Вещества земной коры. Химические элементы земной коры. Основные этапы эволюции земной коры

План

Земная кора (материковая, океаническая, переходная).

Главные составные части земной коры – химические элементы, минералы, горные породы, геологические тела.

Основы классификации магматических горных пород.

Земная кора (материковая, океаническая, переходная)

На основании данных глубинных сейсмических зондирований в толще земной коры выделяется ряд слоев, характеризующимися разными скоростями прохождения упругих колебаний. Из этих слоев три считаются основными. Самый верхний из них известен как осадочная оболочка, средний – гранитно-метаморфический и нижний – базальтовый (рис.).

Рис. . Схема строения коры и верхней мантии, включая твердую литосферу

и пластичную астеносферу

Осадочный слой сложен в основном наиболее мягкими, рыхлыми и более плотными (за счет цементации рыхлых) породами. Осадочные породы обычно располагаются в виде пластов. Мощность осадочного слоя на поверхности Земли очень непостоянна и меняется от нескольких м до 10-15 км. Есть участки, где осадочный слой полностью отсутствует.

Гранитный-метаморфический слой сложен в основном магматическими и метаморфическими породами, богатыми алюминием и кремнием. Места, где отсутствует осадочный слой и гранитный слой выходит на поверхность называют кристаллическими щитами (Кольский, Анабарский, Алданский и др.). Мощность гранитного слоя 20-40 км, местами этот слой отсутствует (на дне Тихого океана). По данным изучения скорости сейсмических волн плотность пород у нижней границы от 6,5 км/сек до 7,0 км/сек резко меняется. Эта граница гранитного слоя, отделяющая гранитный слой от базальтового получила название границы Конрада.

Базальтовый слой выделяется в основании земной коры, присутствует повсеместно, мощность его колеблется от 5 до 30 км. Плотность вещества в базальтовом слое – 3,32 г/см 3 , по составу он отличается от гранитов и характеризуется значительно меньшим содержанием кремнезема. У нижней границы слоя наблюдается скачкообразное изменение скорости прохождения продольных волн, что говорит о резком изменении свойств пород. Эта граница принята за нижнюю границу земной коры и названа границей Мохоровичича, о чем говорилось выше.

В различных частях земного шара земная кора разнородна как по составу, так и по мощности. Типы земной коры – материковая или континентальная, океаническая и переходная. Океаническая кора занимает около 60%, а континентальная около 40% земной поверхности, что отличается от распределения площади океанов и суши (71% и 29% соответственно). Это связано с тем, что граница между рассматриваемыми типами коры проходит по континентальному подножию. Мелководные моря, такие как, к примеру, Балтийское и Арктические моря России, относятся к Мировому океану лишь с географической точки зрения. В области океанов выделяют океанический тип , характеризующийся маломощным осадочным слоем, под которым располагается базальтовый. Причем, океаническая кора значительно моложе континентальной – возраст первой составляет не более 180 – 200 млн. лет. Земная кора под континентом содержит все 3 слоя, имеет большую мощность (40-50 км) и называется материковой . Переходная кора отвечает подводной окраине материков. В отличии от континентальной здесь резко сокращается гранитный слой и сходит на нет в океан, а затем идет и сокращение мощности базальтового слоя.

Осадочный, гранитный-метаморфический и базальтовый слои вместе образуют оболочку, которая получила наименование сиаль – от слов силициум и алюминий. Обычно полагают, что в сиалической оболочке целесообразно отождествлять понятие о земной коре. Установлено также, что на всем протяжении геологической истории земная кора поглощает кислород и к настоящему она по объему на 91% состоит из него.

Главные составные части земной коры – химические элементы, минералы, горные породы, геологические тела

Вещество Земли состоит из химических элементов. В пределах каменной оболочки химические элементы образуют минералы, минералы слагают горные породы, а горные породы в свою очередь геологические тела. Наши знания о химии Земли, или иначе геохимии, катастрофически убывают с глубиной. Глубже 15 км наши знания постепенно сменяются гипотезами.

Американский химик Ф.В. Кларк совместно с Г.С. Вашингтоном, начав в начале прошлого века анализ различных пород (5159 образцов) опубликовал данные о средних содержаниях около десяти наиболее распространенных элементов в земной коре. Франк Кларк исходил из того положения, что твердая земная кора до глубины 16 км состоит на 95% из изверженных пород и на 5% из осадочных пород, образованных за счет изверженных. Поэтому для подсчета Ф.Кларк использовал 6000 анализов различных горных пород, взяв их среднее арифметическое. В дальнейшем эти данные дополнялись средними данными содержаний других элементов.Оказалось, что наиболее распространенными элементами земной коры являются (вес. %): O – 47,2; Si – 27,6; Al – 8,8; Fe – 5,1; Ca – 3,6; Na – 2,64; Mg – 2,1; K – 1,4; H – 0,15, что в сумме составляет 99,79%. Эти элементы, (кроме водорода), а также углерод, фосфор, хлор, фтор и некоторые другие называют породообразующими или петрогенными.

Впоследствии эти цифры неоднократно уточнялись различными авторами (табл.).

Сравнение различных оценок состава земной коры континентов,

Тип коры	Верхняя часть континентальной коры				Континентальная кора
		Гольдшмидт, 1938	Виноградов, 1962	Ронов и др., 1990	Ронов и др., 1990

Средние массовые доли химических элементов в земной коре получили название по предложению академика А. Е. Ферсманакларков . Последние данные по химическому составу сфер Земли сведены в следующую схему (рис).

Все вещество земной коры и мантии состоит из минералов, разнообразных по форме, строению, составу, распространенности и свойствам. В настоящее время выделено более 4000 минералов. Точную цифру назвать невозможно потому, что ежегодно число минеральных видов пополняется 50-70 наименованиями минеральных видов. Например, на территории бывшего СССР открыто около 550 минералов (в музее им. А.Е.Ферсмана хранится 320 видов), из них более 90% в ХХ веке.

Минеральный состав земной коры выглядит следующим образом (об. %): полевые шпаты - 43,1; пироксены - 16,5; оливин - 6,4; амфиболы - 5,1; слюды - 3,1; глинистые минералы - 3,0; ортосиликаты – 1,3; хлориты, серпентины - 0,4; кварц – 11,5; кристобалит - 0,02; тридимит - 0,01; карбонаты - 2,5; рудные минералы - 1,5; фосфаты - 1,4; сульфаты - 0,05; гидроксиды железа - 0,18; прочие - 0,06; органическое вещество - 0,04; хлориды - 0,04.

Эти цифры, конечно же, весьма относительны. В целом, минеральный состав земной коры наиболее пестр и богат по сравнению с составом более глубоких геосфер и метеоритов, вещества Луны и внешних оболочек других планет земной группы. Так на луне выявлено 85 минералов, а в метеоритах – 175.

Природные минеральные агрегаты, слагающие самостоятельные геологические тела в земной коре называются горными породами. Понятие «геологическое тело» - это разномасштабное понятие, оно включает объемы от кристалла минерала до континентов. Каждая горная порода образует в земной коре объемное тело (слой, линза, массив, покров...), характеризующееся определенным вещественным составом и специфическим внутренним строением.

В русскую геологическую литературу термин «горная порода» был введен в конце ХVIII века Василием Михайловичем Севергиным. Изучение земной коры показало, что она сложена различными горными породами, которые по происхождению можно разделить на 3 группы: магматические или изверженные, осадочные и метаморфические.

Прежде, чем перейти к описанию каждой из групп горных пород в отдельности, необходимо остановиться на их исторических взаимоотношениях.

Принято считать, что первоначально земной шар представлял расплавленное тело. Из этого первичного расплава или магмы, и образовалась путем остывания твердая земная кора, в начале сложенная целиком магматическими горными породами, которые следует рассматривать как исторически наиболее древнюю группу горных пород.

Лишь в более позднюю фазу развития Земли могли возникать породы иного происхождения. Это стало возможным после возникновения всех внешних ее оболочек: атмосферы, гидросферы, биосферы. Первичные магматические породы под их воздействием и солнечной энергии разрушались, разрушенный материал перемещался водой и ветром, сортировался и вновь цементировался. Так возникли осадочные породы, являющиеся вторичными по отношению к магматическим, за счет которых они образовались.

Материалом для образования метаморфических пород служили как магматические породы, так и осадочные. В результате различных геологических процессов происходило опускание крупных участков земной коры, в пределах этих участков шло накопление осадочных пород. Нижние части толщи в ходе этих опусканий попадают на все большие глубины в область высоких температур и давлений, в область проникновения из магмы различных паров и газов и циркуляции горячих водяных растворов, привносящих в породы новые химические элементы. Итогом этого и является метаморфизм.

Распространение этих пород неодинаково. Подсчитано, что литосфера на 95 % сложена магматическими и метаморфическими породами и только 5 % составляют осадочные породы. На поверхности распределение несколько иное. Осадочными породами покрыто 75 % земной поверхности и только 25 % приходится на долю магматических и метаморфических пород.

Химический состав Земли (рис. 1) схож с составом других планет земной группы, например Венеры или Марса.

В целом преобладают такие элементы, как железо, кислород, кремний, магний, никель. Содержание легких элементов невелико. Средняя плотность вещества Земли 5,5 г/см3.

О внутреннем строении Земли достоверных данных весьма мало. Земля состоит из земной коры, мантии и ядра.

Рис. 1. Химический состав Земли

Рис. 2. Внутреннее строение Земли

Ядро расположено в центре Земли, его радиус составляет около 3,5 тыс. км. Температура ядра достигает 10 000 К, т. е. она выше, чем температура внешних слоев Солнца, а его плотность составляет 13 г/см3 (сравните: вода - 1 г/см3). Ядро предположительно состоит из сплавов железа и никеля.

Внешнее ядро Земли имеет большую мощность, чем внутреннее (радиус 2200 км) и находится в жидком (расплавленном) состоянии. Внутреннее ядро подвержено колоссальному давлению. Вещества, слагающие его, находятся в твердом состоянии.

Мантия - геосфера Земли, которая окружает ядро и составляет 83 % от объема нашей планеты. Нижняя ее граница располагается на глубине 2900 км. Мантия разделяется на менее плотную и пластичную верхнюю часть (800-900 км), из которой образуется магма (в переводе с греческого означает «густая мазь»; это расплавленное вещество земных недр - смесь химических соединений и элементов, в том числе газов, в особом полужидком состоянии); и кристаллическую нижнюю, тол- шиной около 2000 км.

Земная кора - внешняя оболочка литосферы. Ее плотность примерно в два раза меньше, чем средняя плотность Земли, - 3 г/см3.

От мантии земную кору отделяет граница Мохоровичича (ее часто называют границей Мохо), характеризующаяся резким нарастанием скоростей сейсмических волн. Она была установлена в 1909 г. хорватским ученым Андреем Мохоровичичем (1857- 1936).

Поскольку процессы, происходящие в самой верхней части мантии, влияют на движения вещества в земной коре, их объединяют под общим названием литосфера (каменная оболочка). Мощность литосферы колеблется от 50 до 200 км.

Ниже литосферы располагается астеносфера - менее твердая и менее вязкая, но более пластичная оболочка с температурой 1200 °С. Она может пересекать границу Мохо, внедряясь в земную кору. Астеносфера - это источник вулканизма. В ней находятся очаги расплавленной магмы, которая внедряется в земную кору или изливается на земную поверхность.

2. Литосфера и её строение

Литосфера - это твердая оболочка Земли, состоящая из земной коры и верхней части мантии (от греч. lithos - камень и sphaira - шар). Известно, что существует тесная связь между литосферой и мантией Земли. Мощность литосферы составляет в среднем от 70 до 250 км.

Литосфера – это внешняя оболочка «твёрдой» Земли.

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.

Мощность литосферы изменяется от 50 км (под океанами) до 100 км (под материками) . Cтроение литосферы представлено её крупными блоками – литосферными плитами, отделёнными друг от друга глубинными тектоническими разломами. Литосферные плиты движутся в горизонтальном направлении со средней скоростью 5-10 см в год.

Введение

Три наружные оболочки Земли, различающиеся фазовым состоянием, – твердая земная кора, жидкая гидросфера и газовая атмосфера – тесно связаны между собой, а вещество каждой из них проникает в пределы других. Подземные воды пронизывают верхнюю часть земной коры, значительный объем газов находится не в атмосфере, а растворен в гидросфере и заполняет пустоты в почве и горных породах. В свою очередь, вода и мелкие твердые минеральные частицы насыщают нижние слои атмосферы.

Наружные оболочки связаны не только пространственно, но и генетически. Происхождение оболочек, формирование их состава и его дальнейшая эволюция взаимосвязаны. В настоящее время эта связь в значительной мере обусловлена тем, что наружная часть планеты охвачена геохимической деятельностью живого вещества.

Массы оболочек сильно различаются. Масса земной коры оценивается в 28,46×10 18 т, Мирового океана – 1,47×10 18 т, атмосферы – 0,005×10 18 т. Следовательно, в земной коре находится основной резерв химических элементов, которые вовлекаются в миграционные процессы под воздействием живого вещества. Концентрации и распределение химических элементов в земной коре оказывают сильное влияние на состав живых организмов суши и всего живого вещества Земли.

Рассматривая проблему состава живого вещества, В.И. Вернадский отмечал: «…химический состав организмов теснейшим образом связан с химическим составом земной коры; организмы приноравливаются к нему».

Химики и петрографы начиная со второй половины XIX в. изучали химический состав горных пород методами весового и объемного химического анализа. Суммируя результаты многочисленных анализов горных пород, Ф. Кларк показал, что в земной коре преобладают восемь химических элементов: кислород, кремний, алюминий, железо, магний, кальций, калий и натрий. Этот основной вывод неоднократно подтвержден результатами последующих исследований. Методами химического анализа, которыми пользовались в XIX в., определение низких концентраций элементов было невозможно. Требовались принципиально иные подходы.

Мощный импульс изучению химических элементов с очень низкой концентрацией в веществе земной коры дало применение более чувствительного метода – спектроскопического анализа. Новые факты позволили В.И. Вернадскому сформулировать принцип «всюдности» всех химических элементов. В докладе на XII съезде российских естествоиспытателей и врачей в декабре 1909 г. он заявил: «В каждой капле и пылинке вещества на земной поверхности, по мере увеличения тонкости наших исследований, мы открываем все новые и новые элементы… В песчинке или в капле, как в микрокосмосе, отражается общий состав космоса».

Идея «всюдности» химических элементов долгое время вызывала настороженность даже со стороны крупных ученых. Это было связано с тем, что элементы, содержащиеся в количестве ниже уровня чувствительности метода, при анализе не обнаруживались. Создавалась иллюзия их полного отсутствия, что отразилось на терминологии. В геохимии возникли термины редкие элементы (dieselteneElementen– нем.; rareelements– англ.), частота (dieHaufigkeit– нем.) обнаружения. В действительности имеет место не реальная редкость или малая частота встречаемости элемента при анализах, а его низкая концентрация в изучаемых пробах, которая не может быть определена недостаточно чувствительными методами анализа.

Низкая чувствительность метода часто не позволяла определять количество элемента, а лишь констатировать присутствие его «следов». С тех пор в геохимической литературе широко используется термин? применявшийся В.М. Гольдшмидтом и его коллегами в 1930-х гг.: элементы-следы (dieSpurelemente– нем.; traceelements– англ.; deselementstraces– фр.).

В итоге усилий ученых разных стран в 20-х гг. XX в. сложилось общее представление о составе земной коры. Средние значения относительного содержания химических элементов в земной коре и других глобальных и космических системах известный геохимик А.Е. Ферсман предложил называть кларками в честь ученого, который наметил путь к количественной оценке распространения химических элементов.

Кларк – весьма важная величина в геохимии. Анализ значений кларков позволяет понять многие закономерности распределения химических элементов на Земле, в Солнечной системе и доступной нашим наблюдениям части Вселенной. Кларки химических элементов земной коры различаются более чем на десять математических порядков. Столь существенное количественное различие должно отразиться на качественно неодинаковой роли двух групп элементов в земной коре. Наиболее ярко это проявляется в том, что элементы первой группы, содержащиеся в относительно большом количестве, образуют самостоятельные химические соединения, а элементы второй группы с малыми кларками преимущественно распылены, рассеяны среди химических соединений других элементов. Элементы первой группы называют главными, элементы второй – рассеянными. Их синонимами в английском языке являются minorelements, rareelements, наиболее употребляемый синоним traceelements. Условной границей между группами главных и рассеянных элементов в земной коре может служить величина 0,1%, хотя кларки большей части рассеянных элементов значительно меньше и измеряются тысячными и меньшими долями процента. Понятие о состоянии рассеяния химических элементов, так же как и о их «всюдности», было введено в науку В.И. Вернадским.

Полный химический состав верхнего, так называемого гранитного, слоя континентального блока земной коры приведен в табл. 1.1.

Таблица 1.1 Кларки химических элементов гранитного слоя коры континентов

Химический элемент	Атомный номер	Среднее содержание, 1 × 10 -4 %	Химический элемент	Атомный номер	Среднее содержание, 1 × 10 -4 %
О	8	481 000	Mg	12	12000
Si	14	399 000	Ti	22	3300
А1	13	80 000	H	1	1000
Fe	26	36000	P	15	800
К	19	27000	F	9	700
Са	20	25000	Мn	25	700
Na	11	22000	Ва	56	680
S	16	400	Ег	68	3,6
С	6	300	Yb	70	3,6
Sr	38	230	Hf	72	3,5
Rb	37	180	Sn	50	2,7
Cl	17	170	и	92	2,6
Zr	40	170	Be	4	2,5
Се	58	83	Br	35	2,2
V	23	76	Та	73	2,1
Zn	30	51	As	33	1,9
La	57	46	W	74	1,9
Yr	39	38	Ho	67	1,8
Cl	24	34	Tl	81	1,8
Nd	60	33	Eu	63	1,4
Li	3	30	Tb	65	1,4
N	7	26	Ge	32	1,3
Ni	28	26	Mo	42	1,3
Cu	29	22	Lu	71	1,1
Nb	41	20	I	53	0,5
Ga	31	18	Tu	69	0,3
Pb	82	16	In	49	0,25
Th	90	16	Sb	51	0,20
Sc	21	11	Cd	48	0,16
В	5	10	Se	34	0,14
Sm	62	9	Ag	47	0,088
Gd	64	9	Hg	80	0,033
Pr	59	7,9	Bi	83	0,010
Co	27	7,3	Au	79	0,0012
Dy	66	6,5	Те	52	0,0010
Cs	55	3,8	Re	75	0,0007

Для образования любого химического соединения требуется концентрация исходных компонентов не меньше минимальной, ниже которой реакция невозможна. Поэтому в земной коре преобладают химические соединения главных элементов с высокими кларками. Несмотря на то, что общее количество природных химических соединений – минералов – составляет 2-3 тыс. видов, число минералов, образующих распространенные горные породы, невелико. Более 80% массы земной коры представлено силикатами алюминия, железа, кальция, магния, калия и натрия; около 12% составляет оксид кремния. Все эти минералы имеют кристаллическое строение, которое и определяет общие особенности кристаллохимии земной коры.

В.М. Гольдшмидт показал, что силикатный состав и кристаллическое строение земной коры весьма важны для распределения не главных, рассеянных элементов. Согласно концепции Гольдшмидта в кристаллохимических структурах ионы ведут себя как жесткие сферы (твердые шары). Поэтому радиус каждого иона рассматривается как постоянная величина.

Главная особенность ионов в кристаллохимических структурах заключается в том, что радиусы отрицательно заряженных ионов (анионов) значительно больше радиусов положительно заряженных ионов (катионов). Представим анионы в виде крупных шаров, а катионы – в виде мелких. Тогда моделью кристаллического вещества с ионным типом связи будет пространство, заполненное плотно прилегающими большими шарами – анионами, между которыми должны размещаться мелкие шарики – катионы. Согласно представлениям Гольдшмидта этот каркас играет роль своеобразного геохимического фильтра, способствующего дифференциации химических элементов по величине их ионов. В конкретную кристаллохимическую структуру могут войти не любые элементы, обладающие необходимой валентностью, а лишь те, ионы которых имеют соответствующий размер радиусов.

Образование распространенных минералов сопровождается своего рода сортировкой рассеянных элементов. Для пояснения этого процесса обратимся к распространенному минералу – полевому шпату. Его кристаллохимическая структура образована группировками, состоящими из трех катионов кремния и одного алюминия, каждый из которых связан с четырьмя анионами кислорода. Группировка в целом представляет собой комплексный анион, где восемь ионов кислорода, три кремния и один алюминия. Это создает один отрицательный заряд, который уравновешивается одновалентным катионом калия. В итоге существует трехкамерная структура, состав которой отвечает формуле K.

Величина радиуса иона калия составляет 0,133 нм. Его место в структуре может занять только катион с близкой величиной радиуса. Таковым является двухвалентный катион бария, радиус которого равен 0,134 нм. Барий менее распространен, чем калий. Обычно он присутствует в виде незначительной примеси в полевых шпатах. Только в особых случаях создается его значительная концентрация и образуется редкий минерал цельзиан (бариевый полевой шпат).

Аналогичным образом в распространенных минералах и горных породах избирательно задерживаются химические элементы, концентрация которых не так велика для образования самостоятельных минералов. Взаимное замещение ионов в кристаллической структуре благодаря близости их радиусов называется изоморфизмом. Это явление было обнаружено еще в начале XIX в., но его значение для глобальной дифференциации рассеянных химических элементов установлено только спустя столетие.

В результате изоморфизма рассеянные элементы закономерно концентрируются в определенных минералах. Полевые шпаты служат носителями бария, стронция, свинца; оливины – никеля и кобальта; цирконы – гафния и т.д. Такие элементы, как рубидий, рений, гафний, не образуют самостоятельных соединений в литосфере и полностью рассеяны в кристаллохимических структурах минералов-хозяев.

Изоморфные замещения – не единственная форма нахождения рассеянных элементов. Феномен рассеяния в земной коре проявляется в разных формах на разном уровне дисперсности.

Наиболее грубодисперсной формой рассеяния являются хорошо окристаллизованные, очень мелкие (обычно менее 0,01 – 0,02 мм в поперечнике) акцессорные минералы. Они образуют механические включения в породообразующих минералах (рис. 1.1).

Рис. 1.1 Включение акцессорных апатита (1) и циркона (2) в зерне полевого шпата. Прозрачный шлиф, увеличение 160 ´

Содержание акцессориев весьма незначительное, но концентрация рассеянных элементов в них настолько высокая, что эти элементы образуют самостоятельные соединения. В кристаллических породах в качестве акцессориев присутствуют циркон Zr, рутил, реже анатаз и брукит, имеющие однотипный состав ТiO 2 , апатит Са 5 [РО 4 ] 3 F, магнетит Fe 2+ Fe 2 3+ O 4 , ильменит FeTiO 3 , монацит СеРО 4 , ксенотим YPO 4 , касситерит SnO 2 , хромит ЕеСг 2 О 4 и другие сорных апатита (7) и минералы группы шпинели, минералы группы колумбита (Fe, Mg) (Nb, Та) 2 О 6 и др. Содержание акцессориев в некоторых породообразующих минералах, особенно в слюдах, довольно заметно.

В некоторых минералах, преимущественно среди сульфидов и им подобных соединений, широко распространены так называемые структуры распада твердого раствора – мелкие выделения минерала-примеси в веществе минерала-хозяина. Их примером могут служить «эмульсионная вкрапленность» халькопирита CuFeS 2 и станина Cu 2 FeSnS 4 в сфалерите ZnS, тонкие пластинчатые выделения ильменита FeTiO 3 в магнетите Fe 2+ Fe 2 3+ O 4 , мелкие выделения минералов серебра в галените PbS. В результате в сульфиде свинца присутствует ощутимая примесь серебра, в сульфиде меди – примесь олова, в магнетите – примесь титана.

Применение поляризационного микроскопа и прозрачных шлифов позволило обнаружить в минералах не только твердые включения, но и микро-пустоты, заполненные остатками растворов, из которых осуществлялась кристаллизация (рис. 1.2).

Рис. 1.2. Микрополости в кварце: 1 – кристалл сильвина; 2 – кристалл галита; 3 – пузырек газа; 4 – жидкая фаза. Прозрачный шлиф, увеличение 900 ´

Это явление, впервые специально рассмотренное в 1858 г. основателем оптической петрографии Г. Сорби, к настоящему времени всесторонне изучено. Микрополости в минералах обычно содержат жидкую и газовую фазы, иногда к ним добавляются мелкие кристаллы. Проблема жидких включений была основательно проанализирована У. Ньюхаузом, который отметил присутствие в жидкостях тяжелых металлов (до нескольких процентов).

Некоторая часть примеси рассеянных элементов, легко экстрагируемая из тонко растертых мономинеральных проб, связана именно с жидкими включениями. Н.П. Ермаков (1972), изучив микровключения из флюорита, обнаружил в них n×10 -1 % цинка, марганца, n×10 -2% бария, хрома, меди, никеля и свинца, n× 10 -3% титана. В дальнейшем в жидких включениях были обнаружены и другие рассеянные элементы.

Вместе с тем тщательный анализ мономинеральных проб и использование электронного зондирования показали, что все без исключения породообразующие минералы содержат рассеянные элементы в настолько высокодисперсной форме, что они не могут быть обнаружены не только при помощи оптической, но и электронной микроскопии. В этом случае имеет место рассеяние элементов на уровне ионов и молекул. Формы такого рассеяния не ограничиваются рассмотренными ранее явлениями изоморфизма. Известны многочисленные случаи присутствия химических элементов в минералах, не имеющих никакой связи с изоморфизмом.

Результаты многих тысяч анализов, выполненных в разных странах за последние 50 лет, позволяют утверждать, что все породообразующие минералы являются носителями рассеянных элементов. Именно в них сосредоточена основная масса рассеянных элементов, содержащаяся в земной коре. Зная содержание минералов-носителей и концентрацию в них рассеянных элементов, можно рассчитать баланс внутри конкретной горной породы.

При изучении гранитов Тянь-Шаня было обнаружено, что в кварце, несмотря на ничтожную концентрацию свинца, заключено более 5% всей массы этого металла, содержащегося в породе (табл. 1.2).

Таблица 1.2. Распределение свинца в минералах, слагающих граниты хребта Джумгол

Невозможно предположить изоморфное вхождение свинца, цинка или другого металла в структуру кварца, образованную комбинацией ионов кремния и кислорода. Между тем кварц служит носителем многих рассеянных элементов. Разработан особый метод оценки потенциальной рудоносности горных пород и жил по содержанию в кварце лития, рубидия, бора.

При экспериментальном изучении прочности закрепления рассеянных металлов в породообразующих минералах было обнаружено, что при обработке тонко измельченной минеральной массы последовательными порциями слабых кислотно-щелочных растворителей значительная часть металлов легко извлекается при первой же экстракции, причем это извлечение не сопровождается разрушением кристаллохимической структуры минералов. При дальнейших обработках количество экстрагируемых металлов резко сокращается или прекращается совсем. Это позволило высказать предположение, что часть рассеянных элементов не входит в собственно кристаллохимическую структуру, а приурочена к дефектам реальных кристаллов. Дефекты представляют собой разного рода трещины, причем настолько мелкие, что не обнаруживаются оптическим микроскопом. Легкость извлечения рассеянных металлов объясняется тем, что они связаны с поверхностью минерала-носителя сорбционными силами. В породообразующих силикатах эта форма нахождения рассеянных металлов составляет 10 – 20% от всей массы рассеянных металлов. В частности, непрочно связанная форма свинца в гранитах Тянь-Шаня составляет от 12 до 18% всей массы рассеянного элемента.

Можно выделить следующие формы нахождения рассеянных элементов в кристаллическом веществе земной коры:

I. Микроминералогические формы:

1. Элементы, входящие в акцессорные минералы.

2. Элементы, содержащиеся в микроскопических выделениях в результате распада твердых растворов.

3. Элементы, находящиеся во включениях остаточных растворов. П. Неминералогические формы:

4. Элементы, сорбированные поверхностью дефектов реальных кристаллов.

5. Элементы, входящие в структуру минерала-носителя по законам изоморфизма.

6. Элементы, находящиеся в структуре минерала-носителя в неупорядоченном состоянии.

Сочетание рассмотренных форм нахождения рассеянных элементов сильно меняется в зависимости от многих факторов. Соответственно меняется и суммарное содержание рассеянного элемента в разных участках земной коры.

3. Особенности распределения химических элементов в земной коре

Варьирование содержания элемента в разных пробах обусловлено многими независимыми причинами. Когда распределение величины определяется достаточно большим числом примерно равнодействующих и взаимно независимых причин, то оно подчиняется так называемому нормальному закону Гаусса. Его графическим выражением является кривая с симметричными ветвями по обе стороны максимальной ординаты. При нормальном распределении наиболее вероятным значением служит среднее арифметическое х, которое совпадает с наиболее часто встречающимися значениями – модой. Растянутость симметричной кривой по оси абсцисс, т.е. разброс значений в большую и меньшую стороны от моды, характеризуется средним квадратичным отклонением а.

Нормальное распределение может также проявляться не для самой величины, а для ее логарифма (логарифмически нормальный, или логнормальный, закон распределения). В этом случае мода совпадает со средним геометрическим, а разброс значений характеризуется логарифмом а.

В 1940 г. Н.К. Разумовский эмпирическим путем обнаружил, что содержание металлов в рудах соответствует логарифмически нормальному распределению. Л.X. Арене в 1954 г., обработав обширный материал, независимо от Разумовского установил, что распределение рассеянных элементов в магматических породах аппроксимируется логарифмически нормальным законом. Многочисленные факты указывают на то, что распределение элементов с высокими кларками обычно подчиняется нормальному закону, а рассеянных – логнормальному. Это еще раз подтверждает принципиальное различие главных и рассеянных элементов.

С высокой вариабельностью низкокларковых элементов связана их способность к высокой степени концентрации. Максимальная степень концентрации главных элементов составляет 10 – 20 раз по отношению к их кларку, а для рассеянных элементов – в сотни и тысячи раз больше. Например, в рудах промышленных месторождений степень концентрации свинца, никеля, олова, хрома составляет 1000×п.

Говоря об огромных массах тяжелых металлов, сосредоточенных в месторождениях руд, следует помнить, что эти массы – ничтожная часть общего количества металлов, рассеянных в земной коре. В частности, общемировые запасы руд цинка, меди, свинца, никеля составляют всего лишь тысячные доли процента от масс этих металлов, рассеянных в верхнем километровом слое земной коры континентов.

Залежи руд связаны с окружающими горными породами постепенными переходами. Рудные тела находятся как бы в чехле постепенно убывающей концентрации металлов. Такие образования получили название ореолов рассеяния Первичные, сингенетичные рудные ореолы возникают одновременно с рудными телами и в результате одних и тех же процессов. Они имеют разнообразную конфигурацию, зависящую от геологического строения, состава вмещающих пород и условий рудообразования.

В рудах наряду с одним или несколькими главными рудообразующими элементами присутствуют сопутствующие элементы, концентрация которых также повышена, но не настолько, как главных. Элементы-спутники часто образуют изоморфные замещения главных. Например, в цинковых рудах постоянно содержится кадмий, в меньшем количестве – индий, галлий, германий. В медно-никелевых рудах присутствует значительная примесь кобальта, в меньшем количестве – селена и теллура. Все сопутствующие элементы также рассеиваются вокруг рудных тел. Обладая неодинаковой геохимической подвижностью, они образуют переходные зоны разной протяженности. В итоге состав и строение ореолов рассеяния очень сложны.

Среднее содержание химического элемента представляет собой норму – геохимический фон – для данного типа пород в определенном районе. На геохимическом фоне выделяются геохимические аномалии – участки горных пород с повышенной концентрацией рассеянных элементов. Если они связаны с залежами руд, то это ореолы рассеяния. Если же концентрации металлов не достигают кондиции руды, то такие аномалии называют ложными. Используя статистическую обработку массовых аналитических данных, можно обнаружить закономерные изменения величины геохимического фона в пространстве и выявить геохимические провинции. В пределах провинций горные породы одного типа обладают выдержанными статистическими параметрами, в первую очередь значениями среднего содержания одного или нескольких рассеянных элементов. Среднее содержание некоторых элементов в однотипных породах разных геохимических провинций может сильно различаться (в несколько раз). При этом химический состав этих пород, определяемый содержанием главных элементов, остается одинаковым или имеет очень слабые отличия. Например, в гранитах разных провинций, имеющих практически одинаковое количество кремния, алюминия, железа, калия, содержание олова, свинца, молибдена, урана может различаться в 2–3 раза.

Изложенный материал свидетельствует о неравномерности распределения рассеянных элементов в земной коре. Поэтому наряду с определением кларков, т.е. величины средней концентрации элементов в земной коре в целом, необходимо учитывать их способность концентрироваться или рассеиваться в различных объектах – разных типах горных пород или в однотипных породах, но находящихся в разных геохимических провинциях, в рудах и др. Чтобы количественно оценить неоднородность химических элементов в земной коре, В.И. Вернадский ввел специальный показатель – кларк концентрации К к. Его числовое значение характеризует отклонение содержания элемента в данном объеме от кларка:

К К = А/К,

где А – содержание химического элемента в горной породе, руде, минерале и др.;

К – кларк этого элемента в земной коре. Если кларк концентрации больше единицы, это указывает на обогащение элементом, если меньше – означает снижение его содержания по сравнению с данными для земной коры в целом.

Изменение концентрации химических элементов в пространстве, отклонение от глобальной или местной геохимической нор МЬ1 __ не отдельные случаи, а характерная черта геохимической структуры земной коры. Это имеет очень важное значение для состава фотосинтезирующих организмов суши, которые образуют основную часть массы живого вещества Земли.

Литература

1. Алексеенко В.А. Экологическая геохимия. – М.: Логос, 2000. – 627 с.

2. Арене Л. X. Распределение элементов в изверженных породах // Химия земной коры. – М.: Наука, 1964. – Т. 2. – С. 293–300.

3. Вернадский В.И. Очерки геохимии // Избр. соч.: В 5 т. – М.: Изд-во АН СССР, 1954. – Т. 1. – С. 7–391.

4. Войткевич Г.В., Мирошников А.Е., Повареных А.С., Прохоров В.Г. Краткий справочник по геохимии. – М.: Недра, 1977. – 183 с.

5. Гольдшмит В.М. Принципы распределения химических элементов в минералах и горных породах // Сб. ст. по геохимии редких элементов. – М. – Л.: ГОНТИ НКТП СССР, 1930. – С. 215–242.

6. Добровольский В.В. География микроэлементов. Глобальное рассеяние. – М.: Мысль, 1983. – 269 с.

7. ПерельманА.И. Геохимия. – М.: Высш. шк., 1989. – 528 с.

8. Ронов А.Б., Ярошевский А.А. Новая модель химического состава земной коры // Геохимия. – 1976. – №12. – С. 1763–1795.

Форма земли.

По форме Земля близка к эллипсоиду, сплюснутому у полюсов и растянутому в экваториальной зоне. Средний радиус Земли 6371,032 км, полярный 6356,777 км, экваториальный 6378,160 км. Масса Земли 5,976·1024 кг, средняя плотность 5518 кг/м3.

Плотность земли.

Плотность Земли была впервые определена И. Ньютоном в 1736 г. в пределах 5—6 г/см 3 . Последующие, более точные, определения дали среднюю плотность 5,527 г/см 3 . Эта величина значительно превышает плотность верхних горизонтов земной коры, которая на основании многочисленных измерений плотностей выходящих на поверхность горных пород может быть определена более или менее точно. В табл. приводятся средние плотности полнокристаллических изверженных пород (по Р. А. Дэли).

Исходя из средних плотностей горных пород (Считается, что до глубины 16 км земная кора состоит из 95% изверженных, 4% метаморфических и 1% осадочных пород.), слагающих земную кору, плотность «гранитного слоя» земной коры принимают равной 2,7 г/см 3 , «базальтового слоя» — 2,9 г/см 3 , «базальтового слоя» океанической коры — от 3,0 до 3,1 г/см 3 , а верхней части подкоркового слоя (мантии) — 3,3 г/см 3 (с учетом давления на глубине 30—40 км).

Сила тяжести земли.

Сила тяжести обусловлена общей массой Земли. Поэтому все колебания в распределении масс в вертикальных разрезах должны отражаться на величине силы тяжести. В связи с этим естественно было бы ожидать более или менее значительного влияния рельефа на распределение силы тяжести на земной поверхности. В частности, на материках, сложенных отчетливо выраженными в рельефе нагромождениями горных пород, сила тяжести должна бы быть больше, чем на океанах, поверхность которых лежит на более низком гипсометрическом уровне и верхние горизонты сложены 4-километровым слоем воды, значительно менее плотным, чем горные породы материков. Однако из сопоставления полей силы тяжести океанов и материков следует, что по абсолютной величине аномалии силы тяжести на тех и других почти равны. Некоторые более значительные, но вполне понятные и закономерные изменения силы тяжести на Земле вызваны полярным сжатием и центробежной силой, развивающейся при вращении планеты и направленной на экваторе в сторону, противоположную силе тяжести (величина силы тяжести увеличивается от экватора к полюсам на 0,5%). Сила тяжести меняется также под воздействием притяжения Луны и Солнца («лунно-солнечные вариации силы тяжести»), которое влияет не только на любое тело на земной поверхности, но и на всю Землю, вызывая приливные деформации, изменяющие форму не только жидкой, но и твердой земной оболочки.

Оболочки земного шара.

Земна́я кора́ — внешняя твёрдая оболочка Земли (геосфера). Ниже коры находится мантия , которая отличается составом и физическими свойствами — она более плотная, содержит в основном тугоплавкие элементы. Разделяет кору и мантию граница Мохоровичича , или сокращённо Мохо, на которой происходит резкое увеличение скоростей сейсмических волн. С внешней стороны большая часть коры покрыта гидросферой , а меньшая находится под воздействием атмосферы .

Магнитные свойства земли.

МАГНИТНОЕ ПОЛЕ ЗЕМЛИ. Большинство планет Солнечной системы в той или иной степени обладают магнитными полями. По убыванию дипольного магнитного момента на первом месте Юпитер и Сатурн, а за ними следуют Земля, Меркурий и Марс, причем по отношению к магнитному моменту Земли значение их моментов составляет 20 000, 500, 1, 3/5000 3/10000. Дипольный магнитный момент Земли на 1970 составлял 7,98·10 25 Гс/см 3 (или 8,3·10 22 А.м 2), уменьшаясь за десятилетие на 0,04·10 25 Гс/см 3 . Средняя напряженность поля на поверхности составляет около 0,5 Э (5·10 -5 Тл). По форме основное магнитное поле Земли до расстояний менее трех радиусов близко к полю эквивалентного магнитного диполя. Его центр смещен относительно центра Земли в направлении на 18° с.ш. и 147,8° в. д. Ось этого диполя наклонена к оси вращения Земли на 11,5°. На такой же угол геомагнитные полюса отстоят от соответствующих географических полюсов. При этом южный геомагнитный полюс находится в северном полушарии. В настоящее время он расположен недалеко от северного географического полюса Земли в Северной Гренландии. Его координаты j = 78,6 + 0,04° Т с.ш., l = 70,1 + 0,07° T з.д., где Т — число десятилетий от 1970. У cеверного магнитного полюса j = 75° ю.ш., l = 120,4° в.д. (в Антарктиде). Реальные магнитные силовые линии магнитного поля Земли в среднем близки к силовым линиям этого диполя, отличаясь от них местными нерегулярностями, связанными с наличием намагниченных пород в коре. В результате вековых вариаций геомагнитный полюс прецессирует относительно географического полюса с периодом около 1200 лет. На больших расстояниях магнитное поле Земли несимметрично. Под действием исходящего от Солнца потока плазмы (солнечного ветра) магнитное поле Земли искажается и приобретает "шлейф" в направлении от Солнца, который простирается на сотни тысяч километров, выходя за орбиту Луны.

Тепловые свойства земли.

Главные тепловые источники в мантии Земли - это запас тепла, оставшегося еще со времен раннего расплавленного состояния, и тепло, образующееся при распаде радиоактивных элементов. Усредненное содержание радиоактивных элементов в земной коре не превышает тысячных долей грамма на килограмм породы, однако генерируемый ими тепловой поток оказывает существенное влияние на тепловые свойства Земли в целом. Если бы внутри Земли радиоактивные вещества содержались бы в тех же пропорциях, что и в поверхностных горных породах, то температура в недрах стала бы не падать, а расти, и мантия была бы полностью жидкой, что противоречит современным представлением

важная величина теплового потока из ядра в мантию во многом определяется конвективными процессами, происходящими в ядре, интенсивность которых в свою очередь влияет на величину генерируемого в нем магнитного поля.

Давление земного шара.

В целом на земном шаре формируется несколько поясов атмосферного давления. На экваторе, интенсивно нагреваемом Солнцем, оно постоянно понижено. Здесь нагретый от земной поверхности воздух поднимается и растекается к тропическим широтам. На высоте он охлаждается, опускается вниз, создавая в тропиках области повышенного давления. Над полюсами температура постоянно низкая, здесь холодный воздух опускается и уплотняется, в эти районы поступает воздух из умеренных широт. Над полюсами устанавливается высокое давление, а над умеренными широтами — низкое.

Пояса высокого и низкого давления не распределяются над поверхностью Земли ровными полосами, потому что материки и океаны, по разному поглощающие и отдающие солнечное тепло, располагаются на земном шаре неравномерно.

ОСНОВНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ЛИТОСФЕРЫ

Образование литосферы

После того как масса планеты достигла приблизительно современного значения около 4,6 млрд. лет назад, началось ее само­разогревание. Источников тепла было два – гравитационное сжа­тие и радиоактивный распад. В результате температура внутри Земли стала повышаться и началось плавление металлов. Мантия образовалась в результате дифференциации первичного вещества по плотности. Железо и никель, опустившись, сконцентрировались в ядре, а в мантии накопилось относительно легкое вещество - пиролит. Процесс дифференциации вещества мантии продолжается и в настоящее время.

Строение Земли

При современных технических средствах мы не можем непо­средственно наблюдать и изучать глубинные слои Земли. Самая глубокая буровая скважина на Земле не достигает 8 км.Более глубокие слои изучаются косвенными геофизическими методами, на основании которых можно лишь строить гипотезы. Наиболее важным является сейсмический метод, который по скорости распространения в Земле упругих волн, вызванных землетрясением или искусственными взрывами, дает возможность судить об упругих свойствах вещества, залегающего на разной глубине. Так на основании многочисленных измерений установлено, что скорость распространения сейсмических волн меняется скачкообразно на определенных глубинах. Это связано, прежде всего, со скачкообразным изменением плотности слоев Земли (Таблица 8.2.1).

Первая зона раздела, называемая зоной Мохоровичича , находится на средней глубине 33 км, вторая – на средней глубине 2900 км.Эти зоны делят Землю на три основных слоя: кору, мантию и ядро (Рисунок 8.2.1).

Кора – верхняя твердая каменная оболочка Земли. По физическим свойствам кору делят на три слоя: осадочный, гранитный и базальтовый (Рисунок 8.2.2). По мощности и строению выделяют два основных типа коры: материковый и океанический,

Рисунок 8.2.1 – Оболочки Земли, выделяемые по скорости прохождения сейсмических волн

(Богомолов, Судакова, 1971)

в промежуточной полосе между ними находится кора переходного типа. Материковая кора имеет среднюю толщину 35 км (до 80 кмв горных странах) и состоит из трех слоев: осадочный мощно­стью 0 – 15 км, гранитный средней мощностью 10 км и базальтовый средней мощностью 20 км. Осадки представлены в основном глинами, песками и известняками. Толщина океанической коры в среднем 5 км: осадочный слой имеет толщину около 1,5 км, гранитный слой отсутствует, базальтовый имеет мощность около 5 км. Названия гранитный и базальтовый им даны не за их минералогический состав, а потому что скорость прохождения сейсмических волн в этих слоях соответствует скорости сейсмических волн в граните и базальте.

Рисунок 8.2.2 – Строение земной коры: 1 – вода, 2 – осадочный слой, 3 – гранитный слой,

4 – базальтовый слой, 5 – мантия (Неклюкова, 1975)

В жизни земной коры происходят непрерывные изменения – идет формирование и развитие больших прогибов и поднятий. В областях стабильных, так назы­ваемых платформенных, поднятия и прогибы измеряются сотнями километров, а скорость вертикальных движений измеряется долями миллиметра в год. В подвижных, так назы­ваемых геосинклинальных зонах, прогибы и поднятия имеют удлинен­ную форму порядка 50 – 100 км, а скорость вертикального движе­ния порядка 1 см в год. Причина вертикальных движений кроется в мантии Земли.

Мантия – оболочка Земли, отличающаяся от коры главным образом физическими параметрами. Она состоит из окислов магния, железа и кремния, которые и образуют магму. Давление в мантии, возрастает с глубиной и достигает на границе ядра 1,3 млн. атмосфер. Плотность мантии увеличивается от 3,5 в верхних слоях до 5,5 г/см 3 на границе ядра. Температура вещества мантии соответственно увеличивается примерно от 500°С до 3800°С. Несмотря на высокую температуру, ман­тия находится в твердом состоянии.

На глубинах от 100 до 350 км, особенно в пределах 100 – 150 км, сочетание тем­пературы и давления тако­во, что вещество находится в размягченном или рас­плавленном состоянии. Этот слой плавления и повышен­ной активности называется астеносферой, иногда – волноводом. Конвекционные токи порождают горизонтальные астеносферные течения. Их скорость достигает нескольких десятков санти­метров в год. Эти течения привели к расколу литосферы на от­дельные глыбы и к их горизонтальному перемещению, известному как дрейф материков. В астеносфере находятся вулканические очаги и центры глубокофокусных землетрясений.

Над астеносферой проводится нижняя граница литосферы. Жизнь земной коры, ее вертикальные и горизонтальные движе­ния, вулканизм и землетрясения тесно связаны с верхней мантией. Поэтому в литосферусовременная наука включает земную кору и самую верхнюю мантию до астеносферы, до глубины около 100 км.

Мантия простирается от земной коры до глубины 2900 км, где граничит с ядром, находящимся в середине Земли.

Таблица 8.2.1 – Глубины и основные свойства геосфер (Шубаев, 1979)

Название геосферы	Глубина, км	Плотность, г/см 3	Температура, ºС	Доля в общей массе, %
Земная кора	5-40 до 70	2,7-2,9		0,8
Мантия	верхняя	40-400	3,6	1400-1700	10,4
средняя	400-960	4,7	1700-2400	16,4
нижняя	960-2900	5,6	2900-4700	41,0
Ядро	2900-6371	свыше 11,5		31,5

Ядро – центральная часть Земли не совсем ясной химической и физической природы. С начала XX в. существует гипотеза, что ядро на 85 – 90% со­стоит из железа; во внешнем жидком ядре к нему добав­ляется кислород, а во внут­реннем – никель. По современным дан­ным, больше сторонников имеет гипотеза сили­катного ядра. Однако независимо от состава химических элементов для ядра, в силу особых физических условий, характерно полное вырождение химических свойств вещества. Температура ядра по­рядка 4000°С, давление в центре Земли более 3,5 млн. атмосфер. При таких условиях вещество переходит в так называемую металли­ческую фазу, электронные оболочки атомов разрушаются и обра­зуется электронная плазма отдельных химических элементов. Веще­ство становится более плотным и насыщенным свободными электро­нами. Огромные кольцевые вихри свободных электронов, возника­ющие в ядре, порождают, вероятно, постоянное магнитное поле Земли, которое прости­рается в околоземное пространство на несколько земных радиусов. Образование магнитосферы и изоляция земной природы от плазмы солнечной короны было первым и одним из важнейших условий зарождения жизни, развития биосферы и становления гео­графической оболочки.

Внешнее ядро – жидкое. Плотность внешнего ядра в верхней части около 10,0 г/см 3 . Внутреннее ядро– твер­дое, его плотность доходит до 13,7 г/см 3 .

Химический состав земной коры

Распространение химических элементов в земной коре впервые количественно оценил американский ученый Ф.У. Кларк. В его честь среднее значение относительного содержания химического элемента в земной коре принято называть кларком .

Все элементы земной коры, согласно их кларкам, можно условно разбить на две группы:

1. Элементы, имеющие большие кларки. В эту группу входят (кларки приведены по Виноградову, 1960):

Сумма этих 8 этих элементов составляет 99,03%. В эту же группу входят водород (Н – 0,1%) и титан (Ti – 0,7%). Элементы этой группы образуют самостоятельные химические соединения, их называют главными .

1. Элементы с малыми кларками . В эту группу входят все остальные элементы в земной коре, они большей частью рассеяны среди химических соединений других элементов, их называют рассеяными

За границу между группами условно принимают среднее содержание химического элемента, равное 0,1%. В земной коре преобладают легкие атомы, занимающие начальные клетки периодической системы, ядра которых содержат небольшое количество протонов и нейтронов. Также преобладают элементы с четными порядковыми номерами и атомными массами.

Процессы, происходящие в глубинах Земли, влияют на образование горных пород, на землетрясения и вулканические извержения, на медленные колебания поверхности суши и морского дна и на другие явления, преобразующие поверхность Земли. Поэтому, изучая географическую оболочку, необ­ходимо знать строение Земли и природу ее внутренних слоев.