Білет № 3

1. Розповсюдженість хімічних елементів в земній корі. Кларки елементів та методи їх визначення.

1) земна кора складена в основному 8 елементами: O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K;

2) на частку інших 84 елементів припадає менше 1 % маси земної кори;

3) серед найголовніших по поширеності елементів особлива роль у земній корі належить O. Особлива роль O полягає в тому, що його атоми складають 47% маси земної кори і майже 90% об’єму найважливіших породоутворюючих мінералів.

Використовуючи новітні методи аналізу (нейтронно-активаційний, атомно-адсорбційний,

люмінесцентний, електронного парамагнітного резонансу, мікрозондового аналізу тощо), із

результатів численних точних аналізів мінералів, порід і їхніх сумішей, а також із зіставлення

поширеності окремих пар елементів (наприклад, Rb: K, Hf: Zr, Re: Mo, Cd: Zn) вдалося

визначити вміст в земній корі майже всіх елементів періодичної системи. Ці цифри за пропозицією Ферсмана одержали назву кларків на честь Ф.У.Кларка, який вперше, як уже говорилося, достатньо повно і точно оцінив хімічний склад земної кори.

Кларки – система усереднених вмістів, що характеризують поширеність хімічних елементів у геохімічній системі.

Виражається в масових, об’ємних, атомних відсотках, проміле або по відношенню до вмісту одного з елементів, найбільш поширеного.

На сьогодні найчастіше користуються кларками земної кори:

- за О.П.Виноградовим, який за середній склад земної кори взяв суміш, що складається з 2 ч. кислих порід і 1 ч. основних порід,

- за О.О.Беусом, який встановив кларки виходячи з співвідношення гранітного та базальтового шарів 1: 2.

- за С.Р.Тейлором, який встановив кларки для континентальної кори виходячи із співвідношення

1: 1 основних і кислих магматичних порід.

Значення кларків для окремих елементів постійно уточнюються. Природно, що це позначається на значеннях поширеності всіх інших елементів, тому що їхня загальна сума завжди повинна дорівнює 100%. Загальна поширеність елементів у земній корі така, г/т:

0, 001-0, 01 Re, Os, lr, Ru, Rh, Ті, Pt, He, Au, Pd

0, 01-0, 1 Ar, Se, Ag, Hg

0, 1-1, 0 Cd, Bi, In, Tu, I, Sb, Lu

1, 0-10, 0 Eu, Dy, Ho, Er, Yb, Hf, Та, W, Tl, U, Ge, As, Br, Мо, Sn, Cs, Pr, Sm, Be

10, 0-100, 0 Pb, Th, Y, Nb, La, Ce, Nd, Li, B, N, Sc, V, Cr, Co, Ni. Cu, Zn, Ga

100, 0-1000, 0 C, F, P, S, Cl, Rb, Sr, Zr, Ba

1000, 0-10 000, 0 Mn, Ti

> 10 000, 0 O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K

Аналіз поширення елементів за типами порід дає, зокрема, наступні групи:

а) елементи в основних і кислих породах поширені приблизно однаково - Ga, Ge, Se, Ті, Re, Sr, Nb, Cd, In, Hf;

б) в основних породах даного елемента більше, ніж у кислих - Сг, Sc, Ni, V, Co, Pt;

в) у кислих породах вміст елементу помітно вищий, ніж в основних - Li, Be, Rb, TR, Ва, Tl, Th, U, Та.

Як ми вже бачили, поширеність елементів у земній корі охоплює величезний діапазон значень. За

їх вмістом всі елементи можна розділити на декілька груп, і тоді виникає ряд несподіваних для наших повсякденних уявлень співвідношень. Наприклад, у земній корі Cu менше ніж Zr; Hg менше ніж TR; Pb менше ніж Ga; Ni у декілька разів менше ніж Rb; Sn у 30 разів менше ніж V, a Sc у 200 разів більше ніж Ag.

В. И. Вернадский назвав розсіяними ті елементи, що, знаходячись у земній корі в значних

кількостях, не дають високих концентрацій. Так, наприклад, величезні маси Rb розсіяні в польових шпатах, Ga - в алюмінієвих мінералах, Re - у молібденітах, Cd - у сфалеритах, Ag - у галенітах, Sc - у силікатах, Li - у слюдах і т.д.

На відміну від розсіяних, рідкісні (кларк < 0, 01-0, 001%) елементи в земній корі знаходяться в значно меншій кількості, хоча й утворюють власні мінерали, які можуть концентруватися в рудні скупчення. Вернадський у зв'язку з цим увів поняття кларка концентрації елемента в мінералах і родовищах (як відношення вмісту у мінералі, родовищі до величини кларку). Так, кларк Mn у земній корі складає 0, 1 %, а кларк концентрації Mn у родоніті - 400, у псиломелані - 500, у піролюзиті - 632.

Таким чином, доступність того або іншого елемента насамперед визначається його спроможністю досягати високих кларків концентрації, тобто утворювати мінерали, скупчення яких можуть бути економічно вигідними для використання родовища.

Розбіжності в кларках призводять до того, що хімічна подібність елементів зовсім не означає їх “геохімічної подібності”.

Таким чином, спроможність до мінералоутворення залежить не тільки від хімічних властивостей елементів, але і від їхніх кларків.

Згідно до основного геохімічного закону Гольдшмідта кларки залежать від будови атомного ядра, а обумовлений міграцією розподіл елементів – від будови зовнішніх електронних оболонок (хімічних властивостей). Це не зовсім так, оскільки і кларки залежать від хімічних властивостей (сама земна кора є продуктом міграції) і міграція певним чином залежить від кларків (вміст елементів в розчинах і розплавах, здатність до осадження). Саме тому нині користуються дещо відкоригованим визначенням основного геохімічного закону (закон Ферсмана-Гольдшмідта): геохімія елементу в земній корі визначається як його хімічними властивостями, так і величиною кларку.

2. Часткове плавлення як механізм магмогенерації. Рівноважна та фракційна теоретичні моделі поведінки рідкісних елементів в цьому процесі. Їх порівняльне значення для дослідження реальних геологічних утворень..

Час від часу високі температури і тиск спричинюють часткове плавлення порід. При їх стискуванні можуть утворитись змієподібні жили. Мігмати – це змішані утворення, які складаються з метаморфічних порід, наприклад, гнейсу чи кристалічного сланцю, пронизаних прожилками граніту

.Многие явления магматизма и, в частности, кристаллизации изверженных пород связаны с понижением температуры. По различным данным, температура кристаллизации основных пород 1100–1300°С, гранитов – 800–900°С. Богатая водяными парами гранитная магма застывает при 700°С, некоторые щелочные породы – при еще более низких температурах. С другой стороны, в магме могут наблюдаться и более высокие температуры: для ультрабазитовых магм приводилась температура 1800°С.

Другой важнейший термодинамический параметр – давление колеблется от 1 бар на земной поверхности до 10 кбар в абиссальной области. Уменьшение давления характерно для участков поднятия и растяжения.

Для магмы характерны два основных типа массопереноса – диффузия и конвекция, причем более универсальна конвенция. Многие петрологи и геохимики ведущее значение придают кристаллизационной дифференциации, в ходе которой из магмы при понижении температуры последовательно кристаллизуются породы различной основности (рис.1). Однако мнения о значении кристаллизационной дифференциации в магмах сильно расходятся.

Рис.1. Реакционная схема Н. Боуэна

В гипабиссальных условиях при понижении давления в магме появляются пузырьки водяного пара, в котором растворены другие газы и летучие компоненты, в том числе и рудные – Li, Be, Rb, Cs, Sn, Nb, Та и др. Флотация пузырьков – важный механизм массопереноса, одна из разновидностей сквозьмагматических растворов, понятие о которых ввел Д.С. Коржинский. Явление концентрации летучих компонентов, которое особенно характерно для апикальных частей магматических массивов, получило название эманационной дифференциации или эманационной концентрации.

Наряду с кристаллизационной и эманационной дифференциацией в петрологии выделяют концентрационную дифференциацию, ликвацию, отжимание, ассимиляцию магмой вмещающих пород, смешение магм и другие процессы, приводящие к магматической дифференциации.

При кристаллизации главные минералы в соответствии с законами изоморфизма захватывают из расплава атомы и ионы редких элементов. Магматические минералы содержат много примесей, формулы их особенно сложны. Так как наиболее благоприятные условия для изоморфизма создаются при высоких температурах, то многие элементы (вернее ионы), изоморфные в условиях магматизма, не изоморфны на земной поверхности. Поэтому

области магматизма – основные области проявления изоморфизма в земной коре. На примере магматических минералов были установлены главные законы изоморфизма.

3. Метаморфічні системи як джерело рудоносних гідротермальних розчинів. Формування метаморфогенних рудних родовищ.

Розчини гідротермальні – гарячі водні розчини, що циркулюють у земній корі тектонічними розломами і беруть участь у тепломасопереносі та мінералоутворенні. Р.г. можуть бути справжніми (молекулярними) та колоїдними. З Р.г. пов’язане формування великого класу рудних гідротермальних родовищ. Інтенсивна діяльність Р.г. відмічається в областях сучасного вулканізму. Походження цих розчинів дуже дискусійне, хоча багато дослідників (Уайт, Набоко, Аллен, Дей, Барт, Германов, Овчинников та ін.) вважають, що формування Р.г. відбувається при змішуванні вадозних вод глибинної циркуляції і ювенільних еманацій. За переважним вмістом тих чи інших аніонів виділяють хімічні типи Р.г. (напр.: хлоридні, сульфатні, хлоридно-бікарбонатні та ін.). Утворення різних типів Р.г. пояснюється їх хім. диференціацією у осередках розвантаження і під час фільтрації через гірські породи. За іншою думкою, рудоносність Р.г. пов’язується з виносом металів з магматичного осередку в формі легкорозчинних летких сполук.

Главными факторами метаморфизма являются изменения температур и давлений, а также поведение флюидов, то есть флюидный режим. Возрастание температуры с глубиной было замечено давно при проходке глубоких шахт. И только много позднее были разработаны методы измерения поверхностного теплового потока и его увеличения в глубь Земли. Повышение температур в земной коре с глубиной обусловлено ювенильным тепловым потоком, который складывается из мантийного теплового потока, тепла радиоактивного распада в земной коре и внедрения горячих интрузивных тел. Увеличение температуры при погружении на 1 км называется геотермическим градиентом. Линия, отражающая изменение температуры в земной коре с глубиной, именуется геотермой (рис.1). Как видно на рисунке, геотермы в континентальной и океанической коре сильно различаются. Наиболее сильный тепловой поток наблюдается в тонкой океанической коре срединно-океанических хребтов. Самый низкий тепловой поток фиксируется на щитах вследствие слабой теплопроводности мощной континентальной коры на материках (рис.2).

Рис.1 Положение геотерм на щитах, океанических плато и в срединноокеанических хребтах (СОХ) в координатах температура – давление

Рис.2 Увеличение теплового потока в складчатых областях по сравнению со щитами.

Распределение поверхностного теплового потока крайне неравномерно и связано с тектонической активностью данного блока коры. Поэтому повышение температур, ведущее к метаморфизму, бывает обусловлено несколькими причинами:

1. Погружением пород на значительную глубину в результате геологических процессов. При нормальном геотермическом градиенте это дает повышение температуры до 20º С на каждый километр. Однако при отсутствии активной тектоники и пониженном тепловом потоке градиент может резко снижаться – до 5-10º С на километр.

2. Усилением теплового потока в обстановках активных тектонических режимов с увеличением геотермического градиента до 40-60º С на 1 км. Такие обстановки характерны для срединно-океанических хребтов и островных дуг и связаны с поднятием магматических расплавов и их разогретых растворов вдоль зон высокой проницаемости.

3. Выделением тепла при покровно-надвиговой тектонике в коллизионных обстановках (переход механической энергии трения в тепловую).

Флюидное давление является суммарным давлением свободной жидкой или газовой фазы на стенки поровых каналов в породе. В большинстве пород главную роль во флюиде играют вода и углекислота. CH4, H2S, Cl, F, N2 и H2 могут присутствовать во флюиде, но составляют ничтожную его долю. Критическая точка воды - 374˚ С, а CO2 – 31˚ С. Почти весь температурный интервал метаморфизма находится в надкритической области. Поэтому смесь летучих компонентов и называется флюидом, так как в надкритическом состоянии газ и жидкость неразличимы. Это жидкообразные фазы, в которых свойства жидкого состояния преобладают.

При метаморфизме водно-углекислотные флюиды играют важную роль, являясь и средой, в которой происходит перенос компонентов, и действующими компонентами, участвующими в реакциях дегидратации и декарбонатизации. Скорость удаления летучих компонентов или поступления их в область метаморфических реакций ускоряет или замедляет реакции, влияя на их кинетику. Поведение летучих компонентов диктуется величиной парциального давления каждого из них. Таким образом, парциальное давление (летучесть) H2O и CO2 является важным фактором, определяющим направление и температуру реакций, а при ретроградном метаморфизме и саму их возможность. Давление флюида в верхних горизонтах земной коры при наличии довольно значительной системы связанных пор обычно ниже литостатического давления (Рфл< Рлит). Но на больших глубинах количество пор сокращается, преобладают закрытые поры, и давление летучих возрастает, приближаясь к литостатическому (Рфл= Рлит). Как уже указывалось, при напряженных тектонических движениях развивается тектоническое и флюидное сверхдавление. Они существуют недолго, релаксируясь через пластическое течение вещества и формирование метаморфической сланцеватости. Тем самым

восстанавливается равновесие при Рфл= Рлит.

Таким образом, мы видим, что различия в распределении теплового потока и флюидного давления напрямую связаны с тектонической активностью блоков земной коры. Другими словами для разных геодинамических обстановок характерно различное сочетание градиентов температур и давлений. В соответствии с этим в них формируются разные типы метаморфизма.