опускається. Цей процес називається розшаруванням. Верхня частина континентальної літосфери завжди менш щільна, ніж мантійна частина, яка, у свою чергу, щільніша, ніж астеносфера внизу. Сили тяжкості чи опору з астеносфери можуть витягувати шари земної кори та мантії. Дезамінація дозволяє гарячій мантії підніматися та робити розплав під частинами континентів, викликаючи повсюдне підняття та вулканізм. Такі місця, як Каліфорнійська Сьєрра-Невада, Східна Туреччина та частини Китаю, вивчаються з урахуванням процесу розшарування.
Літосферою називають тверду оболонку планети, назва якої походить від грецького слова «літос», що означає камінь. Термін був запропонований Дж. Барреллом в 1916 році і використовувався спочатку ним як синонім земної кори. Лише через кілька років було доведено, що будова літосфери Землі складніша. Воно включає наступне:
- Земна кора;
- Мантія (верхній шар).
Основні шари
Земна кора – це складова частина літосфери, що має глибину 35–70 км під континентальною частиною суші та 5–15 км під океанічним дном. Вона також складається з шарів:
- Материкова кора: осадовий, гранітний, базальтовий шар;
- Океанічна: шар морських опадів (може бути у деяких випадках зовсім), середній шар з базальту і серпентину, нижній шар із габро.
У складі земної кори можна знайти майже всю таблицю Менделєєва, лише у різних частках. Найбільше вона містить кисень, залізо, кремній, алюміній, натрій, магній, кальцій та калій. На земну кору припадає близько 1% від загальної маси всієї планети.
Мантія – це нижня частина літосфери, глибина якої сягає 2900 км. Вона складається в основному з їх кремнію, кисню, заліза, магнію, нікелю. Усередині її розрізняють спеціальний шар - астеносферу, створену з особливої речовини. До складу твердої оболонки землі входить та частина мантії, що знаходиться до астеносфери. Це нижня межа оболонки, верхня розташована поруч із атмосферою і гидросферой, із якими літосфера взаємодіє, частково проникаючи у яких.
Помилково зараховувати до літосфери ядро, окремий шар земної кулі, що знаходиться на глибині 2900-6371 км і складається з розпеченого заліза та нікелю.
Особливості оболонки
Виходячи з будови літосфери Землі, можна стверджувати, що вона є відносно крихкою оболонкою, оскільки не є монолітною. Її розбивають глибинні розломи на окремі блоки (або плити), які дуже повільно рухаються горизонтально по астеносфері. Тому розрізняють відносно стабільні платформи та рухомі області (складчасті пояси).
Будова літосфери Землі сьогодні – це поділ поверхні планети на сім великих і кілька малих плит. Межі між ними позначені зонами найвищої вулканічної та сейсмічної активності. У діаметрі ці елементи літосфери мають 1–10 тис. км.
Ізостазія
Окремо хочеться зупинитися на ізостазії, явищі, яке виявили вчені під час вивчення гірських масивів та сили тяжіння біля їхнього підніжжя (гори утворюються в місцях стику літосферних плит). Раніше вважалося, що великі нерівності рельєфу збільшують силу тяжіння у регіоні. Проте з'ясувалося, що сила тяжіння однакова по всій земній поверхні. Масивні споруди врівноважуються десь у глибині Землі, у верхній мантії: чим більша гора, тим глибше вона занурена в літосферу. На деякий час земна кора може вийти з рівноваги під впливом тектонічних сил, проте вона все одно повертається в нього.
Будова літосфери
Літосфера Землі складається з двох шарів: земної кори та частини верхньої мантії. Кордоном між ними є т.зв. кордон Мохоровичича, що виділяється на підставі збільшення швидкості поширення поздовжніх сейсмічних хвиль та щільності речовини.
Земна кора – це верхня тверда оболонка Землі. Кора перестав бути унікальним освітою, властивим лише Землі, т.к. є на більшості планет земної групи, супутнику Землі - Місяці та супутниках планет-гігантів: Юпітера, Сатурна, Урана та Нептуна. Проте лише Землі кора буває двох типів: океанічної і континентальної. У прикордонних областях розвивається земна кора проміжного типу - субконтинентальна або субокеанічна, що формується, наприклад, у зонах острівних дуг. У зонах серединно-океанічних хребтів можна виділити кору рифтогенного типу, у зв'язку з відсутністю в цих зонах габро-серпентинітового шару та близьким положенням астеносфери.
Океанічна земна кора складається з трьох шарів: верхнього осадового, проміжного базальтового та нижнього габро-серпентинітового, який до останнього часу включався до складу базальтового.
Товщина її становить від 2 км у зонах серединно-океанічних хребтів до 130 км у зонах субдукції, де океанічна кора занурюється у мантію. Пов'язано цю різницю про те, що у зонах серединно-океанических хребтів океанічна кора утворюється, з віддалення від хребтів її потужність зростає, рідко перевищуючи значення 7 км, досягаючи максимуму у зонах занурення кори у верхню мантію. Найбільше зон субдукції посідає Тихий океан; з ними пов'язують сильні моретруси.
Осадовий шар, що покриває розплав невеликий: його товщина рідко перевищує 0,5 км, лише поблизу дельт великих рік досягаючи товщини в 10-12 км. Складається осадовий шар із піску, відкладень залишків тварин та обложених мінералів. У його підставі часто залягають тонкі не витримані за простяганням металоносні опади з переважанням оксидів заліза. Нижня частина шару складена карбонатні породи, які на великих глибинах не виявляються, у зв'язку з розчиненням при великому тиску раковин форамініфер і коколітофорид, що складають карбонатні породи. На глибинах карбонатні породи, що перевищують 4,5 км, заміщаються червоними глибоководними глинами і крем'янистими мулами.
Базальтовий шар у верхній частині складений базальтовими лавами толеїтового складу, які називають ще подушечними через характерну форму. Нижче лежить дайковий комплекс, утворений долеритовими дайками. Дайки є каналами, якими базальтова лава виливалася на поверхню. З цієї причини базальтовий шар оголюється в багатьох місцях, що примикають до серединно-океанічних хребтів.
У зонах субдукції базальтовий шар перетворюється на екголіти, які мають щільність більше ніж навколишні перидотити (найпоширеніші мантійні породи) занурюються в глибину. Маса екголітів нині становить близько 7 % від маси всієї мантії Землі.
Габро-серпентинітовий шар лежить безпосередньо над верхньою мантією. У його складі виділяються габроїди та серпентинізований перидотит, що утворюються відповідно при повільній кристалізації базальтових розплавів у магматичному вогнищі та при гідратації основних порід мантії по тріщинах літосфери. Потужність шару складає 3-6 км; він простежується у всіх океанах. Швидкості поздовжніх сейсмічних хвиль не більше шару становлять 6,5-7 км/сек.
Вік океанічної земної кори загалом становить 100 млн. років. Найстаріші ділянки океанічної земної кори мають вік 156 млн. років (пізня юра) і розташовуються у западині Піджафета в Тихому океані.
Такий молодий вік пояснюється постійним утворенням та поглинанням океанічної кори. Щорічно в рифтових зонах серединно-океанічних хребтів в результаті сепарації базальтової лави, що відбувається під ними, і її виливу на поверхню океанічного дна утворюється 24 км 3 магматичних порід масою 70 млрд. тонн. Якщо врахувати, що загальна маса океанічної земної кори відповідно до розрахунків становить 5,9×10 18 тонн, виходить, що вся океанічна кора оновлюється за 100 млн. років, як і приймається її середній вік. Товщина океанічної земної кори з часом практично не змінюється, у зв'язку з побудовою її з розплаву, що виділився.
Океанічна земна кора зосереджена у межах ложа Світового океану. Невеликі древні її ділянки відомі у закритих басейнах, прикладом яких може бути північна западина Каспійського моря. Загальна площа океанічної земної кори становить 306 млн. км2.
Континентальна земна кора, як видно з назви, лежить під континентами Землі та великими островами. На відміну від океанічної континентальна земна кора складається з трьох шарів: верхнього осадового, середнього гранітного та базальтового нижнього. Товщина такого типу земної кори під молодими горами сягає 75 км, під рівнинами становить від 35 до 45 км, під острівними дугами скорочується до 20-25 км.
Осадовий шар континентальної земної кори формується: глинистими відкладеннями та карбонатами мілководних морських басейнів у межах протерозойських платформ; грубообломочними фаціями, що змінюються вище по розрізу піщано-глинистими відкладеннями та карбонатами прибережних фацій у крайових прогинах та на пасивних околицях континентів атлантичного типу.
Гранітний шар земної кори формується внаслідок вторгнення магми у тріщини земної кори. Складається з кремнезему, алюмінію та інших мінералів. Потужність гранітного шару сягає 25 км. Швидкість поздовжніх сейсмічних хвиль становить від 55 до 63 км/сек. Шар дуже давній: його середній вік близько 3 млрд років.
На глибинах 15-20 км, часто простежується кордон Конрада, уздовж якої швидкість поширення поздовжніх сейсмічних хвиль збільшується на 0,5 км/сек. Кордон розділяє гранітний та базальтовий шари.
Базальтовий шар формується при виливі основних (базальтових) лав на поверхню суші у зонах внутрішньоплитного магматизму. Базальт важчий за граніт, містить більше заліза, магнію і кальцію. Швидкість поздовжніх сейсмічних хвиль не більше шару від 6,5 до 7,3 км/сек.
Кордон між гранітним і базальтовими шарами у низці місць проходить т.зв. поверхні Конрада, у межах якої відбувається стрибкоподібне зростання швидкості поздовжніх сейсмічних хвиль з 6 до 6,5 км/сек. В інших місцях швидкість поздовжніх сейсмічних хвиль поступово зростає і межа між шарами розмита. І, нарешті, є області, де спостерігаються відразу кілька поверхонь у яких відбувається зростання сейсмічних хвиль.
Загальна маса земної кори оцінюється в 2,8 10 19 тонн, що становить лише 0,473% від маси всієї планети Земля.
Знизу земна кора відокремлена від верхньої мантії кордоном Мохоровичича чи Мохо, встановленої 1909 року хорватським геофізиком і сейсмологом Андрієм Мохоровичичем. На кордоні відбувається різке зростання швидкостей поздовжніх та поперечних сейсмічних хвиль. Зростає також густина речовини. Кордон Мохо може не збігатися з межами земної кори, мабуть поділяючи області різного хімічного складу: легкі кислі земної кори та щільні ультраосновні мантійні.
Шар, що лежить під земною корою, називається мантією. Мантія ділиться шаром Голіцина на верхню та нижню, межа між якими проходить на глибині близько 670 км.
У межах верхньої мантії виділяється астеносфера - пластинчастий шар, у якого швидкості сейсмічних хвиль знижуються.
Літосферою називають верхню тверду оболонку Землі, що складається із земної кори та шару верхньої мантії, що підстилає земну кору. Нижня межа літосфери проводиться на глибинах близько 100 км під континентами та близько 50 км під дном океану. Верхня частина літосфери (та, де є життя) - складова частина біосфери.
Земна кора складена магматичними та осадовими породами, а також метаморфічними породами, що утворилися за рахунок тих та інших.
Гірські породи - це природні мінеральні агрегати певного складу та будови, що сформувалися в результаті геологічних процесів та залягають у земній корі у вигляді самостійних тіл. Склад, будова та умови залягання гірських порід обумовлені особливостями формують їх геологічних процесів, які відбуваються у певній обстановці всередині земної кори або на земній поверхні. Залежно від характеру основних геологічних процесів розрізняють три генетичні класи гірських порід: осадові, магматичні та метаморфічні.
МагматичніГірські породи - це природні мінеральні агрегати, що виникають при кристалізації магм (силікатних, а іноді і несилікатних розплавів) у надрах Землі або на її поверхні. За вмістом кремнезему магматичні породи поділяються на кислі (SiO 2 - 70-90%), середні (SiO 2 > близько 60%), основні ( SiO 2 близько 50%) та ультраосновні (SiO 2 менше 40%). Прикладом магматичних порід є вулканічна основна порода і граніт.
Опадовігірські породи - це породи, які у термодинамічних умовах, характерних для поверхневої частини земної кори, і утворюються внаслідок переотложения продуктів вивітрювання і руйнування різних гірських порід, хімічного і механічного випадання осаду з води, життєдіяльності організмів чи всіх трьох процесів одночасно. Багато осадових пород є найважливішими корисними копалинами. Прикладами осадових порід є пісковики, які можна розглядати як скупчення кварцу і, отже, концентратори кремнезему (SiO 2 ), і вапняки - концентратори СаО. До мінералів найбільш поширених осадових порід відносяться кварц (SiO 2), ортоклаз (КalSi 3 O 8) каолініт (А1 4 Si 4 O 10 (ВІН) 8), кальцит (СаСО 3), доломіт СаМg(СО 3) 2 та ін .
Метаморфічниминазивають породи, основні особливості яких (мінеральний склад, структура, текстура) обумовлені процесами метаморфізму, тоді як ознаки первинного магматичного походження частково чи повністю втрачені. Метаморфічні породи – сланці, гранулити, еклогіти та ін. Типові для них мінерали – слюда, польовий шпат та гранат відповідно.
Речовина земної кори складено переважно легкими елементами (по Fе включно), а елементи, які у Періодичної системі за залізом, у сумі становлять лише частки відсотка. Зазначається також, що елементи, що мають парне значення атомної маси, значно переважають: вони утворюють 86% від загальної маси земної кори. Слід зазначити, що у метеоритах це відхилення ще вище і становить металевих метеоритах 92%, у кам'яних -98%.
Середній хімічний склад земної кори, за даними різних авторів, наведено у табл. 25:
Таблиця 25
Хімічний склад земної кори, мас. % (Гусакова, 2004)
| Елементи та оксиди | Кларк, 1924 | Фугт, 1931 | Гольдшмідт, 1954 | Полдерваатр, 1955 | Ярошевський, 1971 |
| SiO 2 | 59,12 | 64,88 | 59,19 | 55,20 | 57,60 |
| TiO 2 | 1,05 | 0,57 | 0,79 | 1,6 | 0,84 |
| Al 2 O 3 | 15,34 | 15,56 | 15,82 | 15,30 | 15,30 |
| Fe 2 O 3 | 3,08 | 2,15 | 6,99 | 2,80 | 2,53 |
| FeO | 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 |
| Na 2 O | 3,84 | 3,47 | 2,05 | 2,90 | 2,88 |
| K 2 O | 3,13 | 3,65 | 3,93 | 1,90 | 2,34 |
| P 2 O 5 | 0,30 | 0,17 | 0,22 | 0,30 | 0,22 |
| H 2 O | 1,15 | - | 3,02 | - | 1,37 |
| CO 2 | 0,10 | - | - | - | 1,40 |
| S | 0,05 | - | - | - | 0,04 |
| Cl | - | - | - | - | 0,05 |
| C | - | - | - | - | 0,14 |
Її аналіз дозволяє зробити такі важливі висновки:
1) земна кора складена переважно з восьми елементів: Про, Si, А1, Fе, Са, Мg, Nа, До; 2) частку інших 84 елементів припадає менше відсотка маси кори; 3) серед найголовніших за поширеністю елементів особлива роль земної корі належить кисню.
Особлива роль кисню у тому, що його атоми становлять 47% маси кори та пошта 90% обсягу найважливіших породообразующих мінералів.
Є низка геохімічних класифікацій елементів. В даний час набуває поширення геохімічна класифікація, згідно з якою всі елементи земної кори діляться на п'ять груп (табл. 26).
Таблиця 26
Варіант геохімічної класифікації елементів (Гусакова, 2004)
Літофільні -це елементи гірських порід. На зовнішній оболонці їхніх іонів знаходиться 2 або 8 електронів. Літофільні елементи важко поновлюються до елементарного стану. Зазвичай вони пов'язані з киснем і становлять основну масу силікатів та алюмосилікатів. Зустрічаються також у вигляді сульфатів, фосфатів, боратів, карбонатів та гадогенідів.
Халькофільніелементи – це елементи сульфідних руд. На зовнішній оболонці їх іонів розташовується 8 (S, Se, Те) і 18 (в інших) електронів. У природі зустрічаються у вигляді сульфідів, селенідів, телуридів, а також у самородному стані (Сu, Нg, Ag, Рb, Zn, As, Sb, Vi, S, Sе, Те, Sn).
Сидерофільніелементи - це елементи з електронними d- і f-оболонками, що добудовуються. Вони виявляють специфічну спорідненість до миш'яку та сірки (PtAs 2 , FеАs 2 , NiAs 2 , FeS , NiS , МоS 2 та ін), а також до фосфору, вуглецю, азоту. Багато сидерофільні елементи зустрічаються також і в самородному стані.
Атмофільніелементи – це елементи атмосфери. Більшість із них має атоми із заповненими електронними оболонками (інертні гази). До атмофільних відносять також азот та водень. Внаслідок високих потенціалів іонізації атмофільні елементи важко вступають у з'єднання з іншими елементами і тому в природі знаходяться (крім Н) головним чином в елементарному (самородному) стані.
Біофільніелементи - це елементи, що входять до складу органічних компонентів біосфери (СН, N, О, Р, S). З цих (в основному) та інших елементів утворюються складні молекули вуглеводів, білків, жирів та нуклеїнових кислот. Середній хімічний склад білків, жирів та вуглеводів наведено в табл. 27.
Таблиця 27
Середній хімічний склад білків, жирів та вуглеводів, мас. % (Гусакова, 2004)
Нині у різних організмах встановлено понад 60 елементів. Елементи та їх сполуки, які потрібні організмам у порівняно великих кількостях, часто називають макробіогенними елементами. Елементи ж та їх сполуки, які хоч і необхідні для життєдіяльності біосистем, але потрібні в дуже малих кількостях, називають мікробіогенними елементами. Для рослин, наприклад, важливі 10 мікроелементів: Fе, Мn, Сu, Zn, B, Si, Мо, C1, W, C .
Всі ці елементи, крім бору, потрібні тваринам. Крім того, тваринам можуть бути потрібні селен, хром, нікель, фтор, йод, олово. Між макро- та мікроелементами не можна провести чітку та однакову для всіх груп організмів кордон.
Процеси вивітрювання
Поверхня земної кори схильна до дії атмосфери, що робить її сприйнятливою до фізичних та хімічних процесів. Фізичне вивітрюванняє механічним процесом, внаслідок якого порода подрібнюється до частинок меншого розміру без істотних змін у хімічному складі. Коли стримуючий тиск кори усувається підняттям і ерозією, усуваються і внутрішні напруження в межах підстилаючих порід, дозволяючи тріщинам, що розширилися, відкритися. Ці тріщини можуть потім розсунутись за рахунок термічного розширення (викликаного добовими флуктуаціями температури), розширення води в процесі замерзання, а також дії коренів рослин. Інші фізичні процеси, наприклад льодовикова діяльність, зсуви та стирання піском, роблять подальше ослаблення та руйнування твердої породи. Ці процеси важливі, оскільки вони значно збільшують поверхневі ділянки породи, схильні до дії агентів хімічного вивітрювання, наприклад повітря та води.
Хімічне вивітрюваннявикликається водою – особливо кислою водою – та газами, наприклад киснем, який руйнує мінерали. Деякі іони та з'єднання вихідного мінералу видаляються з розчином, що просочується через уламки мінералів і живить ґрунтові води та річки. Тонкозернисті тверді речовини можуть вимиватися з ділянки, що вивітрюється, залишаючи хімічно змінені залишки, які формують основу грунтів. Відомі різні механізми хімічного вивітрювання:
1. Розчинення. Найпростіша реакція вивітрювання – це розчинення мінералів. Молекула води ефективна при розриві іонних зв'язків, наприклад, таких, що з'єднують іони натрію (Na +) і хлору (Cl -) у галиті (кам'яна сіль). Ми можемо висловити розчинення галіту спрощено, тобто.
NaCl (тв) Na + (водн) + Cl - (водн)
2. Окислення. Вільний кисень відіграє велику роль при розкладанні речовин у відновленій формі. Наприклад, окислення відновленого заліза (Fe 2+) і сірка (S) у звичайному сульфіді, піриті (FeS 2) призводить до утворення сильної сірчаної кислоти (H 2 SO 4):
2FeS 2(тв) + 7,5 Про 2(г) + 7Н 2 Про (ж) 2Fe(OH) 3(тв) + Н 2 SO 4(водн).
Сульфіди часто зустрічаються в алеврито-гліїстих породах, рудних жилах та вугільних відкладах. При розробці рудних та вугільних родовищ сульфід залишається у відпрацьованій породі, яка накопичується у відвалах. Такі відвали порожньої породи мають великі поверхні, схильні до впливу атмосфери, де окислення сульфідів відбувається швидко і у великих масштабах. Крім того, покинуті рудні виробки швидко затоплюються ґрунтовими водами. Утворення сірчаної кислоти робить дренажні води із занедбаних копалень сильно кислими (рН до 1 або 2). Така кислотність може збільшити розчинність алюмінію та стати причиною токсичності для водних екосистем. В окиснення сульфідів залучені мікроорганізми, що можна моделювати рядом реакцій:
2FeS 2(тв) + 7О 2(г) + 2Н 2 О (ж) 2Fe 2+ + 4Н + (водн) + 4SO 4 2- (водн) (окислення піриту), потім слідує окислення заліза в :
2Fe 2+ + Про 2(г) + 10Н 2 Про (ж) 4Fe(OH) 3(тв) + 8Н + (водн)
Окислення відбувається дуже повільно при низьких значеннях рН кислих рудникових вод. Однак нижче рН 4,5 окислення заліза каталізують Thiobacillus ferrooxidans та Leptospirillum. Окисне залізо може далі взаємодіяти з піритом:
FeS 2(тв) + 14 Fe 3+ (водн) + 8Н 2 Про (ж) 15 Fe 2+ (водн) + 2SO 4 2- (водн) + 16Н + (водн)
При значеннях рН набагато вище за 3 залізо (III) осаджується як звичайний оксид заліза (III), гетит (FеООН):
Fe 3+ (водн) + 2Н 2 Про (ж) FеООН + 3Н + (водн)
Обложений гетит покриває дно струмків і цегляну кладку як характерного жовто-жовтогарячого нальоту.
Відновлені залізовмісні силікати, наприклад, деякі олівіни, піроксени та амфіболи, також можуть зазнавати окислення:
Fe 2 SiO 4(тв) + 1/2O 2(г) + 5H 2 O(ж) 2Fe(OH) 3(тв) + H 4 SiO 4(водн)
Продуктами є кремнієва кислота (H 4 SiO 4) і колоїдний гідроксид заліза, слабка основа, яка при дегідратації дає ряд оксидів заліза, наприклад Fе 2 O 3 (гематит - темно-червоного кольору), FеООН (гетит і лепідокрокіт - жовтого кольору або кольору іржі). Часта зустрічальність цих оксидів заліза говорить про їхню нерозчинність в окисних умовах земної поверхні.
Присутність води прискорює окислювальні реакції, про що свідчить щоденне явище окислення металевого заліза (іржа), що спостерігається. Вода діє як каталізатор, окислювальний-потенціал залежить від парціального тиску газоподібного кисню та кислотності розчину. При рН 7 вода в контакті з повітрям має Еh близько 810 мВ - окислювальний потенціал, набагато більший за той, який необхідний для окислення закисного заліза.
Окислення органічної речовини.Окислення відновленої органічної речовини у ґрунтах каталізується мікроорганізмами. Опосередковане бактеріями окислення мертвої органічної речовини до СО 2 важливе з точки зору утворення кислотності. У біологічно активних грунтах концентрація 2 може в 10-100 разів перевищувати очікувану при рівновазі з атмосферним 2 призводячи до утворення вугільної кислоти (Н 2 3) і Н + при її дисоціації. Щоб спростити рівняння, органічна речовина представлена узагальненою формулою для вуглеводу, СН 2 Про:
СН 2 Про (тв) + Про 2(г) СО 2(г) + Н 2 Про (ж)
СО 2(г) + Н 2 Про (ж) Н 2 СО 3(водн)
Н 2 СО 3(водн) Н + (водн) + НСО 3 - (водн)
Ці реакції можуть знизити водний рН ґрунтів від 5,6 (значення, яке встановлюється при рівновазі з атмосферним СО 2) до 4- 5. Це є спрощенням, оскільки органічна речовина ґрунтів (гумус) не завжди повністю розкладається до СО 2 . Однак продукти часткового руйнування мають карбоксильні (СООН) і фенольні групи, які при дисоціації дають іони Н + :
RCOOH (водн) RCOO - (водн) + Н + (водн)
де R означає велику органічну структурну одиницю. Кислотність, що накопичується при розкладанні органічної речовини, використовується при руйнуванні більшості силікатів у процесі кислотного гідролізу.
3. Кислотний гідроліз. Природні води містять розчинні речовини, які надають їм кислотність - це і дисоціації атмосферного СО 2 в дощовій воді, і частково дисоціація ґрунтового СО 2 з утворенням Н 2 СО 3 дисоціація природного та антропогенного діоксиду сірки (SO 2) з утворенням Н 2 SO 3 і Н 2 SО 4 . Реакцію між мінералом та кислими агентами вивітрювання зазвичай називають кислотним гідролізом. Вивітрювання СаСО 3 демонструє наступна реакція:
СаСО 3(тв) + Н 2 СО 3(водн) Са 2+ (водн) + 2НСО 3 - (водн)
Кислотний гідроліз простого силікату, наприклад багатого магнієм олівіну, форстериту, можна узагальнити таким чином:
Mg 2 SiO 4 (тв) + 4H 2 CO 3(водн) 2Mg 2+(водн) + 4НСО 3 - (водн) + H 4 SiO 4(водн)
Зазначимо, що при дисоціації Н 2 3 утворюється іонізований НСО 3 - трохи більш сильна кислота, ніж нейтральна молекула (Н 4 SiO 4), що утворюється при розкладанні силікату.
4. Вивітрювання складних силікатів. До цього часу ми розглядали вивітрювання мономерних силікатів (наприклад, олівін), які повністю розчиняються (конгруентне розчинення). Це спрощує хімічні реакції. Однак присутність змінених у процесі вивітрювання мінеральних залишків передбачає, що поширене неповне розчинення. Спрощена реакція вивітрювання на прикладі багатого кальцієм анортиту:
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) )
Твердим продуктом реакції є каолініт Аl 2 Si 2 O 5 (OH) 4 важливий представник глинистих мінералів.