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.
    чисел. Сейчас принимаются следующие магические числа: 2, 8, 20, 28, 50, 82,
126, 152. У ядер с магическим числом наблюдается скачкообразное изменение
свойств, в частности энергии связи нуклонов. Наиболее устойчивы дважды
магические ядра, содержащие магическое число и протонов, и нейтронов
(изотоп свинца 208Рb). В земной коре элементы с магическими ядрами обладают
относительно высокими кларками (исключая гелий).
     Число Z – это порядковый номер элемента в периодической системе. Оно
равно числу протонов в ядре или же числу орбитальных электронов
у нейтрального атома.
     N – число нейтронов в ядре, изменяется от 1 (нейтрон) до > 150 (изотопы
трансурановых элементов).
     А – полное число нуклонов в ядре. Называется массовым числом.
Очевидно, что между величинами А, N и Z существуют простые соотношения:
                                   A=Z+N
                                   N=A–Z
                                   Z=A-N
     Разность N – Z представляет избыток нейтронов.
     Атомы данного элемента с одинаковым числом протонов в ядре
Z, занимающие, одну и ту же клетку в таблице Д.И. Менделеева, называются
изотопами. Изотопы одного и того же элемента имеют разное число нейтронов
N.
     Атомы с одинаковым массовым числом А, но разными N и Z, называются
изобарами.
     Атомы с одинаковым N, но различным А и Z, называются изотонами.
Атомы с одинаковым составом ядра могут находиться в различном
энергетическом состоянии. В этом случае мы имеем дело с изомерами.
     Помещая в формуле атомного ядра число протонов (Z) у cимвола
 элемента справа внизу и массовое число (А) слева вверху, можно изобразить
 стабильные изотопы Са, например, 40,42,43,44,46Ca20,22,23,24,26.
     Из 340 изотопов (или ядерных видов) земной природы 273 относятся
к стабильным, из которых очень небольшая часть обладает слабой
радиоактивностью. Устойчивость атомных ядер в значительной степени
зависит от соотношения протонов и нейтронов. Для элементов с устойчивыми
ядрами (до Ca с А = 40) это соотношение равно единице (рис. 1). Массовые
числа изотопов распределяются таким образом, что у легких изотопов А = 2 Z.
У элементов, ядра которых тяжелее кальция, число нейтронов начинает
систематически превышать число протонов. По мере роста числа протонов для
ослабления сил кулоновского отталкивания ядра вовлекают дополнительные
нейтроны, число которых быстро растет и у Pb достигает 44. Начиная с Z = 83,

                                     31


несмотря на дальнейшее увеличение числа нейтронов в ядрах, все они
становятся неустойчивыми, радиоактивными.
     При делении массового числа на четыре получаются четыре типа
 изотопов. Если массовое число делится без остатка – 4 n, с остатком – 4n + 1,4n
 + 2,4n + 3. Изотопы типа 4n значительно преобладают в земной коре
 и метеоритах над остальными типами изотопов.




   Рис.1. Нейтронно-протонная диаграмма (по Г.В. Войткевичу и В.В. Закруткину, 1976).
                    Обозначены ядра с магическими значениями Z и N
             (темные кружки – стабильные изотопы, светлые – радиоактивные)
                                          32


     В настоящее время систематика изотопов базируется на принципе
четности нейтронов и протонов. По этому признаку все изотопы могут быть
разделены на четыре типа в зависимости от содержания в них четного или
нечетного числа протонов и нейтронов: четно-четные (Z и N оба четные),
четно-нечетные (Z четное, N нечетное), нечетно-четные (Z нечетное, N четное
и нечетно-нечетные (Z и N оба нечетные).
     В природе преобладают изотопы с четным числом и протонов, и нейтронов
– четно-четные, их 166. Действительно, из восьми наиболее распространенных
элементов литосферы пять сложены преимущественно изотопами этого типа:
О, Mg, Si, Ca, Fe.
     Нечетно-четные изотопы занимают второе место по распространению
(47 изотопов). К ним относятся изотопы трех важнейших элементов литосферы
– Na, Al, K – с соответствующим относительным распространением. Третье
место по распространению занимают четно-нечетные изотопы (55 изотопов),
хотя их число несколько превышает число нечетно-четных.
     Число изотопов невелико у легких элементов и увеличивается у элементов
середины периодической системы, достигая максимума у олова (Z = 50) – 10
изотопов.
     Существует несколько важных закономерностей распространения
изотопов (сразу оговоримся, что из данных закономерностей существуют
исключения). У легких элементов с четным значением Z более распространены
самые легкие изотопы, преобладает изотоп с минимальным значением N. У
средних и тяжелых элементов (с Z > 32) характерно повышенное
распространение тяжелых стабильных изотопов, самые легкие изотопы
встречаются в незначительном количестве, среди тяжелых обычно отсутствует
резко доминирующий изотоп, наиболее обильный изотоп составляет 60 %
и наиболее распространены средние и тяжелые изотопы.
     У элементов с нечетным значением Z число стабильных изотопов не
превышает двух. Исключением не является и нечетный калий, состоящий из
трех изотопов. Средний изотоп 40К радиоактивный.
     У двух изотопных нечетных элементов преобладает изотоп с четным
N. Изотоп с нечетным N значительно менее распространен. Единственное
исключение представляет изотоп азота, имеющий семь нейтронов
и относительное распространение 99,63 %.
     Изотопный анализ пород построен на исследовании различных изотопных
систем и измерении содержания в них того или иного изотопа. Изотопная
геология – самостоятельный, очень важный раздел геологии и геохимии. Та
краткая информация, которую дается в курсе лекций по общей геохимии,

                                    33


может рассматриваться лишь как введение в изотопную геологию
и геохронологию. Прежде чем осветить наиболее часто используемые
в изотопной геохимии и геохронологии методы, следует вспомнить несколько
важных определений:
     Так, говоря об альфа-частице, мы подразумеваем частицу, которая
состоит из двух нейтронов и двух протонов. Таким образом, если материнский
нуклид характеризуется числами Z, N и А, то в дочернем нуклиде мы будем
иметь Z – 2, N – 2 и, следовательно, А1 = (Z – 2) + (N – 2) = А – 4. В результате
такого распада, как будет более подробно описано далее, из 147Sm62 образуется
стабильный изотоп неодима 143Nd60, у которого заряд (Z) больше на два,
а массовое число – на четыре.
     Электронный захват – это реакция взаимодействия орбитального
электрона и протона ядра, при котором образуется нейтрон и нейтрино. Таким
образом, количество протонов (Z) уменьшается на единицу, а количество
нейтронов (N) увеличивается на единицу и число А остается без изменения (как
в случае преобразования, например, 40K19 в 40Ar18).
     Бета-распад – это превращение нейтрона в протон и электрон
с последующим выбрасыванием электрона из ядра. Таким образом, при бета-
распаде количество нейтронов уменьшается на единицу, а количество протонов
возрастает на единицу. Следовательно, порядковый номер дочернего изотопа
(Z) возрастает на единицу, а массовое число (A) остается без изменения
(например, 40K19 преобразуется в 40Ca20).
     Ограничимся этими общими сведениями и перейдем к краткому описанию
методов определения абсолютного возраста пород и минералов.


                                5.1. Rb-Sr МЕТОД

    Рубидий (Z = 37)-– щелочной металл, принадлежащий к группе IA, которая
включает литий, натрий, рубидий, цезий и франций. Его ионный радиус (1,48
o                                                    o
A ) весьма близок к ионному радиусу калия (1,33 A ), что позволяет рубидию
замещать калий во всех калийсодержащих минералах. Рубидий является
рассеянным элементом, который не образует своих собственных минералов. Он
содержится в легко определимых количествах в обычных калийсодержащих
минералах, таких, как слюды (мусковит, биотит, флогопит и лепидолит),
К-полевой шпат (ортоклаз и микроклин), некоторые глинистые минералы
и минералы эвапоритов, например сильвин и карналлит.
                                                           85        87
    Рубидий    имеет    два   природных     изотопа   –       Rb и      Rb
                                                        87
с распространенностью 72,2 % и 27,8 % соответственно. Rb радиоактивен

                                       34


и распадается с образованием стабильного 87Sr путем испускания
отрицательной бета-частицы.
    Стронций (Z = 38) – член группы щелочноземельных элементов IIA,
которая состоит из бериллия, магния, кальция, стронция, бария и радия. Его
                     o                                         o
ионный радиус (1,13 A ) несколько больше, чем у кальция (0,99 A ), который он
может замещать во многих минералах. Таким образом, стронций также
является рассеянным элементом и входит в состав кальцийсодержащих
минералов, таких, как плагиоклаз, апатит и карбонаты кальция, в особенности
арагонит.
     Способность стронция замещать кальций несколько ограничивается тем,
что ионы стронция в кристаллической решетке занимают места
преимущественно с восьмерной координацией, тогда как ионы кальция
вследствие их меньшего размера могут располагаться как в шестерной, так
и в восьмерной координации. Кроме того, ионы стронция могут быть захвачены
вместо ионов калия калиевым полевым шпатом, но замещение К+1 на Sr+2 для
сохранения электрической нейтральности должно сопровождаться замещением
Si+4 на А1+3.
     Стронций имеет четыре стабильных изотопа (88Sr, 87Sr, 86Sr и 84Sr). Их
распространенность составляет соответственно около 82.53, 7.04, 9.87 и 0.56 %.
Распространенность изотопов стронция варьирует в связи с образованием
радиогенного 87Sr за счет распада природного 87Rb. По этой причине точный
изотопный состав стронция в породе или минерале, который содержат рубидий,
зависит от возраста и отношения Rb/Sr в этой породе или минерале.
     В ходе фракционной кристаллизации магмы стронций имеет тенденцию
концентрироваться в плагиоклазе, тогда как рубидий остается в жидкой фазе.
Вследствие этого в ходе прогрессивной кристаллизации отношение Rb/Sr
в остаточной магме может постепенно возрастать. Таким образом, серии
дифференцированных магматических пород имеют тенденцию к повышению
отношения Rb/Sr с увеличением степени дифференциации. Наивысшие
значения этого отношения, достигающие 10 и более, наблюдаются
в дифференциатах последних стадий, включая пегматиты.
     В основе Rb-Sr метода лежит β-распад 87Rb, который превращается в 87Sr
с периодом полураспада 48,8 109 лет. Этот период соответствует
рекомендованной Международной подкомиссией по геохронологии константе
распада 1,42 10-11 год-1. В последние годы употреблялись и другие константы
распада.
     Из всех методов определения возраста минералов и пород Rb-Sr метод
наиболее тесно связан с петрологией и геохимией. Рубидий и стронций
относятся к редким элементам, и рубидий никогда не образует
                                      35


самостоятельных минералов. Химические свойства Rb и Sr сходны со
свойствами К и Са, поэтому поведение Rb и Sr до некоторой степени
сопоставимо с поведением К и Са. Это существенно, к примеру, для наиболее
часто датируемых Rb-Sr методом гранитов, для которых К и Са являются
характерными компонентами породы или целой группы пород.
      Помимо этого, ценная информация может быть получена и из
 многочисленных анализов Rb и Sr, находящихся в отдельных минералах.
 Особый интерес с петрологической точки зрения представляет процесс
 перераспределения Rb и Sr в ходе метаморфизма.
      Радиогенный стронций, вынесенный из биотита, обычно не покидает
 породу, а преимущественно концентрируется в богатых кальцием минералах,
 таких, как апатит или плагиоклаз. Миграцию этого «меченого» стронция
 в пределах породы можно проследить путем масс-спектрометрического
 анализа стронция.
      Rb-Sr метод достаточно разносторонний. При использовании валовых
 проб пород и отдельных минералов в качестве датируемого материала он
 может быть применен для определения времени образования магматических
 пород, метаморфизма, осадконакопления, а также кристаллизации минералов
 на различных этапах охлаждения.
      Преимущество Rb-Sr метода перед U-Pb методом, который будет
 рассмотрен ниже, заключается в том, что в нем используются главные
 породообразующие минералы, такие, как слюда и полевые шпаты, которые
 определяют историю породы. При U-Pb датировании генерации цирконов из
 какой-либо породы можно получить достоверные результаты, однако
 возникает вопрос, отражают ли эти значения возраст самой породы или они
 относятся к обломочным, т. е. унаследованным цирконам, и соответствуют
 более древнему возрасту по сравнению с моментом образования породы.
 Перед К-Аг методом, который мы рассмотрим позже, Rb-Sr метод имеет
 преимущество в том, что он теснее связан с геохимией пород. Если аргон
 выносится из слюды, то его сохранность в породе контролируют случайные
 факторы, такие, как наличие близлежащих трещин и зон разломов.
     Применение Rb-Sr метода ограничивается двумя факторами:
        1. Большим периодом полураспада 87Rb, который составляет 48,8 109
   лет.
        2. Тем, что обычный стронций содержит около 7 % 87Sr.
     Из-за большого периода полураспада 87Rb в образцах, особенно молодых,
накапливается очень малое количество 87Srрад. Эту малую добавку очень трудно
измерить, если в пробе содержится большое количество обычного стронция.
Поэтому для датирования пригодны только образцы с высокими значениями

                                     36


отношения Rb/Sr, причем, чем древнее возраст, тем это значение должно быть
больше.
      Как отмечалось выше, ни один минерал или порода не содержат только
рубидий без стронция, помимо 87Srрад они включают обычный 87Sr. Для
определения доли радиогенного стронция из общего измеренного количества
87
   Sr (суммы радиогенного и обычного) вычитают долю, внесенную обычным
стронцием. При этом необходимо знать или ввести предполагаемое значение
отношения 87Sr/86Sr обычного стронция в конкретном образце.
      Как правило, используют величину отношения 87Sr/86Sr либо
в океанической воде, либо в мантии в зависимости от типа исследуемой
породы. Если значение отношения 87Sr/86Sr в обычном стронции в каждом
конкретном образце является предположительным, то создается некоторая
неопределенность. Гораздо надежнее измерять изотопный состав обычного
стронция. Это можно осуществить, если несколько образцов содержат обычный
стронций с идентичным соотношением 87Sr/86Sr.
      При анализе нескольких проб, извлеченных из одного гранитного тела,
можно вычислить как возраст, так и изотопный состав содержащегося в них
обычного первичного стронция. Лучше всего это продемонстрировать
графически, путем нанесения данных на Rb-Sr изохрону-диаграмму.
      На Rb-Sr эволюционной диаграмме на ось абсцисс наносится значение
отношения 87Sr/86Sr, а на ось ординат – 87Rb/86Sr (рис. 2). Значение отношения
87
   Rb/6Sr геохимически отвечает величине отношения Rb/Sr. Каждому образцу
соответствует точка на диаграмме.
      Первичный стронций, который представляет собой стронций без
радиогенной добавки изотопа 87Sr или соответствует стронцию
в образце, не содержащем рубидия, определяется точкой пересечения прямой
с осью ординат Sri. На этой диаграмме возраст анализируемой породы или
минерала пропорционален углу наклона прямой линии A, соединяющей точку
пробы А с точкой на оси ординат, отвечающей первичному Sr.
      Данные, вычисленные по соотношению Rb и Sr, пересчитываются по
следующей формуле: Возраст = 1 / λ ln (1 + 87Srpaд/87Rb), где λ – константа
распада 87Rb. Это же выражение можно записать в виде: Возраст = 1 / λ ln
(1 + tg α).




                                      37


                                                  Можно предположить, что
                                               в нулевой момент времени
                                               формирования              гранита
                                               содержащийся       в     расплаве
                                               стронций     был       полностью
                                               перемешан и гомогенизирован.
                                               Последующая       кристаллизация
                                               дала начало новому процессу
                                               фракционирования Rb и Sr. При
                                               этом Sr концентрировался в ранее
                                               кристаллизующихся,        богатых
      Рис. 2. Rb-Sr -эволюционная диаграмма.
                                               кальцием       гранитах       или
     А – положение точки проанализированного
   образца минерала или породы; Sr – первичное гранодиоритах. В гранодиорит-
                 отношение 87Sr/6Sr            гранитной            ассоциации,
                                               образовавшейся                при
   магматической дифференциации, обычно самые молодые из данной серии
   пород характеризуются наиболее высоким значением отношения Rb/Sr. Даже
   в пределах единого гранитного тела соотношение Rb и Sr может изменяться
   от места к месту, особенно от центральной части, как правило, обогащенной
   Sr, к периферии, где отмечается накопление рубидия. Однако изотопный
   состав стронция, который гомогенизировался в ходе формирования породы
   и миграции расплава, уже не может измениться под воздействием каких-либо
  химических процессов.
       Таким образом, если бы существовала возможность проанализировать
несколько образцов, извлеченных из одного гранитного тела вскоре после его
кристаллизации, то все они содержали бы стронций с одинаковым изотопным
составом, т. е. первичный стронций. На Rb-Sr эволюционной диаграмме эти
образцы находились бы на прямой линии, параллельной абсциссе. С течением
времени эта прямая будет разворачиваться вокруг точки первичного стронция –
Sri (рис. 2).
       При анализе Rb-Sr методом нескольких проб, извлеченных из одного
гранитного тела, все соответствующие им точки на эволюционной диаграмме
обычно укладываются на прямую линию. Значение первичного отношения
87
   Sr/86Sr определяется точкой пересечения линии с ординатой, а возраст –
наклоном линии равных возрастов – изохроной.
       Изохроной называют прямую линию, отклонения от которой
аналитических точек не превышают некоторых допустимых пределов.
Эрохрона – это прямая линия, разброс точек относительно которой выходит за
рамки допустимого предела.

                                       38


    По И.М. Горохову, зависимость можно называть эрохроной в том случае,
если дисперсия значительно превышает экспериментальную. Существует также
вероятность получения ложной зависимости – псевдохроны. Поэтому
необходимо исследовать зависимость 87Sr/86Sr – 1/Sr и зависимость Fe2O3 – H2O,
при этом отсутствие корреляции – признак того, что зависимость не ложная.
    Как уже указывалось, Rb-Sr системы в породах гораздо более устойчивы,
чем в минералах. Изотопные системы пород значительно менее подвержены
влиянию поздних метаморфических событий. Частичный обмен Sr между
соседними минералами может иметь место при сравнительно низких
температурах. Даже полный обмен Sr и гомогенизация его изотопов между
различными минералами одной и той же породы требуют полного
расплавления, но для переноса материала необходимо наличие каких-либо
флюидов.

                               5.2. К-Ar МЕТОД


     Принцип, положенный в основу традиционного К-Аr метода, весьма
прост. Путем радиоактивного распада 40К превращается в 40Аr и, зная
константы распада, можно достаточно точно измерить концентрацию
материнского и дочернего изотопов в породах или минералах и вычислить их
возраст.
     Калий (Z = 19) является щелочным металлом и вместе с литием, натрием,
рубидием и цезием располагается в группе IA периодической системы. Калий –
один из восьми наиболее распространенных в земной коре химических
элементов. Он является главным компонентом многих породообразующих
минералов, таких, как слюды, полевые шпаты, фельдшпатоиды, глинистые
минералы.
     В основе К-Аr метода лежат следующие положения:
           1)     Измерение содержания 40Аr в породах и минералах можно
       использовать как метод определения их возраста.
           2)     Весь избыточный 40Аr в атмосфере связан с распадом 40К,
       происходящего путем элетронного захвата.
     Теоретические основы К-Аr метода датирования были разработаны
примерно к 1950 г., и с того времени К-Аr метод стал широко используемым
методом определения возраста К-содержащих пород и минералов.
     Калий имеет три природных изотопа, распространенность которых
составляет: 39К = 93,2581 ± 0,0029 %, 40К = 0,01167 ± 0,00004 % и 41К = 6,7302 ±
0,0029 %.


                                       39


      Изотопный состав аргона земной атмосферы составляет, соответственно,
40
   Ar = 99,60 %, 38Ar = 0,063 % и 36Ar = 0,337 %. Отношение 40Аr/36Аr = 295,5.
      Распад 40К до стабильного 40Ar происходит путем электронного захвата
и эмиссии позитрона. 11 % атомов 40К распадаются путем электронного распада
до ядер 40Ar, находящихся в возбужденном состоянии, которые переходят
в основное состояние, испуская γ-излучение. Преимущественно же атомы 40К
путем β-распада переходят в состояние 40Са.
      Процесс вычисления значения времени T по системе формул,
учитывающих постоянные распада 40К, количество 40Аr и 40К в породе,
завершается получением значения T, соответствующего возрасту минерала,
если выполнены следующие условия:
         1. За время существования минерала не происходит потерь
    радиогенного 40Аr, образовавшегося в результате распада 40К.
         2. Минерал становится закрытой системой относительно 40Аr вскоре
    после своего образования.
         3. 40Аr не привносится в систему извне.
         4. Введена поправка на 40Аr, поступивший из атмосферы.
         5. На протяжении своего существования минерал является закрытой
    системой относительно К.
         6. Изотопный состав К не меняется в результате фракционирования
    или какого-либо другого процесса, кроме распада 40К.
         7. Постоянные распада 40К достаточно точны, и на их значение не
    повлияли какие-либо процессы и условия среды, в которой находился
    минерал.
         8. Концентрация 40Аr и калия определена с достаточной точностью.
      К сожалению, довольно часто в первую очередь для метаморфических
пород, эти условия не соблюдаются. Обычно при К-Аr датировании
предполагается, что весь первичный 40Аr имеет атмосферное происхождение
и что количество радиогенного 40Аr можно вычислить путем вычитания
количества атмосферного аргона (рассчитанного по атмосферному
соотношению 40Аr/36Аr = 295,5) из полного количества 40Аr в образце. Если
минералы содержат магматический или метаморфический аргон, рассчитанный
К-Аг возраст окажется выше истинного возраста минералов. В таких случаях
говорят, что минералы содержат избыточный 40Аr.
      Далее вычисление возраста проходит аналогично методике Rb-Sr. Для
определения возраста часто используют K-Ar-изохроны. В этом случае
результаты анализа наносятся на диаграмму с координатами 40Ar/36Ar –
40
   K/36Ar.


                                      40



    
Яндекс цитирования Яндекс.Метрика