Группировка элементов по коэффициентам водной миграции

Группировка элементов по коэффициентам водной миграции

В условиях гумидной зоны

 

Группа элементов	Коэффициенты водной миграции
				0,1	0,01	0,001
Энергично выносимые	Cl, Br, I, S
Легко выноси­мые		Ca, F, Sr, Zn Mg, Na
Подвижные			Cu, Ni, Mn, Co, Mo, Si, P
Инертные и практически неподвижные			Fe, Al, Sc, In, Cr,V,TR, Zr, Hf, Nb, Та, Ru, Rh, Pd, Re, Os, Ir, Pt, Sn

 

Положение каждого элемента в миграцион­ном ряду не является постоянным, а меняется в разных усло­виях. Причина этого заключается в разном составе пород водосбо­ров. В них элементы находятся обычно в составе многих минералов – более или менее растворимых. Если породы более богаты раство­римыми минералами, то элемент приобретает повышенную подвиж­ность и будет иметь иной коэффициент водной миграции, который, очевидно, имеет относительное значение.

Кристаллохимические особенности минералов в отношении хими­ческого выветривания ещё недостаточно изучены. Однако можно за­ключить, что механизм выветривания минерала определяется энер­гией взаимодействия реагента и энергии связи выветривающегося ве­щества.

Одной из важных величин, которые регулируют вынос элементов в процессе химического выветривания, является их ионный потенциал – отношение заряда к радиусу иона (Z / r). Эта величина впервые была введе­на Г. Картледжем в 1928 г. и в дальнейшем была использована в гео­химии В. М. Гольдшмидтом и А. Ферсманом. Значения ионных потенциалов удобно изображать графически (рис. 8), отлагая на оси абсцисс величины зарядов ионов, а на оси ординат – значения их ионных радиусов. Прямые на графике имеют постоянную величину ионного потенциала 3,0 и 12,0. Они разделяют поле графика на отдельные участки, куда попадают ионы, ведущие себя по-разному при химическом выветривании.

 

 

Рис. 8. Ионные потенциалы

 

Значения отношения (Z / r) < 3 охватывают катионы, легко переходящие в ионные раст­воры в природных водах. Следующая группа с ионными потенциала­ми от 3 до 12 остаётся обычно в нерастворимых гидролизованных сое­динениях. Последняя группа с (Z / r) > 12, соединяясь с кислородом, образует комплексные растворимые ионы. Кремний и молибден попадают в пограничную группу (Z / r) между равным 9,5 и 12.

Ионные потенциалы позволяют предсказывать по­ведение элементов при химическом выветривании и оценивать их концентрацию или рассеяние в продуктах выветривания, что имеет практическое поисковое значение. Очевидно, что между значениями ионных потенциалов и миграционными рядами имеется в общем прямая зависимость.

 

 

ПЕРЕНОС ВЕЩЕСТВА ВОДНЫМИ РАСТВОРАМИ

 

Материал выветрившихся горных пород водой, льдом и ветром сносится в пониженные части рельефа и в большинстве случаев попа­дает в океан. Решающее значение имеет водный перенос. Он особенно характерен для^: зоны гумидного климата, площадь которой 445 · 10⁶ км² (из них около 100 · 10⁶ км² прихо­дится на сушу). В первую очередь выносятся растворённые вещества, состав которых связан с составом коренных пород, затем – твёрдые частицы. Последние переносятся волочением и во взвешенном состо­янии. Так осуществляется первая экзогенная дифференциация ма­териала поверхности континентов, зависящая от климатических ус­ловий, характера рельефа, продуктов выветривания. В виде раство­рённых веществ выносятся элементы в последовательности согласно миграционному ряду Б. Б. Полынова: Са > Na > Mg > К. Однако имеют место и отклонения от этого ряда. Так, в ареалах развития гранитов миг­рационный ряд может иметь следующую последовательность: Mg >> Са > Na > К.

Средние количественные оценки механической и химической денудации по отдельным материкам в целом (табл. 6) изменяются по одному общему закону: с усилением механической денудации усили­вается и химическая, и наоборот. Такой же вывод получается, если учесть данные не по большим площадям, а по бассейнам отдель­ных рек.

 

Таблица 6

 

Соотношения механической и химической денудации

ПРОЦЕССЫ ОБРАЗОВАНИЯ И ИЗМЕНЕНИЯ

ОСАДОЧНЫХ ПОРОД

 

Результатом осадкообразования материалов, возник­ших при дезинтеграции совокупности поверхностнтных пород континентов, явля­ется формирование осадочных пород в пониженных частях планетар­ного рельефа, в бессточных областях, в пределах прибрежной шельфовой зоны и материкового склона океана.

Продукты выветривания поверхности суши под воздействием эк­зогенных геологических агентов переносятся в другие места с после­дующей их дифференциацией. Общая оценка распространённости главных типов осадочных пород (песков и песча­ников около 20 %, глинистых образований – 60 и карбонатных – приблизительно 20 %) указывает на то, что ведущее значение имеют ме­ханический перенос и осаждение материала разной степени круп­ности.

Механическим путём отлагаются галечники, гравий, песок, боль­шая часть глин. Основная среда осадкообразования (по количествен­ному значению) – Мировой океан, дно которого подразделяется на различные зоны и участки в зависимости от глубины и удалённости от материковых массивов.

Реки континентов ежегодно выносят миллиарды тонн воды вместе с взвешенными в ней частицами, растворёнными неорганическими и органическими вещества­ми – продуктами выветривания гор­ных пород и почв.

Океаническое дно подразделяется на три различные зоны отложения океанических осадков: шельфовую – глубины до 200 м, батиальную – от 200 до 1500 м и пелагическую – глубже 1500 м (табл. 7).

 

Таблица 7

ГЕОХИМИЯ ОКЕАНИЧЕСКОГО ОСАДКООБРАЗОВАНИЯ

 

За пределами шельфовой зоны, где формируются обычные осадоч­ные породы, находится ложе Мирового океана, на огромной поверх­ности которого происходит непрерывное осаждение тонкодисперсного материала, образующего океанические илы или так называемые пела­гические осадки.

Дно Мирового океана – весьма обширная и неоднородная среда седиментации разделяется на разные части в зависимости от уда­лённости от береговой линии и глубины. Главные типы океанических осадков также в зависимости от места и условий образования подраз­деляются на шельфовые, гемипелагические и пелагические. Из 361 · 10⁶ км² площади океана 30 · 10⁶ км² (8 %) занято шельфовыми осад­ками, 63 · 10⁶ км² (18 %) – гемипелагическими и на долю пелаги­ческих осадков приходится 268 · 10⁶ км², или 74 % площади океана. Таким образом, область распространения пелагических осадков зани­мает более половины поверхности Земли.

Среди пелагических отложений выделяются известковые и крем­нистые илы, образующиеся за счёт скелетных организмов планктона. Особое место занимает красная глубоководная глина. Распростране­ние этих типов осадков представлено в табл. 8.

Таблица 8

ПРОЦЕССЫ ГАЛОГЕНЕЗА

 

В противоположность открытым водоёмам с нормальной солёностью в замкнутых водоёмах аридных зон благодаря испарению солё­ность увеличивается, и создаются пересыщенные раст­воры, из которых начинается последовательное выпадение солей. Возникают отложения, которые обычно называют эвапоритами.

Общая последовательность выделения минералов из растворов опре­деляется в основном растворимостью солей. Первыми выделяются наименее растворимые минералы, последними – наиболее растворимые. Важнейшие минералы эвапоритов – сульфаты и галоиды, состав их представлен в табл. 10. В морской воде соли широко представлены катионами Na⁺, Mg²⁺, Са²⁺, К⁺ и анионами Cl^– и SO₄^2–. Кроме хлоридов и сульфатов имеются карбонаты и около 30 боратов, среди которых первое место принадлежит борациту (Mg, Fe, Mn)₃ClB₇О₁₃.

 

Таблица 10

МЕТАМОРФИЗМ ГОРНЫХ ПОРОД

 

Комплекс процессов, происходящих на определённых глубинах под влиянием изменений температур, давлений и химически активных веществ и приводящих к минеральным структурным преобразова­ниям горных пород, называется метаморфизмом.

Метаморфизм, при котором происходит замещение одних минера­лов другими, называется метасоматозом. Метаморфизм, протекаю­щий хотя бы с частичным плавлением исходной горной породы, именуется ультраметаморфизмом.

Метаморфизм горных пород происходит под влиянием трёх важней­ших факторов: температуры окружающей среды, давления и концент­рации ряда веществ в горных породах (включая состав межгрануляр­ных растворов). В зависимости от ведущего значения того или другого фактора выделяют три вида метаморфизма горных пород.

1. Контактовый метаморфизм происходит во вмещающих горных поро­дах при внедрении в них магматических расплавов. Резкое повышение температуры вмещающих пород вызывает тепловое воздействие внед­ряющейся магмы. В результате минеральное равновесие во вмещаю­щей горной породе нарушается и происходит её перекристаллизация. Контактовые ореолы вокруг массивов изверженых пород в некоторых случаях достигают значительных размеров.

При контактовом метаморфизме не менее важную роль, чем тер­мическое воздействие, играют легколетучие компоненты. При отде­лении газовой фазы от магматического расплава мобильные летучие компоненты увлекают из магмы нелетучие компоненты и их соедине­ния и, будучи насыщенными ими, проникают во вмещающие породы, где происходит осаждение растворённых веществ.

Газово-жидкие эманации, функционирующие при контактовом метаморфизме, обладают большой растворяющей, проникающей и ре­акционной способностью. Особенно активные химические процессы протекают при образовании скарнов, где магматические эманации от­дают вмещающим карбонатным толщам не только летучие компоненты, но и тяжёлые металлы, растворённые в них. Известняки, играющие роль экрана, абсорбируют минерализаторы и становятся, таким обра­зом, концентраторами определённых, чуждых им химических эле­ментов. В качестве примера можно привести данные Т. Барта по кон­центрации веществ в карбонатных толщах района Осло при контакто­вом метаморфизме (табл. 12).

 

Таблица 12

 

Контактовом метаморфизме

(район Осло)

 

Элементы	Минералы
Fe	Андрадит, геденбергит, окислы, сульфиды
Zn, Cu, Pb	Сфалерит, халькопирит, галенит
Mn	Андрадит, геденбергит, родонит
Bi, Ag	Висмутин, галенит, сфалерит
Mo,W	Молибденит, шеелит
Co, As, Sb	Кобальтин, арсенопирит, висмутин
Be, Ce	Гельвин, везувиан, алланит (ортит)
Si	Силикаты и кварц
F, C1, S	Флюорит, скаполит, сульфиды
В, Р, Ti	Турмалин, аксинит, апатит

 

Не менее, если не более активно, чем в скарнах, геохимический аспект контактового метаморфизма выступает при процессах грейзенизации. В этом случае во вмещающих горных породах кислотного характера отмечаются следующие привнесённые в них элементы: Fе, Al, F, Cl, Be, Li, Sn, W, Mo, Bi, As, Сu. Они фиксируются в новообразо­ванных минералах — турмалине, флюрите, берилле, касситерите, вольфрамите, молибдените, в ряде рудных и других минералов.

Процессы контактового метаморфизма протекают тем интенсивнее, чем выше температура и чем большую роль играют летучие компо­ненты. Основные магматические породы в период своего становления имеют большую температуру, чем кислотные (граниты), но они не дают обширных контактовых зон, так как более бедны летучими ком­понентами. Основные интрузии приводят к образованию узких контактовых зон, в которых изменения зачастую сводятся лишь к обыч­ной закалке. Интенсивность контактового метаморфизма также зависит от состава горных пород, в которые внедряются интрузии.

Контактовые химические изменения охва­тывают не только вмещающие толщи, но и зоны внутри массивов изверженных пород. В результате главным образом ассимиляции вещест­ва из вмещающих горных пород химический состав внешних частей интрузивных массивов отличается от внутренних частей. Эти зоны называются эндоконтактами в отличие от экзоконтактов, располо­женных во вмещающих толщах.

2. Динамометаморфизм – метаморфизм, обусловленный давле­нием (главный фактор). В него входит пластический метаморфизм и метаморфизм нагрузки. Динамометаморфизм заключается в динами­ческих преобразованиях горных пород и минералов. Кластический метаморфизм приводит к разрывным деформациям пород с дроблением минеральных индивидов. Происходит образование катаклазитов и милонитов.

Несмотря на то что динамометаморфизм играет важную роль в пет­рологии и структурной геологии, в геохимическом аспекте роль его ничтожна. Динамические процессы метаморфизма не приводят к зна­чительным миграциям химических элементов. Они могут лишь замедлять или уско­рять реакции, имеющие место при контактовом или региональном метаморфизме. Так, например, одностороннее давление понижает тем­пературу химических реакций и обусловливает анизотропию среды, а это в свою очередь сказывается на процессах растворения и пере­кристаллизации.

В общем, оценивая динамометаморфизм с геохимической точки зрения, можно сказать, что он играет скорее вспомогательную роль, выступает как фактор общего метаморфизма, а не как самостоятель­ный вид.

3. Региональный метаморфизм – метаморфизм, обширно прояв­ляющийся в пространстве и происходящий на глубинах под воздей­ствием внутренней теплоты Земли. Он проявляется обычно на огромных площадях орогенных поясов, что даёт право называть его также орогенным метаморфизмом.

В результате горообразовательных процессов толщи горных пород первоначально попадают на значительные глубины в чуждую для них обстановку повышенных температур и давлений. Поскольку темпера­тура регионального метаморфизма обусловлена внутренней теплотой Земли, а давление нагрузкой вышележащих толщ, то естественно, что интенсивность метаморфизма зависит от глубины погружения. Как известно, геобарический градиент составляет в среднем 27 · 10⁶ Па/км, а геотермический колеблется от 10 до 100 град/км. В современных орогенных поясах геотермический градиент равен 35-50, на плат­формах – 15-35 и на щитах – 10-15 град/км и менее.

Таким образом, при региональном метаморфизме только погру­жение толщ горных пород на некоторую глубину, без влияния магма­тических масс, создаёт благоприятные условия для нарушения в поро­дах физико-химического равновесия и для их минерально-структурной перестройки. При значительных погружениях региональный метамор­физм переходит в ультраметаморфизм.

По данным экспериментов, температура наи­более легкоплавкой из силикатных природных систем – гранитной эвтектики – при давлениях 2-3 · 10⁸ Па лежит около 500 ⁰С. В земной коре эти термодинамические условия достижимы в орогенных зонах на глубинах около 10 км, под платформами – около 30 км, под щитами – на глубинах около 55 км.

Эти глубины соответствуют нижней границе нормальных метамор­фических процессов, протекающих без переплавления вещества. Глубже располагается зона ультраметаморфизма. Таким образом, очевидно, что региональный метаморфизм охватывает всю земную кору (или её континентальную часть) до глубин в среднем 25-30 км. Глубина проявления нижней границы нормального метаморфизма (метасферы) в общих чертах обратно про­порциональна мощности земной коры (рис. 13).

 

 

Рис. 13. Основные типы строения земной коры и схематическое положение верхней границы ультраметаморфизма

 

Интенсивность метаморфических процессов определяется не толь­ко температурой и давлением. Не меньшую роль играют и летучие компоненты, присутствующие в горных породах в виде поровых растворов, влияние которых на интенсивность метаморфизма сводит­ся к следующему.

- поровые растворы – растворители и переносчики веществ;

- поровые растворы – химически агрессивные вещества, которые принимают активное участие в различных химических реакциях (на­пример, приобразовани гидроксилсодержащих минералов);

- часто летучие вещества играют роль катализаторов при различ­ных процессах (химические реакции, кристаллизация) – такова, например, роль фтора при крис­таллизации амфиболов.

Присутствие летучих компонентов ус­коряет многие метаморфические процессы в миллионы раз, хотя их количество в горных породах редко превышает 2-3 % (по массе).

 

МЕТАМОРФИЗМ МИНЕРАЛОВ

 

Каждый минерал устойчив лишь в определён­ных интервалах температур, давлении и химизма среды. Если зна­чения того или иного параметра выходят за критические для дан­ного минерала пределы, происходит превращение его в другие более устойчивые при данных условиях минералы. Таким образом, изменение одного или нескольких параметров среды при метаморфизме приводит в общем случае к изменениям физических и химических особенностей данного, в частном слу­чае – к его смене, то есть к полному минеральному пре­образованию. Изменения идут взрывоподобно и не ограничиваются рамками минерального вида. Изменяется вся ассоциация, ко­торая перестаёт быть устойчивой в данных условиях температур, давлений и концентраций.

Данные минералогии, геохимии, петрологии и экспериментальной петрографии позволили заключить, что химический состав минерала не является величиной постоянной, а меняется в определённых пределах, являясь функцией температур, давлений и концентраций вещества. Иначе го­воря, состав минерала зависит от степени его метаморфизма.

Приспосабливаемость минералов к меняющим­ся термодинамическим условиям наиболее ярко проявляется в минералах сложного химического состава, устойчивых в широком интервале температур и давлений (слюды, амфиболы, гранаты, полевые шпаты). Например, химически простой минерал магнетит Fe₃O₄, находящийся в равновесии с ильменитом FeTiO₃, также реагирует на повышение темпера­туры и давления абсорбцией титана. Аналогично кварц SiO₂ повышает содержание Al в своём составе.

Главнейшие породообразу­ющие минералы метаморфических пород подтверждают правило о том, что ведущие элементы земной коры Si, A1, Fe, Mg, Na, К, Ti меняют свои концентрации в минералах в зависимости от температур и давлений при метаморфизме.

В процессе метаморфизма происходит перерас­пределение не только ведущих химических элементов земной коры. В зависимости от степени метаморфизма в минералах изменяется содержание многих редких элементов, что также ведёт к значительному общему геохимиче­скому эффекту.

Для выяснения степени насыщенности минералов какими-либо элементами в связи с разными условиями их образования было введено понятие коэффициента аккумуляции:

R = ,

где n – число химических элементов в определяемой группе;

k_i – содержание элемента в данном минерале,

К – кларк элемента в литосфере.

Коэффициент аккумуляции n химических элементов – это среднее арифметическое кларков их концентрации. Этот коэффициент даёт возможность судить о некоторых самых общих положениях, особенно важных, когда речь идёт о боль­шом числе редких элементов.

Рассчитываемые с использованием коэффициента аккумуля­ции данные весьма важны при сравнении поведения различных химических элементов в минералах одной и той же горной породы. Этим путём были получены данные о концентрациях редких элементов в минералах одноимённых пород. Оказалось, что наименьшей способностью концентрировать редкие элементы характеризуется кварц. Цветные минералы насыщены ими в значительно большей степени. И, наконец, магнетит обладает исключительной способностью кон­центрировать редкие элементы (даже с учётом того, что он содержит только химические элементы с малыми и средними ионными радиусами, а элементы с большими ионными радиусами практически не входят в его состав).

 

ЛИТЕРАТУРА

 

 

1. Биогеохимия океана (Под ред. А.П.Лисицына). – М.: Наука, 1983.

2. Вернадский В.Н. Химическое строение биосферы Земли и её сооружений. – М.: Наука, 1987.

3. Войткевич Г.В., Кизильштейн Л.Я., Холодков Ю.И. Роль органического вещества в концентрации металлов в земной коре. – М.: Недра, 1983.

4. Галимов Э.М., Козина Л.А. Исследование органического вещества и газов в осадочных отложениях дна Мирового океана. – М.: Недра, 1982.

5. Ковалёв В.А. Болотные минералого – геохимические системы. – Минск: Наука и техника,1985.

6. Крайнов С.В., Швец В.М. Основы геохимии подземных вод. - М.: Недра, 1980.

7. Кузнецов В.А. Геохимия речных долин. – Минск: Наука и техника, 1986.

8. Мейнард Дж. Геохимия осадочных рудных месторождений. – М.: Мир, 1985.

9. Петтиджон Ф. Дж. Осадочные породы. - М.: Недра, 1981.

10. Посохов Е.В. Химическая эволюция гидросферы. – Л.: Гидрометеоиздат, 1981.

11. Сапрыкин Ф.Я. Геохимия почв и охрана природы. – М.: Недра, 1984.

12. Хант Дж. Геохимия и геология нефти и газа. – М.: Мир, 1982.

13. Справочник по геохимии (Г.В. Войткевич, А.В. Кокин, А.Е.Мирошников, В.Г. Прохоров – М.: Недра, 1990.

14. Геохимический словарь /Рябухин Ю.И., Огородникова Н.П. /Астрахань гос.тех. ун - т – Астрахань, 2008.

15. Основные минералы, руды горные породы: Справочник / Ю.И. Рябухин, Н.П. Огородникова / Астрахн. гос. тех. ун – т. –Астрахань, 2008.

ОГЛАВЛЕНИЕ

 

Введение
1. Геохимический круговорот элементов
2. Термодинамическая направленность геохимических процессов 3. Эндогенные процессы
3.1. Геохимия магматических процессов 3.2. Гидротермальные процессы
4. Геохимия метаморфических процессов
4.1. Метаморфизм горных пород
4.2. Миграция химических элементов
4.3. Метаморфизм минералов 4.4. Роль метаморфизма в дифференциации вещества земной коры 5. Экзогенные процессы
5.3. Перенос вещества водными растворами
5.4. Процессы образования и изменения осадочных пород
5.5. Геохимия океанического осадкообразования
5.6. Процессы галогенеза
5.7. Формирование органических веществ и осадков 5.8. Технические геохимические процессы
Приложение
Таблица химических элементов
АГТУ. Усл. неч. л. Тираж 50 экз. Заказ №. 2016

 

Для заметок

Группировка элементов по коэффициентам водной миграции

В условиях гумидной зоны

 

Группа элементов	Коэффициенты водной миграции
				0,1	0,01	0,001
Энергично выносимые	Cl, Br, I, S
Легко выноси­мые		Ca, F, Sr, Zn Mg, Na
Подвижные			Cu, Ni, Mn, Co, Mo, Si, P
Инертные и практически неподвижные			Fe, Al, Sc, In, Cr,V,TR, Zr, Hf, Nb, Та, Ru, Rh, Pd, Re, Os, Ir, Pt, Sn

 

Положение каждого элемента в миграцион­ном ряду не является постоянным, а меняется в разных усло­виях. Причина этого заключается в разном составе пород водосбо­ров. В них элементы находятся обычно в составе многих минералов – более или менее растворимых. Если породы более богаты раство­римыми минералами, то элемент приобретает повышенную подвиж­ность и будет иметь иной коэффициент водной миграции, который, очевидно, имеет относительное значение.

Кристаллохимические особенности минералов в отношении хими­ческого выветривания ещё недостаточно изучены. Однако можно за­ключить, что механизм выветривания минерала определяется энер­гией взаимодействия реагента и энергии связи выветривающегося ве­щества.

Одной из важных величин, которые регулируют вынос элементов в процессе химического выветривания, является их ионный потенциал – отношение заряда к радиусу иона (Z / r). Эта величина впервые была введе­на Г. Картледжем в 1928 г. и в дальнейшем была использована в гео­химии В. М. Гольдшмидтом и А. Ферсманом. Значения ионных потенциалов удобно изображать графически (рис. 8), отлагая на оси абсцисс величины зарядов ионов, а на оси ординат – значения их ионных радиусов. Прямые на графике имеют постоянную величину ионного потенциала 3,0 и 12,0. Они разделяют поле графика на отдельные участки, куда попадают ионы, ведущие себя по-разному при химическом выветривании.

 

 

Рис. 8. Ионные потенциалы

 

Значения отношения (Z / r) < 3 охватывают катионы, легко переходящие в ионные раст­воры в природных водах. Следующая группа с ионными потенциала­ми от 3 до 12 остаётся обычно в нерастворимых гидролизованных сое­динениях. Последняя группа с (Z / r) > 12, соединяясь с кислородом, образует комплексные растворимые ионы. Кремний и молибден попадают в пограничную группу (Z / r) между равным 9,5 и 12.

Ионные потенциалы позволяют предсказывать по­ведение элементов при химическом выветривании и оценивать их концентрацию или рассеяние в продуктах выветривания, что имеет практическое поисковое значение. Очевидно, что между значениями ионных потенциалов и миграционными рядами имеется в общем прямая зависимость.