Помощничек
Главная | Обратная связь


Археология
Архитектура
Астрономия
Аудит
Биология
Ботаника
Бухгалтерский учёт
Войное дело
Генетика
География
Геология
Дизайн
Искусство
История
Кино
Кулинария
Культура
Литература
Математика
Медицина
Металлургия
Мифология
Музыка
Психология
Религия
Спорт
Строительство
Техника
Транспорт
Туризм
Усадьба
Физика
Фотография
Химия
Экология
Электричество
Электроника
Энергетика

Дегазація мантії та її геохімічне значення



Велика частина газів Землі зосереджена в літосфері і верхній мантії і значно менша в самій атмосфері, співвідношення між ними таке: атмосфера:литосфера:верхняя мантія= 1: 2: 80. Гази глибоких надр Землі вносять величезний вклад у формування атмосфери. В.Руби уперше показав, що ряд компонентів, що нині складають осадові породи, органічні речовини і гідросферу, може бути віднесений до летких компонент в широкому сенсі слова, які поступили на поверхню з глибоких надр. Виявляється, що маса летких компонентів у що нині складають осадові породи, органічні речовини і гідросферу, може бути віднесений до летких компонент в широкому сенсі слова, які поступили на поверхню з глибоких надр. Виявляється, що маса летких компонентів у складі атмосфери, гідросфери і осадових порід значно перевищує їх масу, здатну виділитися при вивітрюванні кристалічних порід. Різницю В.Руби назвав " надлишком" летких. Отже, глибинні гази Землі грали найважливішу роль у формуванні верхніх оболонок Землі. Склад " надлишку" летких виявився дуже схожий на склад газів з вулканів і гарячих джерел. Ця обставина послужила основою для одного з важливих виведень геохімії - про походження Світового океану і атмосфери Землі за рахунок дегазації мантії(глибоких надр Землі) і дегазації твердої речовини в процесі акреції. Після того, як планета досягла сучасних поверхневих Т 300 До, що звільняються в результаті вулканічних процесів з мантії гази були захоплені гравітаційним полем, що приводило до поступового накопиченню газового шару.

Судячи із складу сучасних вулканічних эксгаляций, продукти первинної дегазації повинні були складатися з домінуючих Н2О і СО2, а також H2S, CO, H2, N2, NH3, HF, HCl, Ar та ін. Як свідчить співвідношення в первинних породах Fe2+/Fe3+, речовина земної мантії і кори була не досыщенно у відношенні О, що визначає незначні концентрації О2 в еманаціях. Отже, атмосфера мала бути відновною і такий її характер переважав упродовж перших 2,5 млрд. років (такі мінерали як пірит і уранинит накопичувалися в уламкових осіданнях не окислюючись - конгломерати Витватерсранда).

Вільний кисень в атмосфері Землі, як передбачається, з'явився тільки до 1,2 млрд. років в результаті фотосинтезу.

ЕКЗАМЕНАЦІЙНИЙ БІЛЕТ № 20
1. Поєднаний вплив структурного, термодинамічного та кінетичного факторів на розподіл елементів в геологічних об’єктах (на прикладі сучасних моделей поведінки рідкісних елементів в процесах часткового плавлення та кристалізації розплавів).

Cтупінь захоплення кристалізуючимся мінералом будь-якого елементу

можна виразити за допомогою коефіцієнта розподілу (k). Цей коефіцієнт відображає відношення масової концентрації елементу (M) в мінералі до його вмісту в магмі.

kM=[M] в мінералі / [M] в магмі

Значення kM може бути дуже чутливим до змін температури, тиску і складу мінералів та магми під час кристалізації (для розсіяних елементів спостерігається залежність від температури, тиску і концентрації головних елементів)

Структурний фактор. Молекулярна структура відображає спосіб заповнення і взаємне розташування атомів в хімічній сполуці і найважливіший вплив на неї мають розміри атомів, що входять до складу сполуки. Чинником, який впливає на впорядкованість кристалічної структури, є також природа хімічного зв’язку. Зокрема, в іонних твердих тілах важливе значення мають заряди іонів, оскільки їх взаємна локальна нейтралізація в кристалі та ефекти відштовхування допомагають визначити розташування в решітці іонів однакового знаку. У твердих тілах з ковалентним зв’язком важливим чинником є геометрична конфігурація локалізованого в просторі розподілу узагальнених атомами електронів.

При кристалізації відбувається обмін елементами між рідкою і твердою фазами або між твердими фазами, і відповідно, зміна хімічної стабільності при переході елементу з однієї фази в іншу. Ступінь таких енергетичних змін частково визначається структурою кристалічної речовини, розплаву, розчину.

Вміст води. Порівняно невисокий рівень масового вмісту води не повинен вводити в оману, адже 4% маси води в базальтовій магмі відповідає 10-15% мольної концентрації, а цього цілком досить для зміни структури розплаву порівняно з сухими умовами.

Термодинамічний та кінетичний фактор.

Залежність від температури описується рівнянням типу:

lnk=A*1000/T +B

де A і B є константами ( A>+1, B – найчастіше достатньо велике від’ємне число і лише зрідканаближається до 0), а T – температура в кельвінах (наприклад коефіцієнт розподілу для стронцію впарі плагіоклаз - базальтовий розплав визначений як lnkSrPl=15121/T-9,909). Тобто з ростом температури коефіцієнт розподілу, як правило, зменшується (хоча інколи – самарій в гранаті, зростає).

(далее какая-то хрень) Часто (за низьких температур) геохімічні системи перебувають в нерівноважному стані саме через цю залежність перебігу реакцій від температури. Наприклад, уламкові породи складаються з великої кількості різноманітних фаз. Деякі з цих фаз перебувають в рівновазі одна з одною і з поровою вологою, однак більшість - ні. Іншим прикладом порушення цієї рівноваги є океани. Поверхневі води океанів повсюдно є перенасиченими щодо кальциту, однак вапняки утворюються з морської води переважно завдяки біологічному чиннику (життєдіяльність організмів). На глибині 2500 m, океан є ненасиченим щодо кальциту однак кальцитові скелети зберігаються в осадках (однак на більших глибинах вони все ж розчиняються). Тому, при застосуванні термодинаміки до характеристики таких систем слід бути дуже ретельними і уважними. Навіть за самих оптимальних умов термодинаміка забезпечить тільки обмежене розуміння низькотемпературних геохімічних систем. Досконаліше розуміння процесів неможливе без використання кінетичної теорії. І дійсно, кінетика часто є вирішальним чинником, який контролює стан і еволюцію таких систем. Навіть в метаморфічних системах, з температурами порядку 300-700°C, кінетичні чинники є дуже важливими і можуть завадити досягненню стану рівноваги.

В високотемпературних геохімічних системах, прикладом яких є магматичні системи, рівновага є більш ймовірною і термодинаміка забезпечує достатньо повне розуміння цих систем. Однак, навіть за високих температур, кінетичні фактори залишаються важливими і можуть завадити досягненню рівноваги. Одним з наочних прикладів нерівноважності за високої температури є утворення вулканічного скла. Термодинаміка передбачає, що магма, оскільки вона охолоджується, повинна розкристалізуватися. Але якщо швидкість охолодження вища певної межі, цього не відбувається.


2. Формування магматичних, пегматитових та магматогенно-гідротермальних рудних родовищ в ході магматичної еволюції. Геохімічні критерії потенційної рудогенеруючої спроможності магм.

Большое значение для геохимической характеристики магматических

систем имеют данные о среднем содержании элементов в основных типах

изверженных пород. Вычисление кларков концентрации элементов в породах

позволяет выявить геохимическую специализацию пород, охарактеризовать ее

количественно с помощью различных показателей.

Установлено, что в ультраосновных породах концентрируются Ni, Cr, Co,

Mg, Mn, Fe; в основных – Сu, Са, Ag, Sb, Zn, V; в средних – Р, Вг, Cd; в кислых

и субщелочных – U, W, Мо, Be, Sn, РЬ, Si, A1, К, Na, Li, Rb, F, Cl, Tl, Та и др.

С ультраосновными породами связаны месторождения хромита, платины, титаномагнетитов, алмазов.

С продуктами дифференциации основной магмы связано образование

медноникелевых (Норильск, Кольский полуостров), титано-магнетитовых

(Урал) и других рудных месторождений.

С процессами гранитизации, по данным многих авторов, не связано образование крупных рудных месторождений. Гранитоиды всех трех типов характеризуются различным содержанием акцессорных минералов и элементов. Многие гранитоиды содержат повышенные количества рудных элементов, поэтому они получили наименование редкометальных, оловоносных, вольфрамоносных и т. д.

Вода, яка відділяється від магми на заключних етапах застигання може стати транспортним середовищем для великої кількості елементів які в іншому випадку були б зафіксовані в кінцевих продуктах кристалізації (саме в результаті такої міграції формується значна частина гідротермальних родовищ)

Пегматиты. Пегматиты, представляющие собой продук­ты последней стадии фракционной кристаллизации магмы или первой стадии фракционного плавления при анатексисе, содер­жат многие элементы в концентрациях, намного превышающих
содержания этих элементов в коре. Многие из элементов, имею­щих тенденцию к накоплению в магме при фракционной кри­сталлизации, в конце концов выделяются в виде необычных и сложных по составу минералов или минеральных ассоциаций.

Пегматиты богаты кремнеземом, щелочами, глиноземом, водой и т. д. По сравнению с корой они в целом значительно обогащены следующими элементами; Li, Be, В, F, Sc, Ga, Ge, Rb, Y, Zr, Nb, Mo, In, Sn, Cs, р.з.э., Hf, Та, W, Re, Pb, Bi, TIi и U, Нужно заметить, однако, что степень накопления ряда эле­ментов существенно зависит от того, какие породы являлись для пегматитов материнскими. Так, например, гранитные пегмати­ты заметно беднее Zr (и Hf), чем пегматиты нефелиновых сиени­тов, в особенности агпаитовых. По всей вероятности, это явля­ется результатом ранней кристаллизации циркона из гранитных магм (по сравнению с сиенитовыми магмами), что препятствует существенному накоплению Zr (и Hf) в остаточных магмах.

Анализ физико-химических условий образования пегматитов показал, что они формируются на глубинах от 2 до 10 км и более. По глубинности А.И. Гинзбургвыделяет четыре формации пегматитов:

1) пегматиты малых глубин (2–3 км); к ним приурочены месторождения горного хрусталя и оптического флюорита;

2) пегматиты средних глубин (от 3 до 6 км, местами более); это редкометальные пегматиты с рудами Та, Cs, Li, Be;

3) «слюдоносные пегматиты», образующиеся на глубине 6–8 км и более; с ними связаны промышленные месторождения мусковита;

4) пегматиты больших глубин (более 8 км), не несущие промышленного оруденения, часто обогащенные Th и U.


3. Земля як єдина геохімічна система. Головні тенденції еволюції та геохімічний взаємозв’язок процесів седиментогенезу, магматизму, метаморфізму. Металогенічні епохи, їх практичне значення.

Геохимия систем. К системам относятся Земля в целом, окру­жающая среды Земли в целом, земная кора, гидросфера, атмосфера, артези­анский бассейн, почва, живой организм, ландшафт, государство, администра­тивное образование и т.д. При системных исследованиях в геохимии боль­шое значение имеют методы обшей теории систем, теории информации, ки­бернетики, использование ЭВМ Системы изучаемые в геохимии, по формам движения материи разделяютсяна четыре основных типа:

Абиогенные системы, в которых протекают только процессы механи­ческой и физико-химической миграции. Это магматические, гид-ротермальныеи многие другие системы

Биологические системы — живые организмы и их ассоциации, напри­мер биоценозы.

Биокосные системы, для которых характерно взаимопроникновение живых организмов и неорганической («косной» по Вернадскому) материи. В этих системах развиваются явления и физико-химической миграции, но оп­ределяющее значение имеет биогенная миграция. Таковы почвы коры вы­ветривания, природные ландшафты, моря и океаны, реки и т. д. Самая круп­ная биокосная система — биосфера, т. е. вся область планеты, населенная жив ыми орган измам и

Техногенные системы характеризуются ведущий значением тех­
ногенной миграции, хотя в них имеют место и все остальные виды миграции
(промышленные предприятия, города, транспортные артерии, агроландшаф-
ты, хранилишабьповых или промышленных отходов и т. д.).

Металогенічні епохи – головні періоди формування рудних родовищ, що відповідають осн. етапам геол. розвитку земної кори. В історії розвитку земної кори виділяється 11 етапів, що визначають закономірну послідовність виникнення генетичних груп рудних родовищ.

§ Ґренландський етап (5000 – 3800 млн років тому) збігається з найдавнішим місячним періодом геол. історії без ознак рудоутворення.

§ Кольський етап (3800 – 2800 млн років тому) відповідає нуклеарному періоду і знаменує початок формування найдавніших ендогенних рудних родов., звичайно глибокометаморфізованих. Ці родов. виразно розділяються на дві групи. Одну групу складають базальтоїдні зеленокам’яні пояси, з якими пов’язані найдавніші колчеданні гідротермальні і золоторудні родов. Півн. Америки, Австралії, Півд. Африки та Індії. Інша група належить гранітоїдним ядрам зі слюдяними і рідкіснометалічними метаморфогенними пегматитами, відомими в Сибіру, Африці, Австралії і Бразилії.

§ Біломорський етап (2800 – 2300 млн років тому) охоплює першу половину протогеосинклінального періоду, відповідає зародженню древніх геосинкліналей, що розчленовують протоплатформи. Серед платформних звертають на себе увагу великі родов. хромових руд Великої дайки в Зімбабве і унікальні золото-уранові конгломерати Вітватерсранда в ПАР.

§ Карельський етап (2300 – 1800 млн років тому) пов’язаний з розквітом і відмиранням протогеосинкліналей. З геосинклінальним базальтоїдним вулканізмом цього етапу пов’язане формування всіх найбільших басейнів і родов. залізистих кварцитів світу: Криворізького, Курської магнітної аномалії, залізорудного басейну Великих озер Канади і США і ін. З карельськими гранітоїдами асоціюють слюдяні і слюдяно-рідкіснометалічні пегматити Біломор’я, Сибіру, а також золото в метаморфічних чорносланцевих товщах (США, Канада). В умовах карельського часу формувалися найбільші магматичні родов. хромових руд і платинових руд Бушвелдського комплексу (Півд. Африка), магматичні сульфідні мідно-нікелеві руди Садбері (Канада) та ін.

§ Готський етап (1800 – 1500 млн років тому) відповідає інтергеосинклінальному періоду геол. історії, що визначає помітну перерву в ендогенному рудоутворенні.

§ Гренвілський етап (1500 – 1000 млн років тому) знаменує початок нового геосинклінального періоду з переважанням базальтоїдного вулканізму, що привів до утворення колчеданно-поліметалічних родов. типу Саліван в Канаді.

§ Байкальський етап (1000 – 600 млн років тому) характеризується ендогенними родов. базальтоїдного і наступного гранітоїдного рядів, з якими пов’язані магматичні титаномагнетити Канади, Норвегії і Уралу, а також колчеданні родовища Сибіру і Півн. Америки.

§ Каледонський етап (600 – 400 млн років тому) виділяється за переважаючим розвитком базальтоїдів, особливо вулканіч. фації, з численними колчеданними родовищами Центр. Сибіру, Норвегії, Швеції, Іберійського пояса Іспанії і Португалії, Австралії і М’янми.

§ Гєрцинський етап (400 – 250 млн років тому) визначає розквіт геосинклінального магматизму і металогенії. З ним пов’язані магматичні родовища хромових, титано-магнетитових руд (Урал) і колчеданно-поліметалічні родов. (РФ, Урал, Рудний Алтай, країни Зах. Європи).

§ Кімерійський етап (250 – 100 млн років тому) проявлений серіями гранітоїдів з постмагматичними родов. руд кольорових та радіоактивних металів (платформні околиці Тихоокеанського та Середземноморського геосинклінальних поясів).

§ Альпійський етап (до 100 млн років тому) відрізняється розломною тектонікою, яка контролює вулканогенні пояси з гідротермальними родовищами руд золота, срібла і ланцюги мідно-порфірових утворень Тихоокеанського рудного поясу, а також рудоносні карбонатити і алмазоносні кімберліти Африканської, Північно-Американської та Сибірської платформ.

 




©2015 studopedya.ru Все права принадлежат авторам размещенных материалов.