CURS 12

DATE DE GEOCHIMIA LITOSFEREI

Din definiţia geochimiei rezultă că aceasta se ocupă de distribuţia şi migraţia

elementelor chimice în globul terestru. Sub raport geochimic, această răspândire a

elementelor a avut loc în doua faze : diferenţierea geochimică iniţială şi diferenţierea

geochimică ulterioară. Prin diferenţiere geochimică înţelegem totalitatea fenomenelor,

petrecute adesea într-o succesiune bine definită, prin care elementele chimice pot migra într-

un anumit cadru geologic, conducând fie la concentrare fie la dispersie.

Prima diferenţiere geochimică a dat naştere la sferele geochimice şi a început odată

cu formarea Terrei. Studiul primei diferenţieri geochimice se bazează pe studiul meteoritilor

şi al corpurilor planetare, pe datele geofizice ale Terrei şi pe studiul compozitiei izotopice a

meteoriţilor şi rocilor terestre.

A doua diferenţiere a avut loc după terminarea accreţiei Terrei şi s-a desăvârşit în

două etape: primă prin procesele endogene iar a doua prin procesele exogene.

Clasificarea proceselor de diferenţiere geochimică are ca prim criteriu originea

energiei care stă la baza desfăşurarii lor. Astfel, procesele endogene sunt definite ca procesele

care se desfăşoară sub acţiunea energiei interne a Pământului, iar cele exogene sub acţiunea

energiei externe, în special a radiaţiei solare. Procesele de diferenţiere geochimică endogenă

se subâmpart în : procese magmatice propriu-zise, pegmatitice, pirometasomatice,

hidrotermale şi metamorfice. Procesele de diferenţiere geochimică exogenă au drept criteriu

de clasificare participarea sau neparticiparea factorului biotic la desfăşurarea lor şi din acest

punct de vedere vom avea procese biogene şi abiogene.

Consecinţa desfăşurării proceselor de diferenţiere geochimică este apariţia unor

anumite asociaţii de elemente aflate în faze minerale bine stabilite şi în concentraţii cu limite

de variaţie bine determinate. Această consecinţă este urmarea chimismului mediului în care

se desfăşoară procesul şi a factorilor fizici care acţionează în cadrul lui. Cu cât sunt mai bine

cunoscute condiţiile de mediu (chimism şi mărimea factorilor) şi mecanismul reacţiilor de

diferenţiere, cu atât mai bine vom putea prevedea efectele diferenţierii geochimice într-un

cadru geologic dat.

Prima diferenţiere geochimică

Evoluţia Terrei din stadiul initial şi până în prezent poate fi prezentată în câteva idei.

Protoplaneta s-a separat acum 4,55 miliarde de ani dintr-o nebuloasa caldă - o masă de gaz şi

pulbere cosmică, animată de o mişcare de rotaţie. În timpul condensării protoplanetei, atomii

au reacţionat pentru a forma combinaţii. Oxigenul s-a combinat cu Si, Al, Fe, Ca, Na şi K

pentru a forma silicaţi complecşi. O parte din hidrogen s-a separat sub formă de hidruri cu

metalele. Moleculele de silicaţi şi fierul au apărut iniţial de forma şi de dimensiunile

moleculelor de praf. Pentru a atinge dimensiuni mai mari, NH3 şi vaporii de H2O au jucat rol

de catalizatori, determinând contactele între aceste particule. Fierul a avut o comportare

controlată de temperatură, sub 250ºC s-au putut forma oxizii (hematitul şi magnetitul) şi

sulfurile; la temperaturi > 207ºC pentru oxizi şi > 327ºC pentru sulfuri, aceste combinaţii

nemaifiind stabile. Corpul masiv al planetei în stare de formare era alcătuit deci din silicaţi şi

fier metalic. Odată cu creşterea masei Terrei prin aglomerarea materialului din nebuloasă, a

cresut şi câmpul gravitaţional, fapt care a avut drept rezultat condensarea materialului. În

cursul proceselor de diferenţiere Fe şi Ni, elemente cu densitate mare, s-au concentrat în

centrul Terrei, formând nucleul. Elementele mai uşoare : O, Si, Al, Mg, Ca, K şi Na s-au

concentrat în partea superioară, la suprafaţa Pământului. Când suprafaţa Pământului s-a răcit

şi s-a solidificat, aceste elemente au format crusta. Începutul diferenţierii geochimice a dus la

formarea unor zone bogate în elemente radioactive, care au determinat o creştere a

temperaturii în interiorul planetei şi au amorsat procesele de vulcanism. Bioxidul de carbon în

prezenţa apei a determinat reacţii chimice cu silicaţii, conducând la formarea combinaţiilor de

tipul MgCO3, FeCO3 şi CaCO3.

Modelul clasic prezentat mai sus este confirmat de către geochimia modernă ; ideea

că Sistemul Solar s-a format dintr-un nor de gaz şi de praf cosmic este veche şi ajunge până la

filozoful german Immanuel Kant, dacă nu până la filozoful şi matematicianul francez René

Descarte. Larimer (1967) a emis teoria secvenţei de condensare, teorie reluată şi

îmbunătăţită apoi de Grossman (1972). Această teorie, care pleacă de la legile

termodinamicii, redă temperaturile de condensare ale elementelor chimice plecând de la o

nebuloasă caldă (>2000ºK) gazoasă. Se porneşte de la ideea că temperatura de condensare a

unui element reflectă tendinţa lui de a reacţiona cu alte elemente şi de a forma compuşi în

soluţii gazoase sau solide. În fig.1 se vede că elementele cele mai refractare (Zr, Re, Os, TR,

Th, U, oxizii de Al, Ca, Ti) s-au condensat primele, începând cu temperatura de 1700ºK şi

terminând cu cea de 1500ºK. Astfel, primele elemente care condensează vor fi elemente

platinice cele mai refractare (Re, Os, Ir, Ru), care vor condensa ca faze metalice. Din moment

ce aceste elemente sunt foarte rare, vor forma numai nişte mici granule. Există o teorie cum

că aceste mici granule de elemente platinice vor servi ca secvenţe de acumulare pentru

incluziunile de Ca şi Al de temperatură ridicată, evidenţiate în chondrite. Aceste prime

elemente sunt urmate la 1390ºK de oxizii şi silicaţii de Ca, Al şi Ti, care vor fi bogaţi în

elemente cum ar fi : U, Th, Zr, Ba, TR. După aceea, în secvenţa de condensare urmează

aliajele de Fe-Ni-Co şi la 1370ºK compuşii bogaţi în elemente moderat refractare (Mg şi Si) –

olivinele şi piroxenii. La 1250ºK condensează Cu, Ge şi Ga, urmate de elementele alcaline

(Na, K, Rb) care condensează la ~1000ºK. La 750ºK, aproape 70% din materia iniţiala a fost

condensată ; condensatele de temperatură înaltă : fierul, nichelul şi silicaţii de Mg au format

mai târziu corpuri de roci. Sub 750ºK se condensează elementele cele mai volatile : S, Pb, Bi,

În, Tl, H. În acest stadiu apar sulfurile şi oxizii, produse ale reacţiilor dintre metale şi sulf,

respectiv oxigen ; la 670ºK se condensează FeS. Apoi silicaţii au putut reacţiona cu apa

formând silicaţii hidratati.

Fig.1. Secvenţa de condensare a elementelor dintr-un gaz care are compoziţia

Sistemului Solar (Grossman, 1972).

Cele mai vechi roci cunoscute până în prezent sunt localizate în cratonul nord-atlantic.

Astfel, în Groenlanda, ortognaisul amfibolitic de Amîtsoq a fost datat 3700 Ma (metoda U-

Pb) iar formaţiunea vulcano-sedimentară de Isua (vestul Groenlandei) 3820 Ma. Recordul îl

deţine însă ortognaisul de Priscoan (Scutul Canadian), care a fost datat 4031±3 Ma (metoda

U-Pb) (Bowring şi Williams, 1999). Însă bariera de 4100 Ma a fost depăşită de cristalele de

zircon din rocile sedimentare arhaeene din vestul Australiei, care au fost datate 4276±6 Ma.

Rocile gazdă ale acestor cristale nu au avut extraordinara aptitudine de a rezista şi de aceea

zircoanele din vestul Australiei reprezintă singurele mărturii directe ale existenţei unei

protocruste sialice mai vechi de 4200 Ma.

La baza tuturor modelelor moderne privind structura şi compoziţia internă a Terrei

stau datele obţinute din studiul meteoriţilor şi datele geofizice bazate pe cercetarea vitezelor

de propagare ale undelor seismice.

Studiul compoziţiei meteoritilor oferă informaţii despre chimismul părţilor profunde

ale Terrei şi reprezintă sursa primară de informaţii referitoare la formarea Sistemului Solar.

Meteoriţii sunt corpuri solide a căror origine este încă o problemă discutată. Principalele

ipoteze pot fi grupate în două categorii :

- reprezintă fragmente dintr-un corp al Sistemului Solar, cu o structură internă

asemănătoare cu cea a Terrei şi cam de aceiaşi mărime, care s-a dezintegrat ;

- sunt corpuri cu origini diferite, mulţi dintre ei provenind din afara

Sistemului Solar.

În sprijinul primei ipoteze vine determinarea vârstei expunerii la radiaţia cosmică.

Suprafaţa externă a meteoriţilor este supusă în spaţiu la impactul cu un flux important de

radiaţii cosmice, datorită faptului că nu există o atmosferă care sa ofere protecţie. Pentru a

determina vârsta expunerii, se apelează la izotopii stabili. De exemplu, la 41K, care nu este

prezent în mod natural în meteoriţii ferosi, dar este produs de interacţiunile cu radiaţia

cosmică. Cunoscând rata de producere a 41K şi abundenţa lui, este posibil să se calculeze cât

timp a fost supus meteoritul la acţiunea radiaţiei cosmice. Din determinarea vârstei expunerii

la radiaţia cosmică se trag două concluzii : vârsta expunerii este mult mai mică decât vârsta

formării meteoritului şi meteoriţii cu aceiaşi compoziţie chimică şi petrografică tind să aibe şi

aceiaşi vârstă de expunere. Aceste lucruri înseamnă că meteoriţii care au intrat în coliziune cu

Terra au rezultat, probabil mai mult sau mai puţin continuu (la scara timpului geologic), din

ruperea unui corp mai mare.

Cei mai multi dintre meteoriţi vin din centura de asteroizi dintre Marte şi Venus. Ei

sunt produşi de fragmentaţie, sub efectul de şoc, al unor corpuri planetesimale (care nu au

ajuns în stadiul de planetă).

Meteoriţii se împart în :

- sideritici – meteoriţi alcătuiţi ~95% dintr-un aliaj de Ni şi Fe, la care se asociază

în cantităţi mici Co, S, P şi C. Structura lor este caracterizată de dispunerea

lamelelor de kamacit după 4 direcţii ce formează între ele unghiuri egale

determinând un spaţiu tetraedric (figuri Widmanstätten – fig.2), lamelele de

kamacit fiind bordate de taenit. Materialul interstiţial dintre lamele este alcătuit

dintr-o asociaţie intimă de kamacit şi taenit (plessit). Aceste structuri sunt un

indiciu al unei răciri extrem de lente (milioane

de ani). Meteoriţii sideritici sunt relativ mai

numeroşi, datorită faptului că sunt cei mai

uşor de recunoscut ca meteoriţi şi sunt cei mai

rezistenţi la alterare ;

Fig.2. Exoluţii lamelare de kamacit (culoare alba) în taenit (culoare neagra) (figuri Widmanstätten) într-un meteorit feros (suprafaţa polizata a fost tratată cu acid azotic + etanol).

- siderolitici – alcătuiti în cantităţi egale din aliajul de Ni-Fe şi din silicaţi (olivine şi

piroxeni). În cadrul acestora se separă un tip de meteoriţi denumiti troilitici

(bogaţi în sulfuri) şi un alt tip numit pallasit (în care olivina apare în cristale largi

înglobate în kamacit care nu prezintă figuri Widmanstätten) ;

- aerolitici – alcătuiţi din silicaţi de Fe şi Mg (deci au o compoziţie bazaltică).

Aceştia sunt cel mai numeros grup şi reprezintă cel mai bine compoziţia primară a

unei nebuloase solare primitive. Astfel, într-o primă apreciere, aceştia redau

compoziţia sistemului solar cu excepţia elementelor volatile (H, C, N, O), a

gazelor rare şi a unor metale volatile (Hg, Tl, Bi). Structural, se împart în :

chondritici (nediferenţiaţi ; alcătuiţi din mici particule sferice denumite chondre

care au toate aceiaşi compoziţie chimică şi mineralogică ; provin din asteroizi care

nu au suferit fenomenul de diferenţiere geochimică ; formaţi preponderent din

olivină, enstatit şi hipersten ; pot conţine cantităţi mici de substanţă organică –

ex. : o materie colorată asemănătoare porfirinei ; vârsta U-Pb 4555 Ma ± 4 Ma) şi

achondritici (diferenţiaţi ; chondrele lipsesc ; structura holocristalină ; compoziţie

bazaltică ; alcătuiţi din hipersten, diopsid şi anortit ; vârsta U-Pb 4539 Ma ± 4

Ma). Compoziţia chimică a chondritului carbonatic, căzut în Mexic în 1969 şi

denumit Allende, este dată în tabelul 1, iar procesele care conduc la formarea

chondritelor sunt redate în fig.3 ;

Tabelul 1.

Compoziţia (în % şi ppm) a chondritului Allende (dupa eliminarea celor 30% de volatile) (Taylor şi McLennan, 1985).

SiO2 34,20% Na 0,725% Co 764 Nd 0,711 TiO2 0,11% Mg 14,300% Ni 1,650% Sm 0,231 Al2O3 2,44% Al 1,290% Rb 3,450 Eu 0,087 FeO 35,80% Si 16,000% Sr 11,900 Gd 0,306 MgO 23,70% P 780 Y 2,250 Tb 0,058 CaO 1,89% K 854 Zr 5,540 Dy 0,381 Na2O 0,98% Ca 1,350% Nb 0,375 Ho 0,085 K2O 0,10% Ti 654 Cs 0,279 Er 0,249 P2O5 0,41% V 60 Ba 3,410 Tm 0,036 Li 2,4 Cr 3975 La 0,367 Yb 0,248 Be 0,04 Mn 2940 Ce 0,957 B 1,9 Fe 27,800% Pr 0,137

Fig.3. Procesele care conduc la formarea meteoriţilor chondritici (McSween, 1987).

- sticloşi – tektite. Aceştia sunt numiţi după locul unde au fost găsiţi : moldavit,

australit, billitonit etc. Compoziţia lor este >97% SiO2, la care se adaugă Al2O3, K,

Na, Ca şi cantităţi foarte mici de Fe şi Mg. Provenienţa lor este, se pare, din

craterele lunare.

În afară de aceştia, pe Pământ cade în permanenţă praf solar, în cantităţi apreciabile.

Compoziţia mineralogică a meteoriţilor este reprezentată de minerale care, în cea mai

mare parte, sunt necunoscute pe Terra. Dintre mineralele care nu apar pe Terra fac parte :

- kamacitul 2(Fe,Ni) – cu un conţinut sarac de Ni (7,5%) ;

- taenitul 4(Fe,Ni) – cu un conţinut bogat de Ni (8 – 55%) ;

- plessitul – mixtură kamacit - taenit ;

- moissonitul SiC ;

- cohenitul Fe3C – cu conţinut important de Ni ;

- schreibersitul (Fe,Ni,Co)3P ;

- troilitul FeS – hexagonal, în care raportul Fe/S este stoichiometric, în structura sa

nefiind poziţii vacante pentru Fe2+ (deci se deosebeşte de pirotină).

Troilitul conţine cantităţi reduse de Co şi Ni ca substituenţi ai Fe ;

- oldhamitul (Ca,Mn)S – cu un continut important de Mn ;

- daubréelitul FeCr2S4 ;

- lawrencitul (Fe,Ni)Cl2.

Prezenţa acestor minerale în meteoriţi este de natură să ne indice condiţii diferite de formare

comparativ cu cele cunoscute la nivelul scoarţei terestre sau în imediata ei apropiere.

În afară de acestea, apar şi minerale cunoscute pe Terra : pentlanditul (Fe,Ni)8S9,

calcopirita CuFeS2, blenda ZnS, pirita FeS2, magnetitul Fe3O4, cromitul FeCr2O4,

breunneritul (Mg,Fe)CO3, farringtonitul Mg3(PO4)2, clor-apatitul Ca5(PO4)3Cl, olivina

(Fe,Mg)SiO4, enstatitul Mg2Si2O6, bronzitul (Mg,Fe)2Si2O6, diopsidul CaMgSi2O6 şi

plagioclazii.

Având drept bază distribuţia elementelor în meteoriţi, Goldschmidt a împărţit

elementele chimice terestre în funcţie de distribuţia lor geochimică, după cum urmează:

- siderofile – elemente care au afinitate pentru faza metalică ;

- calcofile – elemente care au afinitate pentru faza sulfidică ;

- litofile – elemente care au afinitate pentru faza silicatică ;

- atmofile – elemente extrem de voatile, care se concentrează în atmosfera şi

hidrosferă.

În tabelul 2 este sunt prezentate elementele care întră în fiecare din aceste clase.

Tabelul 2.

Clasificarea elementelor după distribuţia lor în cadrul rezervoarelor geochimice majore ale Terrei (clasificarea Goldschmidt).

Elemente siderofile Elemente calcofile Elemente litofile Elemente atmofile

Fe*, Co*, Ni* (Cu), Ag Li, Na, K, Rb, Cs (H), N, (C), (O) Ru, Rh, Pd Zn, Cd, Hg Be, Mg, Ca, Sr, Ba He, Ne, Ar, Kr, Xe Os, Ir, Pt Ga, In, Tl B, Al, Sc, Y, TR

Au, Re**, Mo** (Ge), (Sn), Pb Si, Ti, Zr, Hf, Th Ge*, Sn*, W*** (As), (Sb), Bi P, V, Nb, Ta C***, Cu*, Ga* S, Se, Te O, Cr, U Ge*, As**, Sb** (Fe), Mo, (Os) H, F, Cl, Br, I

(Ru), (Rh), (Pd) (Fe), Mn, (Zn), (Ga) * calcofil şi litofil în crusta terestră ** calcofil în crusta terestră *** litofil în crusta terestră

Meteoriţii contribuie, deasemenea, la mărirea masei crustei terestre. Se admite că

aportul de material meteoric acumulat în decursul istoriei geologice a Terrei (~ 4,25 miliarde

de ani) ar fi de 109 g/km3, ceea ce ar corespunde unui strat gros de 1 cm pe întreaga suprafaţă

a Pământului. Materialul meteoritic fiind foarte vechi (datări izotopice de ~4,555×109 ani),

comparativ cu rocile terestre cele mai vechi (care au vârste de maximum 4,031×109 ani),

reprezintă materie extraterestră într-un stadiu iniţial de diferenţiere.

În meteoriţi, raportul elemente foarte siderofile (Re, Au, elemente platinice) / silicaţi

≈ 2×103. Dacă comparăm raportul metal / silicat din meteoriţi cu cel din nucleul terestru (104

– 1012) (Walter şi al., 2000) se poate face următoarea constatare : cantitatea de metal dedusă

din studiul meteoriţilor nu este suficientă pentru a se realiza un nucleu cu o rază de 3485 km

(cât se presupune că ar avea nucleul terestru). Această consideraţie este numai aparentă şi se

rezolvă prin luarea în calcul a densităţii medii a Terrei (5,52 g/cm3), aceasta fiind cea mai

grea planetă din sistemul nostru solar. Numai Mercur şi Venus mai au densităţi apropiate de

cea a Pământului, şi anume 5,42 g/cm3 şi respectiv 5,24 g/cm3. Pe de altă parte, modele

recente ale acreţiei Terrei invocă o coliziuniune a proto-Terrei cu un corp planetar de

dimensiunile planetei Marte. Simulările numerice au arătat că nucleul acestui corp planetar

s-ar fi putut combina cu nucleul Terrei, fără a se fi realizat şi echilibrarea cu mantaua

silicatică (Benz şi Cameron, 1990)

Studiul undelor seismice a arătat că Terra are o structură caracterizată de strate

concentrice. Variaţia vitezei de propagare a undelor seismice în funcţie de adâncime şi

schimbările bruşte la diferite adâncimi demonstrează o neomogenitate fizică a planetei

noastre (fig.4). Conform fig.4, viteza undelor P creşte abrupt începând începând cu

adâncimea de 30 km, de la 6 km/s până la aproape 8 km/s. Creşterea vitezei undelor P se

continuă apoi până la 13 km/s, dar scade abrupt la adâncimea de 3000 km. A mai fost

evidenţiată şi o a treia discontinuitate a vitezei undelor P la adâncimea de 5154 km, fapt care

indică o nouă scimbare a caracteristicilor mediului – de la lichid la solid. Viteza undelor S

creşte deasemena şi continuă să crească odată cu adâncimea. Oricum, undele S nu trec de

adâncimea de 3000 km, ceea ce indică faptul că dincolo de această adâncime mediul este

lichid. Astfel, s-a stabilit că există două discontinuităţi seismice principale : una la o

adâncime ce variază între 30 – 50 km, numită discontinuitatea Mohorovičič, şi alta la o

adâncime de 2890 km, numită discontinuitatea Gutenberg. La 5154 km se găseşte

discontinuitatea Lehman. Între discontinuitatea Mohorovičič şi suprafaţă, la o adâncime

cuprinsă între 10 – 25 km, s-a mai observat o discontinuitate secundară, numita suprafaţa

Conrad, dar care nu este prezentă pe toată întinderea Terrei. Convenţional, porţiunea dintre

suprafaţă şi discontinuitatea Mohorovičič se numeşte crustă, cea dintre discontinuitatea

Mohorovičič şi discontinuitatea Gutenberg manta, iar cea dintre discontinuitatea Gutenberg şi

centrul globului terestru nucleu.

Conform celor spuse mai sus, meteoriţii feroşi corespund nucleului, cei palassitici

corespund interfeţei nucleu - manta, meteoriţii achondritici ar reprezenta crusta planetară iar

meteoriţii condritici carbonatici sunt consideraţi cei mai primitivi şi cei mai bogaţi în volatile

dintre meteoriţi.

Fig.4. Variaţia vitezelor de propagare a undelor seismice cu adâncimea.

Pentru a avea o imagine corectă asupra stării materiei şi a diferenţierii geochimice în

interiorul Pământului este necesar să avem o imagine relativ clară asupra variaţiei densităţii, a

presiunii şi a temperaturii cu adâncimea (fig.5).

Din fig.5 rezultă că densitatea rocilor creşte abrupt până la discontinuitatea Moho şi

continuă să crească în manta, odată cu adâncimea. La limita manta – nucleu densitatea creşte

rapid de la 6 g/cm3 până la 10 g/cm3 şi continuă să crească, ajungând până la 12 g/cm3 la

limita dintre nucleul extern şi cel intern. Prin studiul magnetismului terestru s-a demonstrat că

nucleul este alcătuit din nichel şi fier.

Din cele relatate mai sus se pot desprinde următoarele idei :

I. Crusta se divide în :

- crusta continentală - grosime de 30-70 km ; mare heterogenitate ; alcătuită din

granite în partea superioară şi bazalte şi diorite în partea inferioară ; densitate

medie 2,7 g/cm3 ; vârsta ~4000 Ma) ;

- crusta oceanică - grosime 6-11 km ; compoziţie uniformă fiind alcătuită în cea

mai mare parte din bazalte tholeiitice ; densitate medie 3 g/cm3 ; vârsta 200 Ma).

Suprafaţa Conrad desparte crusta mafică de crusta felsică.

II. Mantaua se împarte în :

- mantaua superioară - este cuprinsă între adâncimea 50 km şi cea de 400 km ; este

probabil alcătuită din silicaţi de fier şi magneziu ; stratul superior este considerat

lichid ; temperatura variază între 1400ºC şi 3000ºC iar densitatea între 3,4 şi 4,3

g/cm3 ;

- mantaua inferioară - este cuprinsă între adâncimea 1050 km şi cea de 2885 km ;

datorită presiunii rocile sunt solide ; alcătuită probabil din sulfuri şi oxizi de siliciu

şi magneziu ; temperatura medie este de 3000ºC ; densitatea variază între 4,3 şi

5,4 g/cm3).

Între adâncimea de 400 km şi cea de 1050 km se găseşte o zonă de tranziţie.

III. Nucleul se divide în :

- nucleul extern - cuprins între adâncimea 2885 km şi cea de 5145 km ; este vâscos

şi este alcătuit cel mai probabil (compoziţia sugerată prin analogie cu meteoriţii

feroşi) din : fier (90%), nichel (5,4%) şi 4,7% oxigen ; temperatura 4000-5000ºC ;

densitatea 10-12,3 g/cm3 ;

- nucleul intern - cuprins între adâncimea 5145 km şi cea de 6370 km ; este solid şi

este alcătuit din fier, nichel şi probabil sulf, carbon, oxigen, siliciu şi potasiu ;

temperatura 5000-6000ºC ; densitatea 15 g/cm3.

Fig.5. Variaţia temperaturii, densităţii şi presiunii cu adâncimea.

O altă modalitate de determinare a modului de formare a nucleului şi a mantalei

terestre, precum şi a originii şi compoziţiei crustei continentale este oferită de analiza

compoziţiei izotopice a rocilor terestre şi comparaţia acestora cu compoziţia izotopică a

meteoriţilor.

Pe plan geochimic, izotopii xenonului au furnizat un argument în favoarea formării

nucleului terestru la 100 Ma după începerea acreţiei planetei (Allegre şi al., 1986). Nivelul

măsurat de 129Xe, care provine din dezintegrarea 129I (perioada de înjumătăţire 17 Ma), din

atmosferă este mai mic decât cel din gazele vulcanice. Deci, un rezervor terestru intern a fost

izolat de rezervorul atmosferic foarte devreme în istoria Terrei : 129I rămas în interiorul Terrei

descompunându-se apoi radioactiv în 129Xe. Cum nucleul s-a format într-un context termic

care a necesitat fuziunea totală, xenonul atmosferic şi cel intern ar fi trebuit să aibe aceiaşi

compoziţie izotopică iar această fuziune ar fi trebuit să intervină înainte de dezintegrarea 129I.

După aceşti autori, formarea atmosferei şi a nucleului ar fi fost deci sincrone.

Folosirea geocronometrului 182Hf - 182W a demonstrat că de fapt cea mai mare parte a

nucleului metalic a început să se separe de silicaţi mult mai devreme, la numai 10 Ma după

începerea acreţiei planetei, iar formarea nucleului s-a terminat după 30 Ma (Jacobsen şi al.,

2004). Deci formarea atmosferei nu mai poate fi sincronă cu cea a nucleului.

Absenţa rocilor terestre mai vechi de 4570 Ma ne lipseşte de informaţii directe asupra

raporturilor izotopice iniţiale de pe Terra, de aceea ne raportam la meteoriţii chondritici. În

meteoriţi raportul 87Sr/86Sr este de 0,69897±0,00003. Plecând acest raport, care este

considerat cel al Sistemului Solar, şi cunoscând şi raporturile izotopice actuale, este posibilă

acum determinarea câmpului de evoluţie izotopică a mantalei în decursul timpului geologic

(fig.6). Din această figură se vede cum creşterea raportului 87Sr/ 86Sr în funcţie de timp din

crusta continentală s-a făcut mai rapid decât în manta.

Fig.6. Domeniul de evoluţie izotopică al chondritelor, mantalei terestre, a celei lunare, a unui segment de crustă continentală de 3000 Ma şi a unui granit hercinic produs prin fuziunea acestui segment (Vidal,

e greu solubile şi deci

imobile, în aşa fel încât influenţa proceselor geologice este eliminată.

1994).

Prin analiza lantanidelor (TR) din sedimentele oceanice de adâncime şi din materialul

în suspensie aflat în apa marilor fluvii s-au pus în evidenţă următoarele : crusta continentală

superioară nu prezintă nici o zonalitate regională şi are o compoziţie globală granodioritică

(andezitică) (fig.7). Au fost alese TR, pentru că acestea sunt foart

Fig.7. Spectrele TR din sedimentele composite post-archaene ( APAA = argilite compozite post-archaene australiene; ANA = argilite compozite nord americane; AE = argilite

compozite europene; Taylor şi McLennan, 1985) şi, haşurat, particulele în suspensie aflate în apa marilor fluvii.

Spre deosebire de crusta continentală, crusta oceanică este mai săracă în elemente

refractare ca Rb, Pb, U, Th, K, Sr, Nd (fig.8), iar alte elemente cum ar fi Ti, Al, Ca, Si, Fe,

Mn şi Ni sunt comune celor două tipuri de crustă (adică sunt elemente compatibile). Scăderea

concentraţiei lantanidelor din crusta oceanică este datorată extracţiei acestora în topitura

parţială care a dus la formarea crustei continentale. Dacă admitem că mantaua şi crusta

continentală sunt cele două rezervoare cu concentraţia cea mai mare de lantanide şi dacă

crusta continentală este îmbogăţită în lantanide uşoare (sunt considerate uşoare lantanidele

cuprinse între La şi Nd), atunci mantaua trebuie să fie însărăcită în lantanide uşoare.

Fig.8. Distribuţia elementelor în crusta continentală şi în crusta oceanică (Hofmann, 1988).

***

Cel care ne indică drumul urmat de către un element, în diversele procese geologice în

care este implicat, este ciclul geochimic, iar în fig.9 este prezentat acest drum. În litosferă,

ciclul geochimic începe odată cu cristalizarea magmei, trece prin alterarea rocilor magmatice,

transportul şi depunerea materialului astfel produs şi continuă, trecând prin diageneză şi

litificare, până la metamorfism ; eventual, prin anatexie magma este ulterior regenerată. Dar

ciclul geochimic prezentat în fig.9 este un ciclu ideal, care nu se realizează în totalitate în

practică; în unele stadii poate fi oprit definitiv, unele etape pot fi sărite sau direcţia lor de

evoluţie poate fi inversată. Un element se poate concentra într-un anumit tip de depozit, într-

un anumit stadiu, sau poate rămâne dispers întregul ciclu. Ciclul geochimic nu este un sistem

închis, nici material nici energetic. El primeşte din interior magma primară şi energie din mai

multe surse : sub formă de căldură, din transformările nucleare, transformările chimice,

energie cinetica etc. Deasemenea, suprafaţa primeşte o cantitate apreciabilă de substanţă

datorită aportului meteoritic şi energie sub forma radiaţiei solare (chiar dacă o parte din

aceasta este retransmisă în spaţiu).

Fig.9. Ciclul geochimic al elementelor.

Taylor S.S., McLennan S.M. (1985) – The continental crust: its composition and evolution.

Blackwell Synergy, 312 p.

Vidal P. (1994) – Geochimie. Ed. Dunod, Paris, 188 p.

Hofmann A.W. (1988) – Chemical differentiation of the Earth, the relationship between

mantle, continental crust and oceanic crust. Earth Planetary Sciences Letters, 90, pp.

297-314

Larimer J.W. (1967) – Chemical fractionations în meteorites. I: Condensation of the

elements. Geochimica and Cosmochimica. Acta, 31, pp. 1215-1238.

Grossman L. (1972). Condensation in the primitive solar nebula. Geochimica and

Cosmochimica. Acta, 36, pp. 597-619.

McSween H.Y. (1987) – Meteorites and their Planet Bodies. University Press New York,

Cambridge.

Bowring S.A., Williams I.S. (1999) – Priscoan (4.00-4.03 Ga) orthogneisses from

northwestern Canada. Contribution to Mineralogy and Petrology, 134/1, pp. 3-16.

Jacobsen S.B., Yin Q.-Z., Petaev M.I. (2004) - On the problem of metal-silicate equilibration

during planet formation: significance for Hf-W chronometry. Lunar and Planetary

Science, XXXV, pp.

Walter M.J., Newsom H., Ertel W., Holzheid A. (2000) în Origin of the Earth and Moon

(R.M. Canup şi K. Righter, eds.), Univ. of Arizona Press, Tucson, pp. 265-290.

Benz W. şi Cameron, A.G.W. (1990) în Origin of the Earth (H.E. Newsom şi J.H. John, eds.), Oxford University Press, pp. 61-68.