Міграція елементів в гідротермальних розчинах, фільтраційних ефект, його геохімічна роль

Гідротермальні умови знаходяться нижче пояса холодних підземних, відповідать умовам 40 - 500°С (границі умовні). З їхньою діяльністю зв’язане формування різноманітних гідротермальних рудних утворень міді, свинцю, цинку, срібла, ртуті, сурми, молібдену, вольфраму й ін. металів, а також магнезиту, хризотилу-азбесту й ін.. Гідротермальні умови найбільш характерні для верх. частини земної кори – до глуб. 8 км. Термальні води викликають глибоку зміну гір. порід, т.зв. гідротермальний метасоматоз (альбитизацию, березитизацию, грейзенизацию й ін.), у зв’язку із чим рудні тіла, як правило, оточені широкими ореолами метасоматитов. Установлено різноманітні гидротермально-метасоматич. Формації (грейзенова формація – W, Mo, Be, Li, У и ін., з березитова – Pb, Zn, Au, U й ін.).

ЕКЗАМЕНАЦІЙНИЙ БІЛЕТ № 8
1. Стабільні ізотопи в геохімії.
2. Геохімічні ознаки кристалізації розплавів за фракційною моделлю.
3. Геохімічні риси головних продуктів гідротермального та метасоматичного процесів

Якщо нукліди належать одному й тому самому хімічному елементу і мають однакову кількість протонів, але різняться за кількістю нейтронів, то вони називаються ізотопними нуклідами, або просто ізотопами (від гр. ізос — однаковий і топос — місце).

Ізотопи — це нукліди одного хімічного елемента, які мають однакове протонне число (заряд ядра).
Позначення нуклідів Оксигену:Оксиген-16, Оксиген-17, Оксиген-18 або ¹⁶О, ¹⁷О,¹⁸О

Ізотопи (окремі нукліди) поділяють на стабільні і радіоактивні (радіонукліди). Стабільні нукліди мають усі «парні» елементи і більшість «непарних» з протонним числом (зарядом ядра) < 83. Нукліди всіх елементів, розміщених у періодичній системі після Вісмуту, радіоактивні.

1.Стабільними є головним чином ті нукліди(ізотопи), у яких N і Z(протони і нейтрони) приблизно рівні. До Са в ядрах N = Z, ці атоми очевидно стабільні. 2. Велика частина стабільних нуклідів має парні Z і N. 3. Менш поширені стабільні нукліди з парним Z і непарним N або парних N і непарних Z. 4. Дуже рідкісні стабільні нукліди з непарними Z і N.

Стабільні ізотопи легких елементів (A<40) характеризуються найбільшою відносною різницею мас,

що й забезпечує їх інтенсивне фракціонування в геохімічних процесах. Типові приклади − ізотопи H, C, O, S, особливо першого з них. Вони й використовуються найбільш широко в геохімії стабільних ізотопів:

¹⁴C – період напіврозпаду = 5730 р., Найбільш розповсюджені

інші (10, 11) – “вимерлі”

Геохімія стабільних ізотопів використовується для вирішення різних проблем,наприклад, в геотермометрах для визначення температури утворення порід і мінералів, в магматичних породах для вирішення питання - чи була контамінація корови матеріалом, так як кора має різні ізотопні відносини кисню, ніж мантія.Числові значення ізотопних відносин (2Н/1Н, 18О / 16о, 13С/12С) в різних хімічнихсполуках атмосфери, гідросфери, породах і мінералах літосфери можутьрозглядатися як числові характеристики геологічних об'єктів (газів, води, мінералів, порід), що відображають умови їх походження (генезису).

Загальні принципи:Фракціонування – перш за все за рахунок того, що рух молекул, тобто енергія речовини, залежить від маси їх атомів. Різниця мас атомів впливає на

(1) коливальну, (2)пооступову та (3)обертальну компоненти руху молекул. Це й призводить до розділення ізотопів.

Наприклад, (2) та (3) не є характерними для твердих тіл. Тому фракціонування ізотопів в мінералах контролюється лише (1).

Зовнішні фактори: (а) – реакції ізотопного обміну, (б) – фізико-хімічні процеси (випаровування/конденсація, плавлення/кристалізація, дифузія)

Представлення ізотопного віку:(параметр порівняння стабільних ізотопів) δ = 1000(R – R_stand)/R_stand (Δ)

R – відношення ізотопів елемента узразку (більш важкий ізотоп – у чисельнику)

R_stand – таке ж відношення в стандарті

Одиниці виміру – проміле (‰), або тисячні частки. Сучасна точність виміру до + 0,0n ‰

Для фаз A та B:

Δ(A-B) = δ(A) – δ(B) (різниця ізотопних відношен)

α(A-B) = R(A)/R(B) або α(A-B) = [1000+ δ(A)]/[1000+δ(B)]

(константа фракціонування або фактор фракціонування)

δ = 1000(R – R_stand)/R_stand , де R – відношення ізотопів елемента узразку (більш важкий ізотоп – у чисельнику), R_stand – таке ж відношення в стандарті. Одиниці виміру – проміле (‰), або тисячні частки. Для фаз A та B: Δ(A-B) = δ(A) – δ(B) (різниця ізотопних відношен)

α(A-B) = R(A)/R(B) або α(A-B) = [1000+ δ(A)]/[1000+δ(B)] (константа або фактор фракціонування)

Стабільні ізотопи: температурна залежність (300-1200⁰С)

Стандарти:18O/16O та 2D/1H – SMOW: Стандартна середня океанічна вода

13C/12C – PDB: Карбонат белемнита з крейдяної формації Піді (США)

34S/32S – CD: Троіліт з метеорита К-Д’ябло

2. Єдві моделі:рівноважна і фракційнаФракційна кристалізація-кожна порція кристалізації речовини відділяється від розплаву на кожному етапі кристалізації. Фракційна модель не розглядається як реалістична для процесів часткового плавлення. Фактори:швидкість дифузії. Швидкість росту кристалів. Швидкість дифузії у розплаві більша і ось чому кристали відділяються від розплаву і фракційна модель найбільш реалістична.

У випадку фракційної кристалізації концентрації елементів у розплаві будуть пов’язані лінійною залежністю.

Поиск по сайту: