Одним із основних законів геохімії є закон Ферсмана-Гольшмідта: геохімія елемента у земній корі визначається його хімічними властивостями та величиною кларка

(2) Магматичні та магматогенно-гідротермальні рудогенеруючі системи, теоретичне та прикладне значення їх геохімічного дослідження.

Магматичні процеси протікають при загальній тенденції зниження температури магматичного осередку. У зв’язку з цим умови реакції в магмі безперервно змінюються, зміни відображуються на складі та структурі породи як кінцевого продукта кристалізації. Відбувається розділення початково однорідної магми на хімічно неоднорідні частини, які утворюють при кристалізації магматичні породи різного типу. Цей процес отримав назву диференціація магми.

Розділення речовини верхніх горизонтів Землі на хімічно та мінералогічно різні маси – гірські породи визначаються 3 основними типами процесів: 1) осадова (гіпергенна) диференціація, яка супроводжується переплавленням; 2) ліквація – розшарування магми у рідкому стані на два розчини, що не змішуються; 3) кристалізаційна диференціація магми.

Гольшмідт та Ферсман виділили 3 етапи еволюці:1) протокристалізацію (первинну), 2) мезокристалізацію (головну) та 3) тілокристалізацію (остаточну).

У процесі протокристалізаці виділяються рудні мінерали – магнетит, ільменіт, хроміт, апатит, потім основні породоутворюючі мінерали – ортосилікати магнію та заліза. Утворюються ультра основні вивержені породи та частково основні. Відбувається концентрація ряду хімічних елементів, які, згідно Ферсману, можна розділити на дві групи: 1) провідні елементи – магній, кремній, оксисен, титан, ферум, нікель, хром; 2) головні елементи – ванадій, манган, кобальт, платина, родій, паладій, осмій. У процесі протокристалізації накопичуються елементи групи заліза, для яких характерна висока тугоплавкість та низька летучість. Хром виділяється у формі хроміту, нікель при не достатку сірки ізоморфно захоплюється залізистомагнезіальними силікатами, метали платинової групи виділяються у самородному вигляді.

При головній кристалізації виділяються найбільш поширені силікати – плагіоклази, слюди, амфіболи та КПШ.

У процесі остаточної кристалізації формуються магми збагачені летучими компонентами та рідкісними елементами. Приїх застиганні формуються крупнокристалічні породи – пегматити. Найбільш поширені гранітні пегматити.

Гідротермальні процеси пов’язані з хімічним розчиненням, переносом та відкладенням речовин гарячими підземними водами. Визначені наступні джерела водних розчинів: *магматичні води (ювенільні, тобто мантійні та регенеровані із переплавлених порід); * метаморфічні води, які утворюються при реакція між мінералами; * захоронені води із порових розчинів осадових гірських порід; * метеорні води поверхневого походження, які нагріваються на глибині у вулканічних районах.

Найбільш поширеними та характерними елементами гідротермальних жил є халькофільні елементи, а найбільш типовими рудними мінералами – сульфіди, розчинність яких у будь-яких природних розчинах низька.

(3) Загальна геохімічна характеристика метаморфічних систем

Більшість метаморфічних порід являють собою складні багатокомпонентні системи. Рівноважним називається такий стан системи, коли вона залишається незмінною з одночасній незмінності навколишнього середовища.

Система – це сукупність матеріальних тіл, які мають спільну межу розділу з навколишнім середовищем і характеризуються конкретними фізичними характеристиками (температурою, тиском, складом, об’ємом). Системи бувають відкриті, коли можуть обмінюватись із навколишнім середовищем речовиною та теплом, закриті, коли вони не можуть обмінюватись із навколишнім середовищем речовиною та теплом, або частково закриті.

Совокупность всех физических и химических характеристик системы называется состоянием системы. Для метаморфической геологии системой может являться блок пород, метаморфизованный в одной фации, или отдельный пласт, или порода. Состояние системы характеризуется рядом термодинамических свойств, которые взаимосвязаны и изменяются одновременно. Для полного описания системы необходимо и достаточно знать какое-то наименьшее количество термодинамических свойств, которые называются параметрами состояния системы.

Параметры – величины, при помощи которых может быть однозначно описано состояние системы. Это независимые переменные, такие, как температура, давление, объем, масса, внутренняя энергия и т.д. Среди них различаются экстенсивные и интенсивные параметры.

Экстенсивные – это параметры, обладающие свойством аддитивности. Например, объем, масса, энтропия. Так, объем системы равен сумме объемов фаз, а масса системы – сумме масс фаз. Интенсивные – это параметры, не зависящие от массы системы или числа частиц в ней (температура, давление, химический потенциал, плотность, концентрация). Фаза – это отделенная физическими границами часть системы, находящаяся в твердом, жидком или газообразном состоянии и обладающая устойчивым составом при определенных значениях температуры и давления. Применительно к породной системе – это минералы, флюид, газовая фаза. Все зерна минерала одинакового состава представляют одну фазу.

Компоненты – это элементы (оксиды), полностью отражающие состав системы. Реакции между ними могут дать весь набор составляющих систему фаз (минералов). Компоненты подразделяются на зависимые и независимые, инертные и подвижные. Зависимые компоненты системы имеют одинаковые стехиометрические формулы, но разное физическое или структурное состояние. Например, жидкая, твердая и газообразная вода, полиморфы силикатов глинозема (кианит, андалузит, силлиманит) или кварца (α- и β-кварц, кристобалит, а также стишовит и коэсит, устойчивые при ультравысоких

давлениях). Независимые компоненты представляют наименьшее количество тех элементов, оксидов или стехиометрических единиц, из которых могут быть получены все фазы системы. Для учета вещественного состава системы используется концентрация компонента и его химический потенциал. Химический потенциал μхарактеризует состояние какого- либо рассматриваемого компонента в фазе данного состава при определенных внешних

условиях. Он зависит от концентраций всех компонентов. В состоянии равновесия химический потенциал и каждого компонента должен быть одинаков во всех фазах системы.

БІЛЕТ №2

(1) Будова та геохімія планет земної групи у порівнянні з існуючими даними щодо планет-гігантів, зовнішніх планет та малих тіл Сонячної системи. Земля, її походження, будова та загальний склад.

Планети земної групи – чотири планети Сонячної системи: Меркурій, Венера, Земля та Марс^[1]. По структурі та складу до них можуть бути віднесені і деякі астероїди, наприклад, Веста. Планети земної групи мають високу густину та складаються переважно з силікатів та металізованого заліза (на відміну від газових гігантів та льодових карликових планет, об’єктів пояса Койпера та хмари Оорта). Найбільша планета земної групи — Земля, більше ніж у 14 разів уступає в масі найменшому газовому гіганту — Урану, але при цьому у 400 разів масивніша найбільшого об’єкта поясу Койпера.

Планети земної групи складаються переважно з кисню, кремнію, заліза, магнію, алюмінію та інших важких елементів.

Всі планети земної групи мають наступну будову: 1) у центрі планети залізне ядро з невеликою кількістю нікелю. 2)мантія складається з силікатів; 3) кора, яка виникла через часткове плавлення мантії складається також з силікатних порід. З поміж планет земної групи тільки у Меркурія немає кори, оскільки вона була розбита в результаті метеоритних бомбардувань. Земля відрізняється від інших планет групи наявністю великої кількості гранітів у корі. Дві планети земної групи (Земля та Марс) мають супутники і жодна зі всіх чотирьох планет групи не має кілець.

Газові планети (планети-гіганти, газові гіганти) — планети, які майть у своєму складі значну частку газу (водень та гелій).

В Сонячній системі це Юпітер, Сатурн, Уран, Нептун. Найбільш велика наразі відома газова планета TrES-4b (сузір'я Геркулес).

Відповідно до гіпотези походження Сонячної системи, планети-гіганти утворились пізніше за планети земної групи, коли температура навколосонячної туманності опустилась до точки кристалізації газу. В цей час всі тугоплавкі елементи вже були в твердій формі в складі більш близьких до Сонця планет.

Гіпотези про внутрішню будову газових планет припускають існування декілької шарів. На певній глибині тиск в акмосфері газових планет досягає значення достатнього для переходу водню в рідкий стан. Також, якщо планета досить велика, то можливе існування шару металічного водню (стану, де протони і електрони існують окремо), потоки електронів в якому породжують потужне магнітне поле планети. Також можливе існування невеликого кам'яного чи металічного ядра. Період обертання газових планет навколо своєї осі становить 9—17 годин. В атмосфері газових планет дують потужні вітри, та гіганські вихори (Велика червона пляма на Юпітері, Велика Біла пляма на Сатурні, Велика Темна пляма на Нептуні). Газовими можуть бути тільки великі планети, які можуть втримати гелій та водень. Більшість виявлених екзопланет теж є газовими.

Коме́та — мале тіло Сонячної системи, яке обертається навколо Сонця і має так звану кому (атмосферу) і/або хвіст. Кома і хвіст комети — це наслідки випаровування ядра комети під дією сонячного випромінювання. Ядро являє собою малу планету, що складається з каменю, пилу і криги.

Ядра комет за своїм елементним складом i хімічним складом споріднені до планет-гігантів: вони складаються з водяного льоду і льодів різних газів з домішкою кам'янистих речовин. Майже всі малі планети за своїм складом належать до кам'янистих планет земної групи. Тільки нещодавно відкритий Хірон, що рухається між орбітами Сатурна і Урана, ймовірно, подібний до крижаних ядер комет та невеликих супутників далеких від Сонця планет.

Комети рухаються, здебільшого, витягнутими орбітами, що близькі до параболічних. Деякі комети мають витягнуті орбіти порівняно невеликих розмірів — десятки і сотні астрономічних одиниць. У цих комет, названих періодичними, переважають прямі рухи, тобто їхнє обертання відбувається в тому ж напрямку, що й обертання планет.

Астеро́їд або мала́ плане́та — невелике небесне тіло діаметром від 50 м до 1000 км, що складається зі скельних порід або заліза та нікелю.

Орбіти більшості астероїдів знаходяться між орбітами Марса і Юпітера (так званий головний пояс астероїдів), вважають, що вони залишилися після формування Сонячної системи. Загальна кількість — більше 500 тис., але загальна їх маса становить лише кілька відсотків маси Землі.

Найвідоміші астероїди: Паллада, Юнона, Веста, Ероc, Амур, Гідальго, Ікар.

Внутрішня будова і склад «твердої» Землі. 3. складається з трьох основних геосфер: земної кори, мантії і ядра, яке, в свою чергу, поділяється на ряд шарів. Речовина цих геосфер різна за фізичними властивостями, станом і мінералогічним складом. У залежності від величини швидкостей сейсмічних хвиль і характеру їх зміни з глибиною «тверду» Землю ділять на вісім сейсмічних шарів: А, В, С, D', D", Е, F і G. Крім того, в Землі виділяють особливо міцний шар літосферу і наступний, розм'якшений шар — астеносферу. Шар А, або земна кора, має змінну товщину (в континентальній області — 33 км, в океанічній — 6 км, в середньому — 18 км). Під горами кора потовщується, в рифтових долинах серединно-океанічних хребтів майже зникає. На нижній межі земної кори, — поверхні Мохоровичича, — швидкості сейсмічних хвиль зростають стрибкоподібно, що пов'язано переважно зі зміною речовинного складу з глибиною, переходом від гранітів і базальтів до ультраосновних гірських порід верхньої мантії. Шари В, С, D', D" входять у мантію. Шари Е, F і G утворюють ядро Землі радіусом 3486 км. На межі з ядром (поверхні Гутенберґа) швидкість подовжніх хвиль різко зменшується на 30%, а поперечні хвилі зникають, що вказує на те, що зовнішнє ядро (шар Е, що тягнеться до глибини 4980 км) рідке. Нижче перехідного шару F (4980-5120 км) знаходиться тверде внутрішнє ядро (шар G), в якому знову розповсюджуються поперечні хвилі.

У твердій земній корі переважають такі хімічні елементи: кисень (47,0%), кремній (29,0%), алюміній (8,05%), залізо (4,65%), кальцій (2,96%), натрій (2,5%), магній (1,87%), калій (2,5%), титан (0,45%), які в сумі складають 98,98%. Найбільш рідкісні елементи: Ро (приблизно 2·10^-14 %), Ra (2·10^-10 %), Re (7·10^-8 %), Au (4,3·10^-7 %), Bi (9·10^-7 %) тощо.

У результаті магматичних, метаморфічних, тектонічних процесів і процесів осадоутворення земна кора різко диференційована, в ній протікають складні процеси концентрації і розсіяння хімічних елементів, що приводять до утворення різних типів порід.

Вважають, що верхня мантія за складом близька до ультраосновних порід, в яких переважає О (42,5%), Mg (25,9%), Si (19,0%) і Fe (9,85%). У мінеральному відношенні тут панує олівін, менше піроксенів. Нижню мантію вважають аналогом кам'яних метеоритів (хондритів). Ядро 3емлі за складом аналогічне залізним метеоритам і містить приблизно 80% Fe, 9% Ni, 0,6% Co. На основі метеоритної моделі розрахований середній склад Землі, в якому переважає Fe (35%), О (30%), Si (15%) і Mg (13%).

Температура є однією з найважливіших характеристик земних надр, що дозволяють пояснити стан речовини в різних шарах і побудувати загальну картину глобальних процесів. За вимірюваннями в свердловинах температура на перших кілометрах наростає з глибиною з градієнтом 20 °C/км. На глибині 100 км, де знаходяться первинні вогнища вулканів, середня температура трохи нижча за температуру плавлення гірських порід і дорівнює 1100 °C. При цьому під океанами на глибині 100—200 км температура вища, ніж під континентами, на 100—200 °C. Стрибок густини речовини в шарі С на глибинв 420 км відповідає тиску 1,4·10¹⁰ Па і ототожнюється з фазовим переходом в олівіні, який відбувається при температурі приблизно 1600 °C. На межі з ядром при тискові 1,4·10¹¹ Па і температурі порядку 4000 °C силікати знаходяться в твердому стані, а залізо в рідкому. У перехідному шарі F, де залізо затвердіває, температура може бути 5000 °C, в центрі 3емлі — 5000-6000 °C, тобто, адекватна темппературі поверхні Сонця.

Походження Землі. Є різні теорії виник­нення Сонячної системи і Землі. Одна з таких тео­рій стверджує, що Сонце виникло з величезних хмар рухомого газу — так званих туманностей. На початку існування Сонця навколо нього стрімко рухався широкий диск, утворений пилом та газом. Частина цього пилу і газу збиралася в грудки, що згодом стали планетами Сонячної системи. Однією з них і була наша Земля.

За іншою теорією планети утворювалися з розпечених викидів соняч­ного матеріалу. Вони ві­дірвалися від Сонця і почали кружляти навколо нього за своїми орбітами, поступово охолоджую­чись. За розрахунками вчених, температура на поверхні Землі (в період її народження) сягала 4 000°С. Потрібно було ба­гато мільйонів років, щоб поверхня охолонула і сформувалася тверда кора.

Є зовсім інша теорія. Згідно з нею, частинки пилу і газу з'єднува­лись у грудки під великим тиском. І спочатку ці грудки, які ставали планетами, були холодними. Але від величезного тиску вони почина­ли розігріватися зсередини. Отож, проблема виникнення планет Со­нячної системи остаточно не вирішена.

(2)Кристалізаційна диференціація магматичних розплавів як головний фактор магматичної еволюції.

Диференціація магми– розділення первинної магми під дією фізико-хімічних процесів на частини з різним хімічним складом, що веде до виникнення різних мінеральних комплексів. Розрізняють Д. м.: к р и с т а л і з а ц і й н у (розділення твердих кристалічних фаз магми в процесі її кристалізації) - основний механізм Д.м.; ф р а к ц і й н у (широко виявляється при формуванні розшарованих інтрузій основних і ультраосновних гірських порід, що утворилися в результаті осаду продуктів кристалізації на дно магматичної камери, яке поступово підіймається, а також при формуванні глибоко диференційованих масивів рідкіснометальних гранітоїдів (лужних, літій-флуористих, онгонітів і інш.); к і н е м а т и ч н о - г р а в і т а ц і й н у (різновид кристалізаційної Д.м. при якій іде перерозподіл сполук у фронтальних та нижніх шарах магми, збагачення нижніх шарів СаО, MgO, FeO; л і к в а ц і й н у - розділення розплаву на дві рідкі фази що не змішуються; е м а н а ц і й н у - розділення речовини магматич. розплаву за рахунок утворення хім. сполук, компонентів магми з флюїдами, здатними до відособлення (протікає під впливом потоків трансмагматичних флюїдів).

Любой магматический расплав - это по существу трехкомпонентная система, состоящая из жидкости, газа и твердых кристаллов, которые стремятся к равновесному состоянию. В зависимости от изменения температуры, давления, состава газов и т. д. меняются расплав и образовавшиеся в нем ранее кристаллы минералов - одни растворяются, другие возникают вновь, и весь объем магмы непрерывно эволюционирует.

Процесс кристаллизационной дифференциации хорошо изучен. Кристаллы, образующиеся в магме, всегда отличаются от нее по составу, а также по плотности, что вызывает осаждение кристаллов. При этом состав оставшегося расплава будет изменяться. В основных силикатных базальтовых магмах сформировавшиеся раньше всего кристаллы оливина и пироксена, как обладающие большей плотностью, могут скапливаться в нижних горизонтах магматической камеры, расплав в которой из однородного базальтового становится расслоенным. Нижняя часть приобретает ультраосновной состав, более высокая - базальтовый, а самые верхние части, обогащаясь кремнеземом и щелочными металлами, приобретают еще более кислый состав, вплоть до гранитного. Так образуются расслоенные интрузивные тела. Кристаллизационная и гравитационная дифференциация является одним из важнейших процессов эволюции магматических расплавов.

Самый главный фактор, вызывающий понижение температуры кристаллизации,- это флюидное давление. Чем оно выше, тем температура кристаллизации ниже. Особенно велико влияние воды на структурные и химические свойства силикатных расплавов. Увеличение давления Н₂O и ее растворение понижает вязкость расплавов и превращает алюмосиликатные расплавы в силикатные. Важное значение имеет продукт восстановления воды - водород H₂ и так называемое водно-водородное отношение Н₂O/Н₂, в зависимости от которого варьирует соотношение Fе₂Оз и FeO, показывающее степень окисления - восстановления расплава. Повышенное содержание летучих (флюидов) компонентов способствует сохранению расплавов в жидком состоянии до сравнительно низких температур, если сопоставлять их с таковыми "сухих" расплавов.

Таким образом, флюидные компоненты, обладающие высокой растворимостью в расплавах, т.е. трудно отделяемые от него, резко понижают температуру кристаллизации расплава, а компоненты труднорастворимые, наоборот, повышают температуру кристаллизации. Если в магме содержится много летучих компонентов, которые могут легко от нее отделиться, то она приобретает способность взрываться, что проявляется в мощных эксплозивных извержениях вулканов. Отделение летучих компонентов от магмы происходит обычно в верхних горизонтах земной коры, где давление ниже. Обогащение одних участков расплава по сравнению с другими флюидными компонентами приводит к тому, что первые дольше сохраняют жидкое состояние, способствуя появлению полосчатых текстур и приводя к образованию несмешивающихся расплавов, т.е. к ликвации. Важно подчеркнуть, что потоки глубинных флюидов, проходя через расплав и взаимодействуя с ними, изменяют его состав за счет привноса одних и выноса других компонентов. Таким образом, флюидный режим, различная растворимость (магмофильность) флюидных компонентов в расплаве, повышение или понижение их давления оказывают решающее влияние на дифференциацию магматических расплавов, их вязкость и температуру кристаллизации.

Важным фактором эволюции и дифференциации магматических расплавов является их взаимодействие с вмещающими породами. На больших глубинах перемещение магмы может происходить только при явлении магматического замещения, когда глубинные трансмагматические флюиды реагируют с вмещающими породами, растворяя их, при этом осуществляется привнос - вынос различных элементов.

(3) Поведінка хімічних елементів у процесі регіонального метаморфізму

Химический состав метаморфических пород хорошо сопоставляется с составом исходных для них пород; на различного рода химических диаграммах поля точек метаморфических пород не выходят за пределы полей пород вулканогенно-осадочных. Эти данные являются основанием в качестве главного принципа поведения распространенных (породообразующих) химических элементов в процессе метаморфизма сформулировать положение об изохимическом характере преобразования горных пород при повышении температуры и давления в глубинных зонах земной коры. Этот принцип определенно не касается поведения так называемых летучих компонентов (H2O, CO2, S, Cl и др.); распространение его на поведение элементов, находящихся в малых концентрациях, не очевидно и остается в настоящее время неисследованной проблемой.

Масштабы перераспределения химических элементов в процессе метаморфизма в настоящее время остаются совершенно не изученными; можно только указать следующее. Во-первых, по отношению к главным нелетучим элементам метаморфизм происходит в закрытой системе без признаков значимого перераспределения; собственно, это положение входит в определение метаморфических процессов в отличие от метасоматических. Во-вторых вынос вполне подвижных летучих вносит заметный вклад в содержание этих элементов в метаморфических породах. В третьих, можно указать на признаки локального перераспределения некоторых второстепенных элементов (например, Cu) в ходе метаморфизма низких ступеней, но это перераспределение не сопровождается глобальным выносом или привносом в массы пород, подвергающихся метаморфизму (возможным исключением является Hg). В четвертых, систематически более низкие содержания U в глубоко метаморфизованных породах (гранулитовых комплексах), по-видимому, указывают на вынос этого элемента при высоких температурах метаморфического процесса (между прочим, данные о тепловом потоке и тепловом балансе континентальной коры требуют заметного понижения концентрации тепловыделяющих элементов в глубинных зонах континентальной коры по сравнению с их распро-страненностью в породах, обнажающихся на поверхности).

В качестве основных принципов физико-химической динамики поведения химических элементов в процессе метаморфизма можно сформулировать следующие положения. Во-первых, практическая закрытость системы метаморфизма по отношению к породообразующим элементам и низкая их растворимость во флюидной фазе свидетельствует о невысоком отношении массы флюида к массе горных пород в ходе обычного метаморфизма (как в таком случае решать проблему баланса изотопов кислорода, остается полностью не ясным); появление условий, способствующих движению флюида в локальной обстановке, ведет к смене процесса метаморфизма процессом, который надо уже относить к метасоматическому. Во-вторых, геологически естественным ограничением метаморфизма при высоких температурах является начало плавления пород, которое приводит к формированию, главным образом, гранитных систем. Такой процесс требует существенного массообмена между остаточными твердыми фазами и возникающими расплавами (область мигматизации) и, что является критическим для собственно метаморфизма явлением, создает условия для перераспределения в пространстве гранитоидного и остаточного материала. То, что такое перераспределение имеет глобальное значение, свидетельствует геологическая структура земной коры в областях широкого распространения гранитоидов и значительно более кислый по сравнению со средним составом коры химический состав верхней части континентальной коры, в строении которой гранитоиды занимают принципиальную позицию, являясь типоморфным ее веществом.

Білет № 3

1.Розповсюдженість хімічних елементів в земній корі. Кларки елементів та методи їх визначення.

1) земна кора складена в основному 8 елементами: O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K;

2) на частку інших 84 елементів припадає менше 1 % маси земної кори;

3) серед найголовніших по поширеності елементів особлива роль у земній корі належить O. Особлива роль O полягає в тому, що його атоми складають 47% маси земної кори і майже 90% об’єму найважливіших породоутворюючих мінералів.

Використовуючи новітні методи аналізу (нейтронно-активаційний, атомно-адсорбційний,

люмінесцентний, електронного парамагнітного резонансу, мікрозондового аналізу тощо), із

результатів численних точних аналізів мінералів, порід і їхніх сумішей, а також із зіставлення

поширеності окремих пар елементів (наприклад, Rb : K, Hf : Zr, Re : Mo, Cd : Zn) вдалося

визначити вміст в земній корі майже всіх елементів періодичної системи. Ці цифри за пропозицією Ферсмана одержали назву кларків на честь Ф.У.Кларка, який вперше, як уже говорилося, достатньо повно і точно оцінив хімічний склад земної кори.

Кларки – система усереднених вмістів, що характеризують поширеність хімічних елементів у геохімічній системі.

Виражається в масових, об’ємних, атомних відсотках, проміле або по відношенню до вмісту одного з елементів, найбільш поширеного.

На сьогодні найчастіше користуються кларками земної кори:

- за О.П.Виноградовим, який за середній склад земної кори взяв суміш, що складається з 2 ч. кислих порід і 1 ч. основних порід,

- за О.О.Беусом, який встановив кларки виходячи з співвідношення гранітного та базальтового шарів 1:2.

- за С.Р.Тейлором, який встановив кларки для континентальної кори виходячи із співвідношення

1:1 основних і кислих магматичних порід.

Значення кларків для окремих елементів постійно уточнюються. Природно, що це позначається на значеннях поширеності всіх інших елементів, тому що їхня загальна сума завжди повинна дорівнює 100%. Загальна поширеність елементів у земній корі така, г/т:

0,001-0,01 Re, Os, lr, Ru, Rh, Ті, Pt, He, Au, Pd

0,01-0,1 Ar, Se, Ag, Hg

0,1-1,0 Cd, Bi, In, Tu, I, Sb, Lu

1,0-10,0 Eu, Dy, Ho, Er, Yb, Hf, Та, W, Tl, U, Ge, As, Br, Мо, Sn, Cs, Pr, Sm, Be

10,0-100,0 Pb, Th, Y, Nb, La, Ce, Nd, Li, B, N, Sc,V,Cr, Co, Ni. Cu, Zn, Ga

100,0-1000,0 C, F, P, S, Cl, Rb, Sr, Zr, Ba

1000,0-10 000,0 Mn, Ti

>10 000,0 O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K

Аналіз поширення елементів за типами порід дає, зокрема, наступні групи:

а) елементи в основних і кислих породах поширені приблизно однаково - Ga, Ge, Se, Ті, Re, Sr, Nb, Cd, In, Hf;

б) в основних породах даного елемента більше, ніж у кислих - Сг, Sc, Ni, V, Co, Pt;

в) у кислих породах вміст елементу помітно вищий, ніж в основних - Li, Be, Rb, TR, Ва, Tl, Th, U, Та.

Як ми вже бачили, поширеність елементів у земній корі охоплює величезний діапазон значень. За

їх вмістом всі елементи можна розділити на декілька груп, і тоді виникає ряд несподіваних для наших повсякденних уявлень співвідношень. Наприклад, у земній корі Cu менше ніж Zr; Hg менше ніж TR; Pb менше ніж Ga; Ni у декілька разів менше ніж Rb; Sn у 30 разів менше ніж V, a Sc у 200 разів більше ніж Ag.

В. И. Вернадский назвав розсіяними ті елементи, що, знаходячись у земній корі в значних

кількостях, не дають високих концентрацій. Так, наприклад, величезні маси Rb розсіяні в польових шпатах, Ga - в алюмінієвих мінералах, Re - у молібденітах, Cd - у сфалеритах, Ag - у галенітах, Sc - у силікатах, Li - у слюдах і т.д.

На відміну від розсіяних, рідкісні (кларк < 0,01-0,001%) елементи в земній корі знаходяться в значно меншій кількості, хоча й утворюють власні мінерали, які можуть концентруватися в рудні скупчення. Вернадський у зв'язку з цим увів поняття кларка концентрації елемента в мінералах і родовищах (як відношення вмісту у мінералі, родовищі до величини кларку). Так, кларк Mn у земній корі складає 0,1 %, а кларк концентрації Mn у родоніті - 400, у псиломелані - 500, у піролюзиті - 632.

Таким чином, доступність того або іншого елемента насамперед визначається його спроможністю досягати високих кларків концентрації, тобто утворювати мінерали, скупчення яких можуть бути економічно вигідними для використання родовища.

Розбіжності в кларках призводять до того, що хімічна подібність елементів зовсім не означає їх “геохімічної подібності”.

Таким чином, спроможність до мінералоутворення залежить не тільки від хімічних властивостей елементів, але і від їхніх кларків.

Згідно до основного геохімічного закону Гольдшмідта кларки залежать від будови атомного ядра, а обумовлений міграцією розподіл елементів – від будови зовнішніх електронних оболонок (хімічних властивостей). Це не зовсім так, оскільки і кларки залежать від хімічних властивостей (сама земна кора є продуктом міграції) і міграція певним чином залежить від кларків (вміст елементів в розчинах і розплавах, здатність до осадження). Саме тому нині користуються дещо відкоригованим визначенням основного геохімічного закону (закон Ферсмана-Гольдшмідта): геохімія елементу в земній корі визначається як його хімічними властивостями, так і величиною кларку.

2.Часткове плавлення як механізм магмогенерації. Рівноважна та фракційна теоретичні моделі поведінки рідкісних елементів в цьому процесі. Їх порівняльне значення для дослідження реальних геологічних утворень..

Час від часу високі температури і тиск спричинюють часткове плавлення порід. При їх стискуванні можуть утворитись змієподібні жили. Мігмати – це змішані утворення, які складаються з метаморфічних порід, наприклад, гнейсу чи кристалічного сланцю, пронизаних прожилками граніту

.Многие явления магматизма и, в частности, кристаллизации изверженных пород связаны с понижением температуры. По различным данным, температура кристаллизации основных пород 1100–1300°С, гранитов – 800–900°С. Богатая водяными парами гранитная магма застывает при 700°С, некоторые щелочные породы – при еще более низких температурах. С другой стороны, в магме могут наблюдаться и более высокие температуры: для ультрабазитовых магм приводилась температура 1800°С.

Другой важнейший термодинамический параметр – давление колеблется от 1 бар на земной поверхности до 10 кбар в абиссальной области. Уменьшение давления характерно для участков поднятия и растяжения.

Для магмы характерны два основных типа массопереноса – диффузия и конвекция, причем более универсальна конвенция. Многие петрологи и геохимики ведущее значение придают кристаллизационной дифференциации, в ходе которой из магмы при понижении температуры последовательно кристаллизуются породы различной основности (рис.1). Однако мнения о значении кристаллизационной дифференциации в магмах сильно расходятся.

Рис.1. Реакционная схема Н. Боуэна

В гипабиссальных условиях при понижении давления в магме появляются пузырьки водяного пара, в котором растворены другие газы и летучие компоненты, в том числе и рудные – Li, Be, Rb, Cs, Sn, Nb, Та и др. Флотация пузырьков – важный механизм массопереноса, одна из разновидностей сквозьмагматических растворов, понятие о которых ввел Д.С. Коржинский. Явление концентрации летучих компонентов, которое особенно характерно для апикальных частей магматических массивов, получило название эманационной дифференциации или эманационной концентрации.

Наряду с кристаллизационной и эманационной дифференциацией в петрологии выделяют концентрационную дифференциацию, ликвацию, отжимание, ассимиляцию магмой вмещающих пород, смешение магм и другие процессы, приводящие к магматической дифференциации.

При кристаллизации главные минералы в соответствии с законами изоморфизма захватывают из расплава атомы и ионы редких элементов. Магматические минералы содержат много примесей, формулы их особенно сложны. Так как наиболее благоприятные условия для изоморфизма создаются при высоких температурах, то многие элементы (вернее ионы), изоморфные в условиях магматизма, не изоморфны на земной поверхности. Поэтому

области магматизма – основные области проявления изоморфизма в земной коре. На примере магматических минералов были установлены главные законы изоморфизма.

3.Метаморфічні системи як джерело рудоносних гідротермальних розчинів. Формування метаморфогенних рудних родовищ.

Розчини гідротермальні – гарячі водні розчини, що циркулюють у земній корі тектонічними розломами і беруть участь у тепломасопереносі та мінералоутворенні. Р.г. можуть бути справжніми (молекулярними) та колоїдними. З Р.г. пов’язане формування великого класу рудних гідротермальних родовищ. Інтенсивна діяльність Р.г. відмічається в областях сучасного вулканізму. Походження цих розчинів дуже дискусійне, хоча багато дослідників (Уайт, Набоко, Аллен, Дей, Барт, Германов, Овчинников та ін.) вважають, що формування Р.г. відбувається при змішуванні вадозних вод глибинної циркуляції і ювенільних еманацій. За переважним вмістом тих чи інших аніонів виділяють хімічні типи Р.г. (напр.: хлоридні, сульфатні, хлоридно-бікарбонатні та ін.). Утворення різних типів Р.г. пояснюється їх хім. диференціацією у осередках розвантаження і під час фільтрації через гірські породи. За іншою думкою, рудоносність Р.г. пов’язується з виносом металів з магматичного осередку в формі легкорозчинних летких сполук.

Главными факторами метаморфизма являются изменения температур и давлений, а также поведение флюидов, то есть флюидный режим. Возрастание температуры с глубиной было замечено давно при проходке глубоких шахт. И только много позднее были разработаны методы измерения поверхностного теплового потока и его увеличения в глубь Земли. Повышение температур в земной коре с глубиной обусловлено ювенильным тепловым потоком, который складывается из мантийного теплового потока, тепла радиоактивного распада в земной коре и внедрения горячих интрузивных тел. Увеличение температуры при погружении на 1 км называется геотермическим градиентом. Линия, отражающая изменение температуры в земной коре с глубиной, именуется геотермой (рис.1). Как видно на рисунке, геотермы в континентальной и океанической коре сильно различаются. Наиболее сильный тепловой поток наблюдается в тонкой океанической коре срединно-океанических хребтов. Самый низкий тепловой поток фиксируется на щитах вследствие слабой теплопроводности мощной континентальной коры на материках (рис.2).

Рис.1 Положение геотерм на щитах, океанических плато и в срединноокеанических хребтах (СОХ) в координатах температура – давление

Рис.2 Увеличение теплового потока в складчатых областях по сравнению со щитами.

Распределение поверхностного теплового потока крайне неравномерно и связано с тектонической активностью данного блока коры. Поэтому повышение температур, ведущее к метаморфизму, бывает обусловлено несколькими причинами:

1. Погружением пород на значительную глубину в результате геологических процессов. При нормальном геотермическом градиенте это дает повышение температуры до 20º С на каждый километр. Однако при отсутствии активной тектоники и пониженном тепловом потоке градиент может резко снижаться – до 5-10º С на километр.

2. Усилением теплового потока в обстановках активных тектонических режимов с увеличением геотермического градиента до 40-60º С на 1 км. Такие обстановки характерны для срединно-океанических хребтов и островных дуг и связаны с поднятием магматических расплавов и их разогретых растворов вдоль зон высокой проницаемости.

3. Выделением тепла при покровно-надвиговой тектонике в коллизионных обстановках (переход механической энергии трения в тепловую).

Флюидное давление является суммарным давлением свободной жидкой или газовой фазы на стенки поровых каналов в породе. В большинстве пород главную роль во флюиде играют вода и углекислота. CH4, H2S, Cl, F, N2 и H2 могут присутствовать во флюиде, но составляют ничтожную его долю. Критическая точка воды - 374˚ С, а CO2 – 31˚ С. Почти весь температурный интервал метаморфизма находится в надкритической области. Поэтому смесь летучих компонентов и называется флюидом, так как в надкритическом состоянии газ и жидкость неразличимы. Это жидкообразные фазы, в которых свойства жидкого состояния преобладают.

При метаморфизме водно-углекислотные флюиды играют важную роль, являясь и средой, в которой происходит перенос компонентов, и действующими компонентами, участвующими в реакциях дегидратации и декарбонатизации. Скорость удаления летучих компонентов или поступления их в область метаморфических реакций ускоряет или замедляет реакции, влияя на их кинетику. Поведение летучих компонентов диктуется величиной парциального давления каждого из них. Таким образом, парциальное давление (летучесть) H2O и CO2 является важным фактором, определяющим направление и температуру реакций, а при ретроградном метаморфизме и саму их возможность. Давление флюида в верхних горизонтах земной коры при наличии довольно значительной системы связанных пор обычно ниже литостатического давления (Рфл< Рлит). Но на больших глубинах количество пор сокращается, преобладают закрытые поры, и давление летучих возрастает, приближаясь к литостатическому (Рфл= Рлит). Как уже указывалось, при напряженных тектонических движениях развивается тектоническое и флюидное сверхдавление. Они существуют недолго, релаксируясь через пластическое течение вещества и формирование метаморфической сланцеватости. Тем самым

восстанавливается равновесие при Рфл= Рлит.

Таким образом, мы видим, что различия в распределении теплового потока и флюидного давления напрямую связаны с тектонической активностью блоков земной коры. Другими словами для разных геодинамических обстановок характерно различное сочетание градиентов температур и давлений. В соответствии с этим в них формируются разные типы метаморфизма.

Білет№5

1. Будова, розміри, властивості атомів та іонів, типи хімічного зв’язку та їх значення для геохімії.

А́том — найменша частинка хімічного елемента, яка зберігає всі його хімічні властивості. Атом складається з щільного ядра з позитивно заряджених протонів та електрично нейтральних нейтронів, яке оточене набагато більшою хмарою негативно заряджених електронів. Коли число протонів відповідає числу електронів, атом електрично нейтральний; в іншому випадку це є іон, з певним електричним зарядом. Атоми класифікують відповідно до числа протонів та нейтронів: число протонів визначає хімічний елемент, а число нейтронів визначає нуклід елементу.

Атоми складаються із елементарних частинок (протонів, електронів, та нейтронів). Маса атома в основному зосереджена в ядрі, тому більша частина об'єму відносно порожня. Ядро оточене електронами. Кількість електронів дорівнює кількості протонів у ядрі, кількість протонів визначає порядковий номер елемента в періодичній системі. У нейтральному атомі сумарний негативний заряд електронів дорівнює позитивному зарядові протонів. Атоми одного елемента з різною кількістю нейтронів називаються ізотопами.

Ядро оточене електронною хмарою, яка займає більшу частину його об'єму. В електронній хмарі можна виділити оболонки, для кожних з яких існує кілька можливих орбіталей. Заповнені орбіталі складають електронну конфігурацію, властиву для кожного хімічного елемента.

Атоми можуть віддавати та приєднувати електрони, стаючи позитивно або негативно зарядженими іонами. Хімічні властивості елемента визначаються тим, з якою легкістю ядро може віддавати або здобувати електрони. Це залежить як від числа електронів так і від ступеня заповненості зовнішньої оболонки.

Ще одною характеристикою розмірів атома є радіус ван дер Ваальса — віддаль, на яку до даного атома може наблизитися інший атом. Міжатомні віддалі в молекулах характеризуються довжиною хімічних зв'язків або ковалентним радіусом.

Основна маса атома зосереджена у ядрі, яке складається з нуклонів: протонів і нейтронів, зв'язаних між собою силами ядерної взаємодії.

Загальна кількість протонів та нейтронів в атомі елемента визначає його атомну масу, оскільки протон та нейтрон мають масу приблизно рівну 1 а.о.м. Нейтрони в ядрі не впливають на те, якому елементові належить атом, але хімічний елемент може мати атоми із однаковою кількістю протонів і різною кількістю нейтронів.

Зараз виділяють чотири типи зв’язку: іонний, ковалентний, металічний і ван-дер-ваальський.

Іонний зв'язок має місце між протилежно зарядженими іонами різних елементів. Він утворюється в результаті електростатичного (кулонівського) притягання між катіонами і аніонами, найбільш характерний для атомів, що дають іони з 8-електронною конфігурацією типу інертних газів. Як приклад – кристали NaCl. Іонний зв'язок переважає у більшості мінералів земної кори – окислів і силікатів.

Ковалентний зв'язокдосягається за рахунок обміну електронами між атомами. Йому належить вирішальна роль в утворенні молекул і в цьому відношенні він найбільш універсальний.

Ковалентний зв'язок утворюють як однакові атоми переважно неметалів, так і різні , але не дуже відмінні по природі. Цей зв'язок найбільш характерний для рідких і газоподібних речовин і менше – для кристалічних, в яких в результаті взаємодії електронів утворюється атомна решітка.

Металічний зв'язокздійснюється між атомами металів. Він визначається одночасною наявністю ковалентних зв’язків між нейтральними атомами і кулонівського притягання між іонами і вільними електронами. Найменш зв’язані з атомами валентні електрони, вони переміщуються між позитивними іонами і не мають з ними визначеного зв’язку. Таким чином, електрони в металах є спільними і належать одночасно всім іонам.

Ван-дер-ваальсовий зв'язоквиникає при певному зближенні молекул, коли між ними з’являються особливі сили зв’язку, що отримали назву ван-дер-ваальсових. Ці сили проявляються в тілах всіх трьох агрегатних станів – газах, рідинах і твердих тілах. При цьому розрізняють ван-дер-ваальсові сили когезії, якщо зв'язок має місце між молекулами однієї й тієї ж речовини, і сили адгезії, якщо зв'язок здійснюється між молекулами різних речовин.

Енергія ван-дер-ваальсового зв’язку значно менша енергії інших типів зв’язку, але вона достатня для притягання молекул речовини в агрегати.

Поиск по сайту: