Породы водорода

11.01.2017

Кларки водорода в породах земной коры (%) впервые подсчитал А.А. Беус: ультрабазиты ?, базиты 0,12, средние породы 0,11, гранодиориты 0,09, граниты 0,06, сланцы 0,40, песчаники 0,25, карбонатные породы 0,09, что значительно отличается от более ранних оценок А.П. Виноградова (%): основные породы 0,01, средние 0,02, кислые 0,03. Позднее А.А. Беус сумел отделить структурную, связанную H2O от гигроскопической, которая в ранних стандартных анализах пород составляла п%, и вывел оценки средних содержаний для различных типов пород. Эндогенные породы характеризуются следующими средними содержаниями H2 (%) и v: 1) интрузивные перидотиты (28 регионов) 0,11 и 0,40; пироксениты (35) 0,11 и 0,40; габбро (45) 0,12 и 0,37; диориты (41) 0,11 и 0,40; кварцевые диориты (25) 0,12 и 0,50; гранодиориты (30) 0,09 и 0,30; граниты (65) 0,058 и 0,16; сиениты (40) 0,08 и 0,31; нефелиновые сиениты (48) 0,065 и 0,26; 2) эффузивные базальты платформ (25 регионов) 0,1; базальты океанические (24 острова) 0,1; андезиты (54 региона) 0,11; дациты (31) 0,13; кислые эффузивы (50) 0,11; трахиты (28) 0,11; фонолиты 0,17. Видно, что в интрузивной ветви содержание связанного H2 снижается от основных и средних пород к кислым и щелочным, а в эффузивных при близких содержаниях для пород различной кислотности соответствующие по кислотности разности имеют несколько более высокие оценки содержаний H2. Это объясняется, вероятно, большей возможностью потери H2O из расплава в процессе кристаллизации интрузивных гранитоидов. Содержание водорода и его соединений в эндо- и экзогенных породах, гидро- и атмосфере зависит от физико-химических условий их образования и подробно охарактеризовано в литературе.
Для изверженных пород, по данным А.П. Виноградова, Н.И. Хитарова, А.А. Кадика, А.А. Маракушева и др., считается, что в недегазированных силикатных расплавах базальтового состава содержание H2O составляет 2—3% и не менее половины этого количества удаляется в процессе кристаллизации и дегазации. Такое же содержание принимается для гранитоидных пород и более низкое — для ультрабазитов. Множество геологических и физико-химических факторов определяют величину концентрации водорода в конкретных массивах. Это и состав магматизируемого субстрата, особенности тектонической обстановки, глубина становления магматических масс, обводненность вмещающих пород, состав, температура и давление системы и флюидных фаз, особенности постмагматической эволюции магматитов, степень метаморфизма и т. д. Способность растворяться в гранитоидных магмах (возможный фактор снижения температуры их кристаллизации) нарастает в ряду H2S — HCl — NH3 — H2O — HF, в этом же направлении снижается способность отделяться от расплавов. По И.Д. Рябчикову, главным летучим компонентом кислых магм является H2O, которая во многом определяет их рудоносность и детально изучена, в том числе на изотопном уровне. Дейтерий (D) ювенильных вод (вероятно, с участием метеорных) имеет диапазон 8D от —50 до —85%.
Водородный (с гелием) флюид признан главным энергомассоносителем в процессе генерации магм. Для полной нейтрализации O2 в силикатном веществе соотношение протонов ко всем атомам системы должно составлять ~1:1 при наиболее высоком его значении в аномально текучих коматиитах, траппах, игнимбритах. Преобразование водородного флюида и экзотермические эффекты обеспечивают термостатирование магмогенерирующих систем на температурных эвтектических минимумах (базальтовом, андезитовом, гранитном). Энерговыделение при преобразовании водородного флюида составляет (кДж/моль): H+→H0 1300; H0→H2 434,3; H++ОН-→H2O 192; 4Н2O→H8O4 30,7. По Н.И. Хитарову, А.А. Кадику и др., способность магм обогащаться соединениями водорода определяет их рудообразующую способность.
Имеются данные по распределению в породах углеводородных газов. Высокое содержание (см3/кг) газов обнаружено И.А. Петерсилье во флогопитовых породах при самой высокой концентрации свободного H2 (99,93%) среди других газовых составляющих; столь же значительная доля H2 (от 85,8 до 96,6%) отмечается для апатит-оливиновых, оливинитовых и пироксенитовых пород при очень низкой общей концентрации газов (0,29—0,75 см3/кг), а также для пироксенит-габбро-анортозитовой ассоциаций (H2 ~ 79%, газа ~ 0,8 см3/кг). Низкие относительные содержания H2 (от 3,6 до 11,57%) выявлены в ийолит-уртитах, хибинитах, фойяитах и апатит-нефелиновых породах Кольского полуострова при повышенном содержании газов в первых трех (от ~17,4 до ~39,5 см3/кг), а также в сходных породах Иллимаусакского массива в Гренландии (H2 от 5 до 12,6%, газа от ~6 до ~60 см3/кг). Высокое относительное содержание H2 (51%) установлено Н.С. Бескровным в породах вулканических трубок взрыва. Содержание свободного водорода в метановых газах угольных бассейнов СНГ не превышает 9%, составляя в среднем ~2±4%. По А.И. Фридману, для вольфрам-молибденовых, медноколчеданных и золоторудных месторождений в молодых геосинклиналях и зонах активизации платформ характерны углекисловодородные газы, для ртутных руд краевых зон геосинклиналей — углекисло-углеводородные.
В осадочных и метаморфических породах содержание водорода более изменчиво. Повышенные концентрации его в виде H2 (%) находятся в глинах (х=0,51), слабо метаморфизованных глинистых сланцах (0,39) и других породах, а самые низкие — в глубинных (0,09) и осадочных карбонатных (0,09) породах, кристаллических сланцах (0,24) и породах высоких ступеней метаморфизма (гнейсы 0,09).
Содержание H2O в осадочных породах следующее (%): пески и песчаники 3,21, глины и сланцы 3,93, карбонаты 2,46, кремнистые породы 1,88, соли, гипсы, ангидриты 1,61.
При рассмотрении осадочных и метаморфических пород особое значение имеет поведение поровых вод. Общая масса этих вод оценивается в 23,5% от массы Мирового океана. В процессе уплотнения осадков и метаморфизма поровые воды покидают породы уже на ранних стадиях погружения геосинклинали. Среди осадочных пород средние содержания H2 составляют (%): глины 0,51; глинистые станцы 0,39; пески и песчаники 0,25; карбонаты 0,09; эвапориты 0,07 (поровый раствор 11,1). Формы связи H2O в глинах и других породах различны. При уплотнении глин первой отжимается поровая вода, с увеличением глубины захоронения от ~1,2—1,3 до 3—4 км идет выделение связанной H2O (стадия дегидратации). При повышенных температурах этот процесс ускоряется. Среди метаморфических пород повышенные концентрации H2 (%) характерны для кристаллических сланцев 0,25 и амфиболитов — 0,17, а также песчаников и кварцитов ~0,11; самое низкое значение в гнейсах — 0,09. Аналогичным образом концентрация H2 и других летучих закономерно снижается по мере увеличения степени метаморфизма углей (сумма летучих и содержание H2, %): длиннопламенные 40—50 и 5,31—5,34; газовые 30—40 и 5,21—5,31; жирные 25—30 и 4,81—5,10; коксовые 15—25 и 4,60— 4,81; тощие 5—15 и 3,75—4,30; антрациты 0—5 и 1,93.
Особым состоянием углеводородов в криолитозоне лито- и гидросферы являются кристаллогидраты (клатраты), которые заключают огромные количества водорода в виде метана. Отметим также, что лишь малая доля (1—15%) растворенных в речной воде элементов-гидролизатов преодолевает мощный геохимический барьер река — море и поступает в океан. Доля растворенных форм элементов в речном стоке описывается уравнениями СА(реки) = 10в-3,4*СА0,7(океан).
При метаморфизме происхождение и поведение воды меняется. Например, проведенный А.А. Кременецким анализ перераспределения металлов, выносимых с водой из зоны разуплотнения земной коры в метабазитах, позволил оценить их количество (n*10в8 т): Li 0,86—2,5, Sn 0,18—0,35, Mo 0,17—0,2, Sr 9,3—10, Zr 3,3—4,9, Co 6,3—6,9, Ni 4,6—7,6, Zn 12—32, Cu 20—40. Происхождение этих вод метеорное в верхней части разреза (δD=100%) и метеорно-морское (δD от -20 до -40%).
В высокотемпературных магматических процессах также происходит перераспределение H2O. Как экспериментально показал Н.И. Хитаров, процесс отщепления воды существенно отличается для кислых и основных расплавов. От базальтоидных расплавов значительная часть H2O (~2%) отщепляется при изменении t от 1000 до 900° С уже в глубоких частях магматических резервуаров, тогда как гранитоидные расплавы выносят H2O в верхние части коры и могут выделять ее в небольших количествах только в поздние фазы. В то же время изменение термических градиентов около интрузивной зоны вызывает зональное перераспределение воды в процессе как повышения, так и снижения температуры.