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.
        Результаты определения возраста U-Pb методом обычно рассматривают
графически относительно кривой согласованных значений возраста –
конкордии,     предложенной       Дж.     Везериллом.       Диаграмма        строится
                                         206  238     207     235
в координатах изотопных отношений Pb/ U – Pb/ U (рис. 5). В таком
случае конкордия является геометрическим местом точек, для которых возраст,
                                                  вычисленный по отношению
                                                  206
                                                      Pb/238U, равен возрасту,
                                                  определенному                        по
                                                                            207    235
                                                  отношению                     Pb/ U.
                                                  Подобную диаграмму можно
                                                  также            построить         для
                                                                           208     232
                                                  отношений                    Pb/ Th
                                                          207     235
                                                  и           Pb/ U.       Конкордия
                                                  криволинейна                    из-за
               Рис.5. Общий вид конкордии         различных                  периодов
                                                                      238
                                                  полураспада             U и 235U.
Следует, однако, отметить, что Th-Pb метод имеет значительно меньшее
практическое значение, чем U-Pb метод, так как он часто дает величины
возраста, которые трудно или невозможно интерпретировать.
    Большим преимуществом             U-Pb метода датирования является
использование двух связанных систем с различными константами
радиоактивного распада, что позволяет с помощью одного анализа проверить
предположение о замкнутости системы в отношении U и РЬ. Система остается
закрытой, если за время существования минерала ни РЬ, ни U, ни Th, ни
соответствующие промежуточные продукты распада не терялись минералом
и не поступали в него. В этом случае оба значения U-Pb возраста будут
согласованными, или конкордантными, если никакие другие радиогенные
продукты распада не были вовлечены в минерал во время его образования. Это
последнее условие, однако, не всегда выполняется.




                                           51


     В противоположность многочисленным значениям возраста, полученным
по монациту и сфену, возрастные значения, полученные по циркону, обычно
дискордантны. При этом наблюдается такое соотношение: t (207Pb/206Pb) > t
                                                 (207Pb/235U)    >    t(206Pb/238U)
                                                 (рис. 6). Опыт показывает, что
                                                 если       анализируется       ряд
                                                 урансодержащих        минералов,
                                                 в      большинстве        случаев
                                                 цирконов, то на диаграмме
                                                 часто наблюдается линейное
                                                                    расположение
                                                 экспериментальных          точек.
                                                 Сильвер и Дейч первыми
     Рис. 6. Конкордия и экспериментальные точки показали, что в пределах
    по четырем популяциям циркона из различных
                                                 данной                популяции
     пород в пределах одного гранитного плутона.
                                                 когенетичного циркона более
тонкой и (или) более магнитной фракции циркона соответствуют меньшие
значения кажущегося Pb-U возраста. Кроме того, обычно имеется четкая
корреляция между содержанием урана, с одной стороны, и размером зерен
и магнитной восприимчивостью – с другой. Чем меньше размер зерен и чем
больше их магнитная восприимчивость, тем выше содержание урана.
     При получении дискордий важное место занимает интерпретация
дискордантных значений. Если в отношении верхней точки пересечения
дискордии с конкордией не так много противоречий, – эта точка считается
точкой, фиксирующей время кристаллизации цирконов, то в отношении
нижней точки пересечения существует множество подходов для
интерпретации. Некоторые связывают ее с эпизодическим выносом свинца при
перекристаллизации цирконов при метаморфизме, некоторые считают, что
геологического смысла эта точка не имеет. Чаще всего эта точка трактуется как
время преобразования цирконов.
     Метод, основанный на анализе цирконов, широко применяется для
определения возраста метаморфических пород, поскольку эти минералы
достаточно устойчивы в процессах прогрессивного регионального
метаморфизма. Более того, совершенствование приборной базы привело к тому,
что сегодня возможен анализ возраста по одному зерну циркона или их крайне
малому количеству.
     Вместе с этим следует понимать, что в каждом случае анализируется, так
как в метаосадочных породах возраст цирконов несет информацию
о времени формирования пород, материнских по отношению к осадку. Кроме

                                        52


того, в метаморфических породах цирконы часто являются продуктами
метаморфических процессов, которые в этом случае и будут датироваться.

           5.8. СТАБИЛЬНЫЕ ИЗОТОПЫ ВОДОРОДА И КИСЛОРОДА

     Кислород (Z = 6) является наиболее распространенным химическим
элементом в земной коре. Он имеет три стабильных изотопа: 16О = 99,63 %,
17
  O = 0,0375 % и 18O = 0,1995 %.
     Водород (Z = 1) имеет два стабильных изотопа 1Н и 2Н,
распространенность которых составляет, соответственно 99,9852 % и 0,0148 %.
     Изотопный состав кислорода и водорода в образце выражается как δ18О
и δD, характеризующих разность отношений D/H и 18О/16О в образце
и стандарте SMOW (стандартная среднеокеаническая вода). Эти величины
измеряются в промилле:
     δ18О = {[(18О/16О)обр – (18О/16О)SMOW] / (18О/16О)SMOW } 103
     δD = {[(D/H)обр – (D/H)SMOW] / (D/H)SMOW } 103
    Положительное значение δ18О и δD свидетельствует об обогащении
образца 18О и D относительно стандарта SMOW, а отрицательное – об
обеднении.
     Кислород        является       основным         компонентом     большинства
породообразующих минералов. Если два минерала, А и В, находятся
в изотопном равновесии с общим резервуаром кислорода, разность значений
δ18О этих минералов уменьшается с повышением температуры. Это явление
можно использовать для определения температуры, соответствующей
окончательному       установлению        равновесия      между    сингенетичными
кислородсодержащими минералами.
    Большой прогресс был достигнут в измерении коэффициентов разделения
изотопов кислорода и водорода между минералами и водой при различных
температурах. Уравнения, описывающие фракционирование изотопов
кислорода и водорода между минералами и водой при различных температурах,
можно объединить и получить изотопно-термометрические уравнения для
данного минерала.
    В целом по минералам вулканических пород можно получить достаточно
точные значения температур кристаллизации, тогда как при исследовании
минералов плутонических пород эти цифры, как правило, занижены, что
обусловлено установлением нового изотопного равновесия при медленном
остывании.
    Изотопный состав кислорода в магматических плутонах может измениться
вследствие взаимодействия с циркулирующей метеоритной водой. В связи
с этим значения δ18О для интрузивных и окружающих вмещающих пород
                                       53


уменьшаются, тогда как для воды они могут увеличиваться. Такое
переуравновешивание      изотопов    кислорода     сопровождается      очень
незначительными       вторичными      изменениями       полевых      шпатов
и железомагнезиальных минералов.
     Воды различного происхождения также играют важную роль
в образовании гидротермальных рудных месторождений и в изменении
вмещающих их пород. В образовании определенного рудного месторождения
в различное время могли принимать участие воды с различным изотопным
составом и различной температурой. Это значительно усложняет
интерпретацию изотопных данных. Результаты исследования изотопного
состава кислорода вместе с данными о распространенности Sr и Nd
используются для обнаружения контаминации магмы коровыми породами.
     В вулканических породах, формирующихся вдоль зон субдукции и на
континентах, обнаружилось много проявлений коровой контаминации.
Изотопный состав кислорода гранитных плутонов, образующих крупные
батолиты в орогенных поясах, также используется для идентификации их
материнских пород. В целом граниты, образовавшиеся при плавлении
осадочных пород (так называемые граниты S-типа), обогащены 18О, в отличие
от гранитов, образовавшихся при плавлении магматических материнских пород
(I-тип).
     Изотопный состав кислорода и водорода глинистых минералов
определяется изотопным составом воды, с которой они находились в контакте
в ходе их образования, и температурой. Поэтому можно составить уравнение,
связывающее величины δ18О и δD и отражающее изотопный состав метеорной
воды. Изотопный состав кислорода и водорода глины в почвах свидетельствует
о климатических условиях во время их образования. Кроме того, по изотопному
составу можно различать гипергенные (низкотемпературные) и гипогенные
(высокотемпературные) глины в рудных месторождениях.
     Морские карбонаты характеризуются положительными значениями δ18О,
варьирующими от +20 до +30 % (относительно SMOW). Значение δ18О для
морских карбонатов и кремнистых сланцев уменьшается с увеличением их
возраста до 3,4 млрд лет. Различия в значениях δ18О для минералов
метаморфических пород обычно уменьшаются с увеличением степени их
метаморфизма. Значения температуры, рассчитанные по данным анализа пар
минералов, согласуются между собой и повышаются при увеличении степени
метаморфизма.
     Однако эти температуры не всегда соответствуют максимальной
температуре, поскольку при остывании может устанавливаться новое
изотопное       равновесие.    Этот      эффект       особенно       заметен

                                     54


в высокометаморфизованных породах и минералах, например в кальците
и полевом шпате, в которых изотопное равновесие устанавливается быстро.
     Изотопные отношения D/H и 18О/16О в природных водах существенно
варьируют. При выпадении осадков наблюдаются:
        • постепенное уменьшение концентрации тяжелых изотопов
   с продвижением к более высоким широтам, т. е. с уменьшением
   температуры («температурный эффект»);
        • уменьшение δ18О и δD с продвижением от прибрежных районов
   вглубь континента («континентальный эффект»);
        • сезонные      вариации,   происходящие      почти    параллельно
   с изменением температуры;
        • понижение концентраций 18О и D с увеличением высоты над
   уровнем моря («высотный эффект»).

                          5.9. ИЗОТОПЫ УГЛЕРОДА


     Углерод – один из наиболее распространенных элементов во Вселенной –
является основой существования жизни на Земле. Углерод, следовательно,
представляет собой важнейший элемент биосферы, хотя распространен также
в коре и мантии Земли, в гидросфере и атмосфере. В органических соединениях
и в угле углерод присутствует в восстановленной форме, а в окисленном
состоянии встречается главным образом в виде диоксида углерода,
карбонатных ионов в водных растворах и в виде карбонатных минералов.
Кроме того, обнаружен самородный элемент в форме графита и алмаза.
     Углерод (Z = 6) имеет два стабильных изотопа: 12С = 98,89 % и 13С = 1,11
%. Кроме того, на Земле встречается радиоактивный изотоп 14С. Изотоп
углерода 14С (радиоуглерод) образуется в верхних частях атмосферы на высоте
1600 км из азота-14 под действием космических частиц – тепловых нейтронов.
Период полураспада 14С = 5730 лет, поэтому 14С отсутствует в каменных углях,
а в современной древесине 14С = 1,07. 10-10. Углерод-14 позволяет определять
малый абсолютный (археологический) возраст.
     Изотопы углерода фракционируют в различных природных процессах,
включая фотосинтез и реакции изотопного обмена между соединениями
углерода. Фотосинтез приводит к обогащению синтезированных органических
соединений 12С.
     С другой стороны, реакции изотопного обмена между газообразной
формой СО2 и водорастворенными карбонатами вызывают обогащение
карбонатов 13С. В результате этого распространенность изотопа 13С в углероде
на поверхности Земли варьирует в пределах 10 %.

                                     55


     Изотопные отношения углерода измеряются на масс-спектрометре
с газовым источником и выражаются в виде значений δ. Величина
δ представляет собой разность между изотопными отношениями в образце
и стандарте, деленную на изотопное отношение в используемом стандарте:
     δ = {[(13С/12С)обр – (13С/12С)станд] / (13С/12С)станд } 103
     Вариации изотопов углерода в природе обусловлены процессами
обменного равновесия и кинетического фракционирования в различных
углеродных циклах. Таким образом, изотопы углерода дают информацию
о генерации, степени зрелости и генетической корреляции углеводородов
и веществ, из которых они образовались. Эти данные могут быть использованы
при поисках месторождений нефти и газа.
     Атмосферный СО2 – первоисточник всего природного углерода. Он
находится в изотопном равновесии с бикарбонатами морской воды, которые
обогащены изотопом 13С и частично расходуются на построение раковин
морских организмов.
     Планктон, растения и морские организмы, отложенные в бассейнах
седиментации, подвергаются воздействию бактерий в неконсолидированных
осадках и преобразуются в комплексные соединения гуминовых кислот. Эти
комплексы в процессе диагенеза превращаются в кероген, который
представляет собой нерастворимый органический углерод в осадках
и, возможно, является исходным материалом для образования нефти.
     Изотопия углерода используется исследователями докембрийских
комплексов       для      определения          возможного        генезиса протолитов
метаморфических пород. Если предположить, что соотношения изотопов
в метаморфических породах сохраняются, эти данные могут пролить свет на их
первичную природу и особенности формирования метаосадочных
и метавулканогенных породных ассоциаций.


                              5.10. ИЗОТОПЫ СЕРЫ

    Сера является широко распространенным элементом в литосфере,
гидросфере и атмосфере Земли. В окисленной форме она встречается в виде
сульфатов в океанах и в эвапоритовых породах. Встречаются также
восстановленные формы серы – в сульфидах полиметаллических
месторождений,    ассоциирующихся      с    магматическими,      осадочными
и метаморфическими породами. Поэтому данные об изотопном составе серы
особенно полезны для изучения сульфидных рудных месторождений
    Сера (Z = 16) имеет четыре стабильных изотопа, приблизительная
распространенность которых составляет: 32S = 95,02 %, ЗЗS = 0,75 %, 34S = 4,21
                                         56


% и 36S = 0,02 %. Изотопный состав серы выражают с помощью величины δ34S,
определяемой как
     δ34S = {[(34S/32S)обр –(34S/32S)станд] / (34S/32S)станд } 103
     В качестве стандарта используется сера троилита (FeS), извлеченная из
железного метеорита Canyon Diablo, в котором отношение 34S/32S = 22,2. Этот
стандарт удобен, поскольку изотопный состав серы в мафических
магматических породах очень близок изотопному составу метеоритов.
Следовательно, величина δ34S данного образца земной серы может служить
мерой изменений ее изотопного состава, происшедших со времени
первоначального поступления серы в земную кору.
     Исследования вариаций изотопного состава серы, находящейся
в минералах докембрийского возраста весьма важны, поскольку они могут дать
информацию о биологической эволюции, происходившей в архейский период.
Сульфатредуцирующие бактерии, жизнедеятельность которых является
основной причиной изотопного фракционирования серы, не существовали
в раннем архее. Их эволюция стала возможной лишь после того, как
концентрация сульфата на поверхности Земли в достаточной мере возросла за
счет активности зеленых и пурпурных фотосинтезирующих серных бактерий,
окисляющих H2S до SO4.
     Значительно позже, примерно 2 109 лет назад, концентрация кислорода
в атмосфере увеличилась настолько, что стало возможным непосредственное
окисление сульфида в сульфат. О появлении сульфатредуцирующих бактерий
может свидетельствовать изменение изотопного состава серы в докембрийских
породах,     поскольку        эти     бактерии         вызывают    фракционирование,
а фотосинтезирующие – нет.




                                         57


   ГЛАВА 6. ГЕОХИМИЧЕСКАЯ КЛАССИФИКАЦИЯ ЭЛЕМЕНТОВ

     Геохимическая классификация элементов связана с общей химической
классификацией, согласно которой по химическим свойствам элементы могут
быть разделены на 6 различных классов:
     1. Инертные газы. Внешние оболочки полностью заполнены.
     2. Сильно электроположительные металлы. Представлены атомами,
которые имеют 1–3 электрона сверх конфигурации инертных газов. К этому
классу относятся щелочные и щелочноземельные металлы I и II групп таблицы
Менделеева и большая часть III группы: Li, Na, K, Rb, Cs, Fr; Be, Mg, Ca, Sr, Ba,
Ra; Al, Sc, Y, La, Ac.
     3. Неметаллы. Представлены атомами, у которых не хватает 1–4-х
электронов до конфигурации благородных газов. К этому классу относятся
F, Cl, Br, I, At; O, S, Se, Te; N, P, As, C, Si.
     4.     Переходные       металлы.       Образуют   катионы      и   соединения
с незаполненным d-слоем. К этому классу относятся три ряда элементов: 1) Ti,
V, Cr, Mn, Fe, Co, Ni; 2) Zr, Nb, Mo, Tc, Ru, Rh, Pd; 3) Hf, Ta, W, Re, Os, Ir, Pt.
     5. Лантаниды и актиниды. Образуют катионы и соединения, в которых
атомы имеют незаполненные d- и f- слои.
     6. Металлы побочных подгрупп. Имеют атомы, на внешних оболочках
которых от 1 до 3 электронов сверх восемнадцати электронов
в предшествующей оболочке. Такую 18-электронную конфигурацию называют
псевдоконфигурацией оболочки инертного газа. Под этим названием
подразумевается оболочка типа инертного газа плюс полная подоболочка из
десяти d-электронов. К металлам побочных подгрупп относятся Cu, Ag, Au; Zn,
Cd, Hg; Ga, In, Tl.
     Существуют различные геохимические классификации элементов.
Наиболее известны классификации В.А. Гольдшмидта, А.Е. Ферсмана,
В.И. Вернадского, А.Н. Заварицкого, Г. Вашингтона.
     Классификация В.А. Гольдшмидта (1924 г.) основана на главных
геохимических свойствах элементов: способности концентрироваться в той или
иной среде, оболочке, создавать определенные химические соединения
в природе. Согласно классификации, все элементы таблицы Д.И. Менделеева
подразделяются         на    четыре      геохимические    группы:     литофильные,
халькофильные, сидерофильные и атмофильные. В особую группу выделяются
элементы биофильные, склонные концентрироваться в живых организмах
(табл. 2).



                                        58


                                                                           Таблица 2
     Геохимическая классификация элементов (по Б.М. Гольдшмидту)

    Железо,     Сульфиды, халькофилы            Силикаты,    Газы,     Организмы,
сидерофилы в метеоритах         на земле        лнтофилы    атмофилы    биофилы

 Fe, Ni, Co    S, Se, (Те?)    S, Se, Те   О, (S), (P), H, N, С, О     С, Н, О, N
                                             (H), Si
  Р, (As), С   Р, As, (Sb?)   As, Sb, Bi Ti, Zr, Hf, Th CI, Br, I      Р, S, CI, I
                                              F, Cl,
 Ru, Rh, Pd    Сu, Ag, Zn      Ga, In, Tl Br, I, (Sn), B He, Ne, Ar     (В), (Са
                                                 Al
  Os, Ir, Pt   Cd, (Ti), V    (Ge), (Sn)   (Ga), Se, Y    Kr, Xe       Mg, K, Na)
                                             La, Ce,
 Au, Ge, Sn    Cr, Mn, Fe     Pb, Zn, Cd   Pr, Nd, Sm                  (V, Mn, Fe
                                             Eu, Gd,
  Mo, (W)         (Ca)        Hg Сu, Ag Tb, Dy, Ho                        Cu)
                                              Er, Tu
  (Nb), Та                       (Аu)      Yb, Lu, Li
                                              Na, K
  (Se), (Те)                  Ni, Pd, (Pt) Rb, Cs, Be
                                             Mg, Ca
                               Co, (Rh,    Sr, Ba, (Fe)
                                              V, Cr
                                Ir), Fe    Mn, ((Ni))
                                              ((Co))
                                  (Os)      Nb, W, U
                                               ((С))

     Литофильные элементы – элементы горных пород, имеют специфическое
сродство с кислородом и в условиях коры образуют минералы – кислородные
соединения. К литофильным относятся 53 элемента, то есть большая часть
элементов периодической системы. В переводе с греческого «литофильный» –
«любящий камень».
     Халькофильные элементы имеют склонность давать природные
соединения с серой и ее аналогами по периодической системе – селеном
и теллуром. В природе они образуют сульфиды, селениды, теллуриды. Легко
переходят в самородное состояние. Примерами их могут быть Cu, Zn, Pb, Cd,
Se, Te, As, Sb, Bi, Ag. Название происходит от греческого «халькос» – «медь».




                                           59


     Сидерофильные элементы дают сплавы с железом. Большинству
сидерофильных элементов свойственно самородное состояние. Это Fe, Ni, Co,
P, C, Ru, Os, Pt, Rh, Ir, Au, Sn, Mo, W, Ta.
     Атмофильные элементы – элементы земной атмосферы. Примеры: H, N,
C, O, Cl, Br, I, He, Ne, Ar, Kr, Xe.
     Необходимо отметить, что один и тот же элемент может проявлять разные
свойства. Например, Fe обладает сидерофильными, литофильными
и халькофильными свойствами.
     Геохимические свойства элементов предопределяют их химическую
дифференциацию в расплавленных системах. Например, при плавлении
в домне атмофильные элементы переходят в газовую фазу, литофильные –
в шлак, халькофильные дают сульфидную фазу, а сидерофильные –
металлическую фазу.
     Геохимические группы элементов разделяются и в отдельных фазах
метеоритного вещества: литофильные элементы слагают каменные
(силикатные) метеориты, сидерофильные – железные (металлические)
метеориты, халькофильные элементы присутствуют в сульфидной
(троилитовой) части метеоритов. Атмофильные элементы слагают атмосферу.
     Классификация В.И. Вернадского. По Вернадскому, все элементы
периодической системы разделяются на шесть групп: I) благородные газы;
II) благородные металлы; III) циклические элементы; IV) рассеянные элементы;
V) элементы сильно радиоактивные; VI) элементы редких земель. Необходимо
отметить, что по ряду аспектов классификация Вернадского является более
детальной и, представляется, имеет смысл использовать обе приведенные
классификации в комплексе (табл. 3).

                                                                               Таблица 3
          Геохимические группы элементов (по В.И. Вернадскому)

 Название группы                   Элементы                    n           %
I. Благородные газы            Не, Ne, Ar, Kr, Xe              5    5,44
II. Благородные             Ru, Rh, Pd, Os, Ir, Pt, Au         7    7,61
     металлы
III. Циклические      H, Be, B, C, N, 0, F, Na, Mg, Al, Si,    44   47,82
     элементы           P, S, Cl, K, Ca, Ti, V, Cr, Mn, Fe,
                      Co, Ni, Cu, Zn, Ge (?), As, Se, Sr, Zr
                       (?), Mo, Ag, Cd, Sn, Sb, Те, Ba, B,
                            Hf, W, Re, Hg, Tl, Pb, Bi


                                          60



    
Яндекс цитирования Яндекс.Метрика