Единое окно доступа к образовательным ресурсам

Введение в геохимию: Учебное пособие по дисциплинам "Общая геохимия" и "Прикладная геохимия"

Голосов: 1

В пособии приведены общие сведения о предмете "Геохимия", его связи с другими дисциплинами. Освещена история развития геохимии как самостоятельного направления геологической науки. Рассмотрены вопросы геохимической классификации элементов, состава Земли и планет Солнечной системы. Приведена информация о методиках определения абсолютного возраста пород, геохимии изотопов. Дано краткое описание геохимии эндогенных и экзогенных процессов, приведены сведения о геохимии ноосферы, затронуты проблемы техногенеза и вопросы практического применения геохимии. Предназначено для подготовки бакалавров и магистров геологии. Может быть рекомендовано для самостоятельной работы студентам других специальностей, а также тем, кто интересуется вопросами геохимии. Электронная версия пособия размещена на сайте Апатитского филиала МГТУ (<a href="http://af.mstu.edu.ru" target="_blank">http://af.mstu.edu.ru</a>).

Приведенный ниже текст получен путем автоматического извлечения из оригинального PDF-документа и предназначен для предварительного просмотра.
Изображения (картинки, формулы, графики) отсутствуют.
         Исследования Н.М. Страхова и его сотрудников показали, что в природе
имеет место отчетливая зависимость форм переноса элементов от общей массы
взвешенного материала. Так, с увеличением общей массы возрастает роль
взвесей, и при некоторых условиях каждый из элементов начинает
мигрировать главным образом или даже в подавляющей степени во
взвешенном состоянии, а не в виде растворов. Согласно Н.М. Страхову, «чем
интенсивнее выражено химическое выветривание на континентах, тем резче
обозначается сдвиг всех элементов в пелагическую зону тонкозернистых
глинисто-карбонатных илов». Соответственно, такие элементы, как Fe, Мn, Р,
V, С1, Со, Сu, Pb, Zn, Be и другие, переходят в раствор, причем песчано-
алевритовые породы ими обедняются, а тонкозернистые глинисто-
карбонатные, сорбируя на себе эти элементы, ими обогащаются.
     В то же время переход к миграциям в виде взвесей у разных элементов
осуществляется при неодинаковых общих массах взвесей. Для всех изученных
элементов Н.М. Страхов дает следующий ряд:
     V [Cr, Ni, Be, Ga, Zn] Fe Mn? P (Pb, Sn) Ba Cu Sr
     Первый член V ряда мигрирует преимущественно в виде взвесей. Cr, Ni,
Be, Ga, Zn также практически переносятся в составе взвесей, но образуют
и растворы, хотя количество их растворенных форм невелико по отношению
к взвешенным. По мере перемещения в ряду слева направо роль растворов
в миграции элементов все возрастает.
     Поведение химических элементов в зоне гипергенеза с точки зрения
последовательности их выпадения в осадок лучше всего характеризуется
схемой, предложенной В.М. Гольдшмидтом в 1933 г. которая в 1937 г. была
дополнена В.В. Щербиной, а в 1952 г. – польским геохимиком
К. Смуликовским (рис. 14):
     1) резидюаты – остающиеся на месте: кварц и кремнекислота, выпавшая
при разложении силикатов на месте их разложения. Сюда должны быть
отнесены коры выветривания и элювиальные россыпи;
     2) гидролизаты – осадки, образовавшиеся из легко гидролизующихся
соединений. Это – алюминий, титан, цирконий и родственные им элементы:
галлий, бериллий и т. д., характеризующиеся гидроокисной формой
нахождения: бокситы (бемит, диаспор, гидраргиллит), гидроокись титана, легко
теряющая воду и при этом переходящая в анатаз и брукит; цирконий,
образующий бадделеит ZrO2 n H2O при дегидратации его гидроокиси, и др.
Сюда же относятся каолинит H2Al2Si2O8H2O, получающийся при гидролизе
алюмосиликатов, и сходные с ним минералы;
     3) оксидаты – осадки, образовавшиеся в результате окисления более
низковалентных соединений: сначала гидроокислы Fe+3, а затем МnО2;

                                    111


     4) карбонаты СаСО3 и MgCО3, образующиеся из растворов при их
нейтрализации или ощелачивании;
     5) эвапориты – выпадающие в осадок путем испарения раствора Na, Mg
и К. Вместе с ними такие элементы, как Rb, Tl, Cs, а из анионов Br, J и бораты.




                Рис. 14. Последовательность выпадения осадков1 – по В.М.
              Гольдшмидту, 2 – по разным авторам 3 – по К. Смуликовскому
                              (по материалам В.В. Щербины)
    Нетрудно заметить, что эта последовательность полностью отражает
старую классическую последовательность осаждения (и определения) главных
элементов в силикатном анализе: SiО2, ТiO2, Аl2О3, Fе2О3, МnО, CaO, MgO,
Na2O, K2O или, иначе, последовательность выпадения в осадок при
нейтрализации    кислого     раствора.    Геологически     она     отвечает
последовательности степени удаленности осадка от источника выноса.

     11.3. ВЛИЯНИЕ КЛИМАТИЧЕСКИХ И ТЕКТОНИЧЕСКИХ ФАКТОРОВ
                          НА ЭКЗОГЕНЕЗ
    Климатический и тектонический факторы оказывают существенное
влияние на ход экзогенных процессов.

                                      112


      В зависимости от среднегодовой температуры и влажности можно
 выделить два наиболее контрастных типа выветривания: гумидный (сырой,
 влажный), характерный для умеренного климата с большой влажностью,
 и аридный (безводный), характерный для жаркого сухого климата
      При гумидном выветривании, благодаря обилию влаги, полнее протекают
 процессы выщелачивания, растворения и гидролиза. При разложении
 растительных остатков образуется большое количество почвенных кислот
 и других органических соединений, создающих кислую среду выветривания
 и восстановительные условия. Напомним, что при прочих равных условиях
 соединения Fe+2, Мn+2 и ряда других низковалентных ионов обладают большим
 числом растворимых соединений и меньшей способностью к гидролизу, чем
 Fe+3 и Мn+4.
      Кроме того, образующиеся при разложении растительных остатков
 органические кислоты с трех- и четырехвалентными катионами (Al+3, Fe+3, Ti+4,
 Zr+4 и т. д.) дают комплексные анионы, в форме которых эти элементы
 становятся более устойчивыми в растворах, менее подверженными гидролизу
 и тем самым повышается их миграционная способность. Участие органических
 соединений гумидной зоны накладывает на геохимию процессов
 существенный отпечаток.
     В случае аридного выветривания в сухом жарком климате со слабым
растительным покровом реакции носят щелочной характер. Многие из них
протекают при недостатке влаги, поэтому перенос новообразующихся веществ
происходит на меньшие расстояния. Малорастворимые соединения, которые
при обилии влаги перешли бы в раствор, в аридных условиях остаются
нерастворенными, несмотря даже на то, что при более высокой температуре,
как правило, вещества растворяются лучше.
     Создающаяся в аридных условиях щелочная среда способствует
щелочному растворению Si, Al, Cr и др. в виде Na2SiO3 или NaAlO2 и т. д.
В силу того, что в щелочной среде окислительно-восстановительные
потенциалы ионов сильно снижены, окисляющее действие кислорода воздуха
более интенсивно и FeO, MnO, Сг2О3, UO2, МоО2 стремятся перейти
в Fе3О3, МnО3, СгО3, UO3, МоО3.
     Таким образом, резко изменяется геохимия процесса. Если для гумидной
зоны характерны комплексные соединения с органическими аддендами, то
в условиях щелочной среды аридной зоны происходит поглощение
углекислоты из атмосферы с образованием легко растворимых щелочных
карбонатов Na2CО3 и К2СО3, в присутствии которых образуются
легкорастворимые комплексные карбонатные анионы Sc, Y, U, Th, Сu.


                                     113


     Нетрудно видеть, что одни и те же элементы в гумидных и аридных
условиях ведут себя совершенно различно, образуют различные соединения,
по-разному растворяются и мигрируют, поэтому и осадкообразование в этих
областях существенно различно.
     Таково влияние климатического фактора, но не меньшее влияние
оказывает и тектонический фактор. Осадкообразование на платформах
и в складчатых областях резко различно, более того, даже в переходных
областях отличается от платформенного и геосинклинального типа
осадкообразования.
     Тектонически устойчивые области (платформы) характеризуются
пологим, слаборасчлененным рельефом, умеренным климатом, относительно
мало изменяющимся в пределах области, что обусловливает постепенность
изменений условий среды и длительность процессов выветривания.
     Отсутствие глубоких заполняющихся осадками впадин способствует
переносу обломков выветрелых пород на большие расстояния. В течение этого
времени успевает произойти их полное химическое разложение с образованием
осадков чистых кварцевых песков вместо полимиктовых или аркозовых
песчаников с неполностью разложившимся материалом в случае быстрого
сноса и отложения.
     Глубоко прошедшие процессы выветривания (гумидного или аридного)
обусловливают преобладание хемогенного материала над обломочным.
Выделившаяся при разложении полевых шпатов SiO2, отлагается в виде
хемогенных кремнистых отложений, не «разбавленных» обломочным
материалом. В результате малой скорости отложения мощность формаций
бывает небольшой (десятки метров) и выдержанной. Осадочные образования
хорошо отсортированы и отдифференцированы.
     В качестве характерных формаций могут быть названы:
        • чистые кварцевые пески и песчаники, не содержащие зерен
   полевых шпатов и других относительно легко выветривающихся минералов;
        • типичные, преимущественно каолиновые в гумидном климате
   и монтмориллонитовые глины в аридном;
        • для платформ очень типичны чистые известняки и иногда
   доломиты;
        • маломощные угленосные толщи; их мощность увеличивается на
   окраинах платформ к переходным областям, где образуются
   нефтематеринские и соленосные формации;
        • железорудные формации – континентальные элювиальные;
   в гумидных условиях – типа озерных и болотных руд; в аридных условиях –
   железистые коры выветривания на гипербазитах;
                                   114


        • континентальные бокситы образуются среди песчано-глинистых
   пород.
     Тектонически    неустойчивые     (подвижные,    складчатые)  области
характеризуются поднятиями и опусканиями с образованием гор и впадин
(долины, бассейны), сильнорасчлененным рельефом и для высокогорных
областей – резким колебанием быстро изменяющихся климатических условий,
часто с отчетливо выраженными гумидными – в залесенных частых склонов
гор и аридными условиями у их подножий или в межгорных впадинах.
     Однако в силу большой скорости эрозии и быстрого сноса осадочного
материала, который не успевает полностью подвергнуться химическому
выветриванию, климатические условия (гумидные или аридные) в этом случае
сказываются значительно меньше, чем в случае платформенных областей.
     Наличие глубоких впадин препятствует переносу обломков на большие
расстояния. Обломки не успевают подвергнуться значительному химическому
выветриванию и часто остаются плохо отсортированными в силу большой
скорости образования осадков. Обломочный материал резко преобладает над
хемогенным.
     Благодаря большой скорости отложения мощности формации бывают
очень большими (тысячи метров) и сильно изменяются вкрест простирания.
Слабое развитие химического выветривания и быстрый снос препятствуют
развитию коры выветривания. Если в благоприятных условиях она
и развивается, то имеет небольшую мощность и локальное распространение.
Преобладание обломочного материала и плохая его отсортированность
способствуют     образованию    конгломератов     полимиктового   состава,
характерные для эпохи закрытия геосинклиналей, после образования
флишевых, а затем молассовых формаций, которые, как и вулканогенные
формации (туфы и т. д.), отсутствуют в платформенных областях. Пески
и песчаники представлены полимиктовыми разностями (граувакки и аркозы).
     Глинистые и песчано-глинистые отложения имеют пестрый минеральный
состав, часто обладают очень большой мощностью (алевритовые аргиллиты
и сланцы).
     Известняки различного состава, часто кремнистые, хотя и встречаются
в геосинклинальных областях, но, по Н.М. Страхову, более типичны для
платформенных областей.
     Угленосные и соленосные формации не типичны, а нефтематеринские
формации хотя и возникают, но более типичны для переходных областей.
     Для окраин геосинклинальных областей характерны прибрежно-морские
железорудные формации и прибрежно-морские бокситы.


                                   115


                   11.4. ГЕОХИМИЯ КОР ВЫВЕТРИВАНИЯ

     Корой выветривания мы называем породы, измененные в результате
воздействия атмосферных агентов, почвенных и грунтовых вод, грунтового
воздуха и жизнедеятельности организмов. В последние годы признается
возможным и существенным участие в формировании кор выветривания
эндогенного фактора в виде поствулканических и других гидротермальных
растворов (Б.М. Михайлов). Следует отметить, что это не меняет представления
о корах выветривания как об экзогенных образованиях, поскольку они
формируются во взаимодействии с атмосферой в поверхностной зоне коры.
     Почвы являются самой верхней и часто более молодой частью коры
выветривания.     В    почве    жизнедеятельность     организмов     является
преобладающим фактором. Хотя почвы тесно связаны с нижележащей зоной –
собственно корой выветривания, они обладают рядом специфических
особенностей развития и поэтому не входят в наше рассмотрение.
     Древняя кора выветривания есть результат сложных гипергенных
процессов, протекавших на континентах в геологическом прошлом среди иных
климатических      и    гидрогеологических     условий,     по    сравнению
с существующими в настоящее время на тех же участках земли. Изучение
процессов выветривания в современных условиях помогает понять, как они
происходили в древние времена.
     При образовании древних кор выветривания, особенно допалеозойских,
участие растительных организмов имело несравненно меньшее значение, чем
при современных почвообразовательных            процессах. В продуктах,
образовавшихся в результате древнего выветривания, гумусового горизонта
или органического вещества обычно не наблюдается. Однако биохимические
процессы, несомненно, участвовали в разложении пород и здесь (Вернадский,
1940), хотя неорганогенное выветривание имело преобладающее значение.
     Породы древних кор выветривания образуют особую геологическую
формацию, отличающуюся от пород, из которых она произошла, как своим
минералогическим      составом,    так    и   текстурой     и    положением
в стратиграфическом разрезе. Отличительной чертой коры выветривания
является вертикальная зональность химического и минералогического состава
и строения, отсутствующая в породах иного происхождения.
     Существуют различные типы коры выветривания. Удобнее всего
разделить их на первичные (автохтонные), или остаточные, и вторичные
(аллохтонные), или переотложенные. Первичная кора формируется целиком
или частично на месте тех пород, за счет которых она образовалась; вторичная
возникает путем переотложения продуктов первичной коры.

                                     116


     Изучение первичных кор приводит к необходимости выделения
преобразованного, или наложенного, типа коры выветривания. Только в том
случае, когда минеральный состав продуктов переотложения остается совсем
или почти неизменным, т. е. когда имеет место простое механическое
перемещение, а не механическая и химическая дифференциация продуктов
выветривания, мы имеем право говорить о переотложенной коре.
     Нередко движение подземных вод носит сифонный характер, поступление
их в выветривающиеся породы начинается далеко от точки обнаружения этой
коры. Разложение пород под ранее захороненными угольными горизонтами
и покрывающими их породами связано с доступом к этим горизонтам
кислорода, содержащегося в воздухе или кислорода, растворенного в водах.
Этими и другими аналогичными путями образуются закрытые коры
в противоположность открытым корам, непосредственно выходящим
поверхность. Различают также площадную кору выветривания и линейную.
Первая занимает более или менее большие пространства без заметной
ориентировки в каком-либо направлении, вторая – меньшие пространства,
вытянутые вдоль контактов, трещинных систем, пиритизированных зон,
гидрогермально измененных пород и т. д. Линейные коры нередко
представляют собой часть площадной коры, оставшуюся после ее размыва.
     Классификация кор выветривания и отдельных ее подтипов наиболее
подробно приведена в работах Н.М. Страхова. Состав кор выветривания
различен и зависит от первоначального состава горной породы
и физико-географических условий выветривания.
     Процесс образования кор выветривания – это длительный геологический
и геохимический процесс, протекавший с момента образования твердой земной
коры, в связи с чем различают современные (т. е. элювий) и древние
ископаемые коры выветривания. Подобно другим гипергенным образованиям,
ископаемые коры выветривания подвергаются эпигенетическим, а иногда
и метасоматическим изменениям, в связи с чем химический состав таких пород
заметно отклоняется от первоначального состава коры выветривания.
     Условия разложения пород на разной глубине разные: к низу разложение
ослабевает, среда становится все более щелочной, содержание кислорода
с глубиной уменьшается; просачивающиеся воды становятся все более
насыщенными минеральными солями, их агрессивность падает (в зоне
насыщения).
     В корах выветривания наблюдается более или менее отчетливо
выраженная зональность: вверху – минералы, являющиеся нерастворимыми
конечными продуктами разложения породы (каолинит, хлорит, тальк), глубже


                                   117


– промежуточные (гидслюды, серицит), постепенно сменяющиеся
неизмененными минералами первичных горных пород.
      Хорошо сформированная кора выветривания обладает ясной вертикальной
зональностью. Чем глубже, тем отчетливее отражается на продуктах
выветривания минеральный и химический состав исходных пород. Отдельные
зоны отражают различные стадии выветривания, разную степень
разложенности пород. Мощность отдельных зон различна.
      Процессы разложения, кроме окисления или восстановления, выражаются
в гидратации, выщелачивании и гидролизе силикатов, гидратации окислов
и выщелачивании карбонатов или сульфатов, образовавшихся в условиях
выветривания.
     В самой верхней зоне, наиболее близкой к поверхности, развиваются
процессы окисления и заканчиваются процессы гидролиза. Здесь образуются
конечные продукты разложения: гидроокислы железа, марганца и титана,
а в субтропиках и тропиках – и алюминия.
     Под ней следует зона гидролиза, конечного выщелачивания и начала
окисления; силикаты при этом окончательно освобождаются от щелочей
и щелочных земель, начинают распадаться на гидроокислы и кремнекислоту,
минералы закиси железа частично окисляются, происходит предельное
накопление водных силикатов глинозема и железа (глинистых минералов).
      Ниже следует зона, где происходит главным образом выщелачивание
 оснований силикатов и кончается гидратация минералов, не успевших пройти
 этот процесс в нижележащей зоне гидратации.
     Конечными остаточными продуктами разложения в коре выветривания
являются гидроокислы железа, алюминия, марганца, титана, глинистые
минералы, кремнезем (халцедон, кварц, опал), в некоторых случаях –
карбонаты (кальцит, арагонит, магнезит) и даже сульфаты. Все эти продукты
являются конечными только в определенных климатических условиях
выветривания, в других они могут быть промежуточными.
      К наиболее характерным реликтовым первичным минералам относятся
 титаномагнетит (ильменит), рутил, магнетит, хромшпинелиды, кварц, нередко
 тальк, циркон и турмалин.

                       11.5. ГЕОХИМИЯ ДИАГЕНЕЗА


    Образовавшийся на дне водоема осадок еще не представляет собой
осадочную горную породу. В нее он превращается в результате довольно
сложных диагенетических преобразований (или диагенеза), заключающихся
в комплексе химических и физико-химических явлений, приводящих

                                   118


к минералообразованию и литификации. Основными чертами диагенеза, по
Н.М. Страхову и группе его соавторов, являются:
    1) интенсивное минералообразование из «сырого» осевшего материала;
    2) отчетливое количественное перераспределение веществ в массе осадка;
    3) литификация – превращение отложений в осадочную породу
в результате дегидратации, перекристаллизации (превращение неустойчивых
минералов в более устойчивые), уплотнения, цементации частиц отлагающимся
между ними веществом.
    Различают ранний диагенез – превращение осадка в породу и поздний
диагенез – процессы превращения, происходящие в уже сформировавшейся
осадочной породе без заметного привноса материала извне. Если такой привнос
происходит, то это уже будет не диагенез, а эпигенез.




                                    119


         ГЛАВА 12. ОБЩИЕ ВОПРОСЫ ГЕОХИМИИ РУДНЫХ
                      МЕСТОРОЖДЕНИЙ

      Геохимическое изучение месторождений должно проводиться в тесном
контакте с другими геологическими исследованиями, быть связано с наукой
о рудных месторождениях, минералогией, стратиграфией, тектоникой,
литологией, петрографией, геоморфологией и т. д.
      Геохимия рудного месторождения – это история концентрации и рассеяния
химических элементов в пространстве его рудного поля. Геохимическая
характеристика рудного месторождения включает следующие важнейшие
вопросы:
      1. Кларки концентрации элементов на месторождении.
      2. Формы нахождения элементов в рудах и ореолах.
      3. Парагенные ассоциации элементов в минералах, породах, рудах,
месторождениях и рудных поясах. Генезис этих ассоциаций.
      4. Современные и былые геохимические процессы (обстановки) на
месторождении и его рудном поле. Геохимическая зональность.
      5. Геохимические барьеры.
      6. Историческая и региональная геохимия месторождений.
      7. Геохимические основы прогнозирования и геохимические методы
поисков месторождений.
      Кларки и рудообразование. Понятие о кларке долгое время не
использовалось при анализе рудообразования. Вместе с тем оно является одним
из основных при изучении геохимии рудных месторождений, так как от
величины кларка во многом зависит число минералов и генетических типов
месторождений, их запасы, содержание в рудах и т. д. Напомним, что кларк
концентрации (КК) – это отношение содержания элемента в данной системе
к его кларку в земной коре.
      В табл. 6. приведены КК элементов в богатых рудах. Исключительно
велики КК для ртути, золота, сурьмы. Естественно, что для элементов
с высокими кларками (Fe, Mg, A1 и т. д.) КК не могут быть столь значительны,
так как содержание элемента в руде не может превышать 100 %. Для алюминия,
например, КК равен 5,5; для железа – 7; для магния – 4,6; для кремния – 1,6
и т. д.
      Но и для многих редких рассеянных элементов КК невелики. Например,
для галлия (К = 1,9 10-3 %) КК = 5,2, для церия (К = 7 10-3 %) КК = 5,7;
и т. д. Очевидно, если ртуть, сурьма, золото, олово, вольфрам и т. д. обладают
большой способностью к концентрации в земной коре, то галлий, церий
и другие редкие рассеянные элементы концентрируются слабо. Они почти не

                                     120



    
Яндекс цитирования Яндекс.Метрика