| 5,11.10-1
55 Cs
_
-0,91
1 ,22.10-1
56 Ba
0,74
5,5
0,85
7,08
57 La
0,67
4,7
-0,46
3,50.10-1
58 Ce
0,42
2,6
-0,24
5,78.10-1
59 Pr
0,09
1,2
-0,94
1 ,15.10-1
60 Nd
0,57
3,7
-0,17
6,74.10-1
62 Sm
0,26
1 ,8
-0,67
2.16.10-1
63 Eu
-0,40
4,0.10-1
-1,07
8,53.10-2
64 Gd
-0,23
5,9.10-1
-0,39
4,12.10-1
65 Tb
-
-1,29
5,10.10-2
66 Dy
-0,36
4,4.10-1
-0,46
3,49.10-1
67 Ho
-1,16
6,88.10-2
68 Er
-0,71
1 ,94.10-1
69 Tm
-1,42
3,84.10-2
70 Yb
0,17
1,5
-0,73
1,87.10-1
71 Lu
1,49
-1,49
3,24.10-2
72 Hf
-0,74
1,82. 10-1
73 Та
-0,75
1,79.10-1
74 W
_
-0,58
2,64.10-1
75 Re
_
-0,76
1,74.10-1
76 Os
-0,22
5.96.10-1
77 Ir
_
-0,38
4.22.10-1
78 Pt
_
0,22
1,66
79 Au
-0,79
1,65.10-1
80 HS
_
-0,09
8,08.10-1
81 Tl
-2,63
2,38.10-3
82 Pb
0,27
1,9
-0,81
1,56.10-1
83 Bi
-1 ,63
2,33.10-2
90 Th
-1,55
2,79.10-2
92 U
-1,99
1 ,02.10-2
Цифры со стрелками обозначают поля элементов (оконтурены жирной линией): / - литофильных; 2 - халькофильных; 3 - сидеро-фильных. Для каждого элемента приведены значения атомного радиуса (0) и ионных радиусов при различных валентностях и координационных числах (обозначены римскими цифрами). Звёздочка обозначает пара- или ферромагнитное состояние переходных элементов; отсутствие звездочки - диамагнитное состояние. Атомные радиусы даны по Дж. Слейтеру, ионные - по Р. Д. Шеннону и
К. Г. Превитту, ионные (в скобках) - по Л. Аренсу.
Отношение силикатной и металлич. фаз в разных метеоритах варьирует. Мн. учёные, исходя из аналогии с метеоритами, считают, что планеты земного типа имеют также силикатную фазу и металлич. ядро, причём отношения между этими фазами у разных планет различны. По этой гипотезе, Земля имеет ок. 31% металлич. фазы, или ок. 40% Fe (включая окисленное).
Распределение химических элементов. Земля, как и др. планеты земного типа и Луна, имеет оболочечное строение; она состоит из ряда геосфер: ядра, мантии, земной коры, гидросферы и атмосферы (см. Земля). Твёрдые оболочки Земли, слагающие их горные породы, парагенетич. ассоциации минералов и т. п., как правило,- сложные многокомпонентные силикатные системы. Процессы, при к-рых они образуются, идут с конечными скоростями и являются необратимыми. В Г. мы встречаемся с неравновесными системами, к-рые характеризуются массой, объёмом, энтропией, давлением, темп-рой, хим. потенциалами. Для применения термодинамики в Г. необходимо знать поведение конкретных фаз, компонентов и систем в условиях геол. обстановки, в частности в большом диапазоне давлений и темп-р. Так, напр., общее представление о направлении геохим. процесса даёт Ле Шателье - Брауна принцип, согласно к-ро-му в любой системе, находящейся под действием внеш. сил, изменение к.-л. внеш. фактора вызывает превращение, направленное на компенсацию действия этого фактора. По действующих масс закону изменение активности одного из компонентов системы смещает равновесие. Напр., в реакции
равновесие смещается вправо, т. к. ангидрит выпадает из раствора. В реакции
начинающейся при темп-ре выше 350 0С, равновесие сдвигается вправо, т. к. одновременно с отложением минерала вол-ластонита СаSiO3 образуется углекислота, удаляющаяся из системы. С повышением темп-ры в реакциях с участием газовой фазы равновесие смещается в сторону меньшего объёма газовых компонентов. Напр., в реакции
равновесие сдвигается вправо. Высокое давление (газовое и литостатическое) изменяет направление и характер кристаллизации магмы.
Рис. 1. Распространённость химических элементов на Солнцеи в каменных метеоритах (хондритах); по оси абсцисс - порядковые номера элементов, по оси ординат- число атомов данного элемента на 10* атомов Mg.
Условия равновесия подчиняются также правилу фаз Гиббса (см. фаз правило), согласно к-рому число термодинамических степеней свободы системы f = k- -п + 2, где n- число фаз в системе, k - число компонентов. Поскольку в закрытой системе число степеней свободы f =< 2 (давление и темп-pa), то число фаз n>=k. Это минералогич. правило фаз, впервые в Г. применённое В. М. Гольдшмид-том, оправдывается для разнообразных горных пород.
Закономерности распределения отдельных элементов по многочисленным фазам - минералам зависят гл. обр. от строения внешних электронных оболочек атомов. В Г. поэтому широко используются закономерности, установленные кри-сталлохимией. Ионы и атомы в кристал-лич. решётках имеют разные радиусы Ri. Величина Ri связана с положением хим. элемента в системе Менделеева. По вертикальным группам Ri обычно растёт с увеличением атомной массы и уменьшается с увеличением валентности иона в пределах периода (см. табл. 2 на стр. 331).
В природных процессах разделения ионы и атомы сортируются по своим размерам. Кристаллич. решётки гл. породообразующих минералов принимают одни ионы (или атомы) и не принимают другие, в зависимости от их величины, заряда и др. свойств. Если ионы разновалентны, но имеют близкий размер Ri, в решётку чаще всего входит ион с большим зарядом. Если ионы имеют одинаковую валентность и по размеру различаются не больше чем на 15%, они часто изоморфно замещаются в кристаллич. решётках; происходит замещение атома атомом, иона ионом или группы атомов группой атомов, в зависимости от типа решётки, размеров Ri, заряда и т. д. (см. Изоморфизм). Изоморфное замещение играет огромную роль в распределении элементов по различным минералам. Использование R, в Г. объяснило причину ассоциации таких разнородных элементов, как U, Th и редкоземельных элементов (в минералах то-рианит, иттриалит и др.), а также постоянную ассоциацию редкоземельных элементов. При деформации одного иона другим в соединении, имеющем катион малого радиуса и анион большого радиуса, возникает т. н. поляризация, к-рая нарушает физ.-хим. свойства вещества - твёрдость, летучесть и мн. др. Отношение Ri, катиона / Ri аниона определяет число атомов, окружающих центральный атом в соединении, - его координацию, т. е. координационное число. Оно в свою очередь указывает на характер и строение кристаллич. решётки. Координац. число может изменяться в зависимости от условий образования минерала. Кристаллич. решётки минералов имеют различную структуру - от очень простых и симметричных построек из плотно упакованных шаров до весьма сложных с низкой степенью симметрии. При кристаллизации атомы и ионы стремятся расположиться в кристаллической решётке таким образом, чтобы была минимальной энергия кристаллической решётки. На основе всех этих данных была создана геохимическая классификация элементов, опирающаяся на физико-химические свойства химических элементов (табл. 3).
Табл. 3. - Геохимическая классификация химических элементов
Сидерофиль-ные (железо)
Хал ькофил ь-ные (сульфиды)
Литофильные (силикаты и др.)
Fe, Ni, Co, Ru, Rh, Pd, Os, Ir, Pt, (Mo), Au, Re, (P),(As), (C), (Ge), (Ga),(Sn), (Sb), (Cu)
S,Se, Те, Си, Zn, Cd, Pb, Sn.Mo, Ge, As, Ga, Sb, Bi, Ag, Ни, In, Tl, (Fe),(Ni),(Co)
Н, О, N, Si, Ti, Zr, Hf, F, Cl, Br, I, B, Al. Sc, Y, Li, Na, K, Rb, Cs, Be,Mg,Ca,Sr,Ba,Ra, V, Cr, Mn, W, Th, Nb, Та, U, Ac, Pa, (S),(P),(Sn),(C).(Ga), (Fe), (Ni),(Co),
редкоземельные элементы
С открытием изотопов стала развиваться Г. изотопов - изучение процессов разделения изотопов хим. элементов в природных процессах, особенно лёгких атомов Н, С, О, N, S и др. Этим методом часто удаётся установить способ и условия разделения хим. элементов и образования конкретных минералов и рудных залежей.
Геохим. процессы разделения элементов на Земле поддерживаются прежде всего теплом, генерируемым радиоактивными элементами (радиогенное тепло), гравитационной энергией. На поверхности Земли значит, роль играет энергия солнечных лучей, к-рая, в частности, трансформируется живым веществом в хим. энергию нефтей и углей.
Геохимические процессы. Первичное разделение холодного недифференцированного вещества Земли на оболочки произошло под влиянием тепла адиабатич. сжатия планеты и радиогенного тепла. В мантии Земли на различных глубинах, особенно в астеносфере, возникали многочисл. расплавл. очаги. Разделение на оболочки шло путём зонного плавления, к-рое не требует полного расплавления мантии. Силикатное вещество планеты разделялось на тугоплавкую фазу - ультраосновные породы верхней мантии, и легкоплавкую фазу - основные породы (базальты) земной коры. Легкоплавкое вещество проплавляло кровлю магматич. камеры, а тугоплавкое кристаллизовалось на дне камеры; т. о. легкоплавкое вещество перемещалось вверх к поверхности Земли. При этом метасиликаты инконгруентно разлагались на ортосиликаты и кремне-кислоту, обогащённую хим. элементами, понижающими темп-ру плавления: щелочными элементами, Si, Ca, Al, U, Th, Sr и др. редкими литофильными элементами. Вещества, повышающие темп-ру плавления (Mg, Fe, Ni, Co, Сr и др.), сохранились по преимуществу в тугоплавкой фазе, т. е. остались в мантии Земли. Вместе с зонным плавлением шёл процесс дегазации верх, мантии.
Табл. 4. - Химический состав горных пород Земли, Луны и метеоритов
Окислы и элементы
Каменные метеориты (хондриты)
Ультраосновные породы Земли
Примитивные базальты Земли (толеитовые)
Эвкриты (базаль-тич. кам. метеориты)
Породы поверхности Луны
Средний состав осадочных пород Земли
Граниты Земли
кристаллические (базальт)
тонко диспергированные (реголит)
"Аполлон-12"
"Луна-16"
<• Аполлон-12"
"Луна-16"
В % по массе
SiO2
38,04
43,54
50,83
48,5
40
43,8
42
41,7
46,20
70,8
ТiO2
0,11
0,05
2,03
0,6
3,7
4,9
3,1
3,39
0,58
0,4
Аl2O3
2,5
3,90
14,0
12,96
11,2
13,65
14
15,33
10,50
14,6
FeO
12,45
9,84( + 2,51 Fe2O3)
9,0 ( + 2,88 Fe2O3)
17,6
21,3
19,35
17
16,64
1,95 (+3,3 Fе2О3)
1,8 ( + 1,6 Fe2O3)
MgO
23,84
34,02
6,34
8,28
11,7
7,05
12
8,78
2,87
0,9
CaO
1,95
3,46
10,42
10,23
10,7
10,4
10
12,49
14,0
2,0
Na2O
0,98
0,56
2,23
0,75
0,45
0,38
0,40
0,34
1,17
3,5
K2O
0,17
0,25
(0,16)
0,24
0,065
0,15
0,18
0,10
2,07
4,0
MnO
0,25
0,21
0, 18
0,43
0,26
0,20
0,25
0,21
0,16
0, 10
Cr2О3
0,36
0,34
0,4
0,38
0,55
0,28
0,41
0,28
0,09
0,07
ZrO
0,004
0,004
0,01
0,006
0,023
0,04
0,09
0,013
0,01
0,003
10-4 % п о массе
Rb
5
1
1,2
0,2
0,65
3,2
5,9
200
200
Ва
6
1
14
30
72
206
420
114
500
800
Sr
10
10
130
80
145
445
170
169
300
700
Y
2,0
1
43
22
50
54
13
58
30
30
V
70
40
290
50
88
425
64
61
100
40
Sc
6
1.5
61
35
50
20
47
27
10
3
Ni
13500
2000
97
1000
54
147
200
190
45
8
Co
800
200
32
40
40
29
42
53
10
5
Li
3
0,5
9
3
5,5
11
10
40
40
Th
0,05
0,015
~0,5
0,5
0,9
1,1
6
0,5
10
18
U
0,025
0,005
~0,1
0,2
0,25
0,2
1,5
0,1
3
3,5
Процессы выплавления и дегазации вещества мантии имеют периодич. характер. После того как произошёл вынос тепла и вещества из глубин на поверхность Земли, требовалось время на новое разогревание очага. С таким геохимич. циклом связан весь ритм тектоно-магма-тич. и вулканич. деятельности и мета-морфич. преобразований. Этот процесс шёл также на Луне и, по-видимому, на всех планетах земного типа. Хим. эволюция Земли поддерживается и регулируется непрерывным процессом выплавления и дегазации вещества мантии за счёт энергии радиоактивного распада.
Вещество мантии Земли (перидотиты, дуниты и др. ультраосновные породы) имеет хим. состав, приближающийся к метеоритному (табл. 4). Господствующие в мантии высокие темп-ры и давления приводят к полиморфным изменениям минералов, напр, к образованию сти-шовита, т. е. кварца с плотностью 4350 кг/м3 (при норм, давлении и темп-ре), и т. п. Благодаря этому вещество мантии разделяется на зоны с разной плотностью. Вещество верх, мантии проникает к поверхности на материках в дунитовых поясах, богатых хромитами, платиноидами, высокотемпературными сульфидами, в океанах - в рифтовых долинах средин-ноокеанич. хребтов.
Ранее, ссылаясь на наличие сульфидных руд в земной коре |
