Внешние факторы миграции химических элементов в земной коре

К главнейшим внешним термодинамическим факторам миграций относятся:

1) температура; 2) давление; 3) химический состав среды миграции; 4) сорбционные связи.

1. Температура среды является одним из самых главных внешних факторов миграции.

Основным условием хода геохимических процессов является понижение температуры. Температура определяет: подвижность и агрегатное состояние вещества (физико-химические фазы), скорость химических реакций, скорость и последовательность кристаллизации из расплавов и растворов, дифференциацию элементов по их критическим температурам.

В.С.Соболев отмечает следующую роль температуры для образования и разрушения силикатов в природных процессах:

а) понижение температуры способствует реакциям с поглощением воды, т.е. приводит к образованию силикатов и парагенезисов, содержащих все большее и большее количество воды;

б) с понижением температуры увеличивается активность CO₂ и ангидридов более сильных кислот. Это приводит к разрушению простых и двойных силикатов, (простые H₄SiO₄, двойные – [Si₂O₇]- [Si₂O₉]- [Si₄O₁₂] → Si₆ O₁₂ ), содержащих сильные основания с их выщелачиванием и образованием карбонатов и минералов других классов- с одной стороны, и силикатов наиболее слабых оснований, в первую очередь глинозема, - с другой.

в) понижение температуры уменьшает взаимную растворимость в твердых фазах и способствует распаду изоморфных смесей и образованию минералов, приближающихся к чистым химическим соединениям определенных катионов (ZnS, CuS);

г) понижение температуры способствует образованию соединений с более высоким числом (AlSiO₄) координации катионов, в частности силикатов Al вместо высокотемпературных алюмосиликатов (полевые шпаты, цеолиты, слюды, хлориты) К[AlSi₃O₈] (OH)x3H₂O;

д) с понижением температуры наблюдается тенденция к ассоциации кремнекислородных тетраэдров в более сложные радикалы по схеме

островные – цепочечные – ленточные – слоистые -

↓ ↓ ↓ ↓

[SiO₄]^-4 - [Si₂O₆]^{- 4} [Si₃O₉]^-9 [Si₅O₁₅]^-10 [Si₆O₁₈]^-12 [Si₄O₁₀] [Si₃O₇]

эпидот, пироксен тальк,

каркасные

↓

[AlSiO₄], [AlSi₂O₆], [AlSi₃O₈] – что в некоторой степени связано с увеличением роли воды в кристаллической решетке.

Следует отметить, что очень высокие температуры центральных частей звезд разрушают легкие ядра элементов Li, Be и В, они как бы «сгорают» в результате ядерных реакций, чем частично может быть объяснена их дефицитность в космосе.

Колебания температур во вселенной очень велики, и с этим связана огромная амплитуда и разнообразие вызванных ими явлений миграции.

В космосе встречается сочетание очень низких температур, близких к абсолютному нулю и очень высоких температур космических тел (звезд). В земной коре температуры колеблются, по-видимому, от 1600-1500⁰ до 1200-1300⁰С в магматических расплавах и глубоких частях земной коры до -85⁰С на поверхности литосферы (в Антарктиде).

Таким образом, геохимические процессы миграции элементов в земной коре происходят в диапазоне температур 1600-1500⁰С. Определенные температуры геохимических процессов способствуют образованию геологических тел, различных по минералогическому составу. Поэтому температуры геохимических процессов являются важным фактором генетических классификаций, как минералогических процессов, так и месторождений полезных ископаемых.

Однако, рассуждения о температурах природных процессов усложняются тем, что все они (или большинство) происходили в геологическом прошлом, сейчас же мы можем изучать лишь конечные результаты этих процессов.

Температуры геохимических процессов определяются с помощью так называемых геологических или минералогических термометров, это такие минералы или их комбинации, или определенные свойства минералов, для которых известны температуры их образования, превращения и изменения. С помощью их можно более или менее точно определить температуру данного процесса.

Однако многие минералы имеют очень большой разброс температур образования, что зависит от ряда факторов (давления, примесей, состава растворов и расплавов), поэтому их нельзя использовать в качестве минералогических термометров.

В этом случае можно использовать только типоморфные минералы, которые по тем или иным причинам занимают строго определенное место в геохимических процессах. Они определяют условия (температуры) и время геохимического процесса, поэтому их изучение так же важно для понимания геохимических процессов, как палеонтологическое изучение руководящих форм важно для анализа какой-либо осадочной свиты.

Примером типоморфных минералов, используемых как минералогический термометр, может служить киноварь HqS - типичный минерал конечных стадий гидротермальных процессов – Т⁰ выделения ниже 140⁰ С).

Может также использоваться кварц, как Вы знаете, имеющий большое количество модификаций.

1) Кварц в пегматитовом процессе гранитной магмы – 800-700⁰ – светло-серый или прозрачный в виде зерен или кристалликов (β - кварц).

2) Кварц – дымчатый до мориона столбчатые кристаллы (альфа-кварц) Т-700-550⁰С.

3) Кварц – серый или белый просвечивающий, часто нарастает на кристаллы мориона - Т-550-500⁰ С.

4) Кварц – рост неправильный прерывистый, перемежающийся растворением, зонарным отложением - Т-500-400⁰С.

5) Кварц – молочный кварц, изредка кристаллы горного хрусталя, удлиненные вначале, а затем шестоватые, мутные - Т-400-300⁰ С.

6) Кварц – мелкокристаллические образования, иногда переходящие в халцедон или аметист, коротко столбчатые кристаллики – Т - 300-200⁰ С.

7) Кварц – новообразования горного хрусталя в виде щеток - Т-200⁰ С и ниже.

Эта схема типоморфных свойств кварца характерна не только для пегматитового процесса, но и для гидротермальных образований.

Кальцит – имеет следующий ход изменений облика кристаллов в зависимости от Т выделения:

350-300⁰C – пластинчатый (0001);

300-200⁰С – основной ромбоэдр (1011);

150-100⁰С – плоский ромбоэдр (0112);

100⁰C и ниже – острые ромбоэдры (4041).

Более объективные и точные данные для установления температур геохимических процессов дают минераллотермометрические исследования газово-жидких включений в минералах.

Они основываются на том, что при кристаллизации минерала, например из раствора, он захватывает и консервирует (как бы «запечатывает») в своем теле в виде включений гомогенные частицы маточного раствора (в виде жидкости, газа, твердой соли).

Если такое включение нагревать, то при определенной температуре оно опять гомогенизируется, и температура гомогенизации покажет приблизительную Т маточного раствора в момент «запечатывания» включения.

Этот метод многообразный и позволяет с известными допущениями градуировать постмагматические и гипергенные геохимические процессы и устанавливать температуру образования минералов. Они могут быть также использованы для оценки давления, существовавшего в период кристаллизации.

2. Давление наиболее сильно сказывается на миграции химических элементов, особенно при его резких изменениях, например над магматическим очагом вследствие появления тектонических разломов. Связанное с этим выделение летучих компонентов дает начало деятельности пневматолито-гидротермальным процессам и интенсивной миграции элементов из магматического очага в окружающую среду.

Колебания давления тесно связано с колебаниями температур. Давление также влияет на температуру плавления и кипения элементов. Например, с повышением давления на 1 атм. температура плавления железа повышается на 0, 011⁰ С.

Значительные колебания Т и Р и их соотношения определяют изменение физического состояния элементов, при котором происходят явления взаимной миграции элементов: расплавление, растворение, сжижение и т.д., являющиеся важным условием миграции элементов.

Нередко давление определяет направление химических реакций: например, образование пировскита (CaTiO₃) или рутила (TiO₂) в присутствии углекислоты (CO₂) при постоянной температуре четко регулируется давлением:

CaTiO₃ + CO₂ ↔ Ca CO₃ + TiO₂

низкие давления высокие давления

т.е. при относительно низком давлении будет устойчиво сочетание пировскита и углекислоты, а при высоком – кальцита и рутила.

В гипергенных процессах с изменением давления связано изменение содержания в окружающей среде кислорода, углекислоты и других газов, оказывающих большое влияние на ход этих процессов.

Особое значение для миграции имеет стресс – боковое давление (особенно в процессах минералообразования). Так например, - стресс минералами являются: мусковит, хлорит, эпидот, цоизит, тальк, дистен, ставролит.

Стресс – один из факторов метаморфизма, вызывающий появление закономерной пространственной ориентировки минералов, способствующий их перекристаллизации.

Для геохимических процессов земной коры нижний предел давления принимается равным 1 атм. - давление на границе тропо-(нижняя оболочка атмосферы) и литосферы.

Если считать, что геохимические процессы, доступные нашему наблюдению, происходят до глубины 30 км, то верхним пределом будет давление 7500-10000 атм. Очень трудно судить о величинах давления, возникающего при тектонических процессах. Поскольку, по расчетам физиков, алмаз является устойчивой модификацией углерода при давлениях выше 60000 атм. то и верхний предел можно увеличить до этой величины. Эта величина может достигаться в геохимических процессах земной коры, но, по-видимому, исключительно редко, так же как редок в земной коре и сам алмаз.

3. Химический состав среды является фактором: определяющим особенности миграции, концентрации и рассеяния химических элементов в природных растворах и расплавах в условиях земной коры. При этом поведение элементов в процессах миграции, регулируются основными законами физической химии, без знания которых невозможно изучение даже простых геохимических явлений.

Весьма важным фактором, определяющим особенности миграции в геохимической системе, является концентрация вещества, равная отношению количества данного элемента к количеству других элементов. Чаще всего концентрация выражается числом молекул растворенного вещества, содержащихся в 1 л раствора, или числом молекул, растворенных в 1000 г растворителя.

Концентрация водородных ионов (кислотность или щелочность растворов – водородный потенциал) pH - характеризует относительную активность катионов и анионов, направление химических реакций между элементами и, следовательно, образование тех или других природных соединений минералов.

В воде наряду с молекулами (H₂O) присутствуют диссоциированные ионы воды H⁺¹ и (OH)₁^-1 концентрация которых C_H = C_OH = 10^-7.

Для определения степени кислотности водного раствора наиболее удобно выражать концентрацию водородных ионов в виде логарифма концентрации, взятого со знаком минус и обозначаемого величиной pH

pH = - loqC_H = -loq(10^-7) = 7

pH = 7 - нейтральные растворы;

pH от 7 до 1 – кислые растворы (с уменьшением кислотность увеличивается);

pH от 7 до 14 – щелочные растворы (чем больше - тем щелочнее раствор);

pH – отражает щелочно-кислотное равновесие среды осадкообразования:

а) увеличение кислотности растворов благоприятствует реакциям замещения (метасоматоза), в процессе которых происходит вытеснение сильных оснований более слабыми, (например при альбитизации КПШ вытеснение калия (39), натрием (22)); окварцевание – вытеснение наиболее сильным основанием кремнием (28) более слабых, в том числе и Al (26).

б) в свою очередь увеличение щелочности растворов благоприятствует реакциям вытеснения слабых оснований более сильными. Например – калиевый метасоматоз микроклинизация, ортоклазизация, а также все случаи замещения кварца полевыми шпатами или слюдами.

Огромное значение pH имеет для миграции химических элементов в гипергенных, в том числе и почвенных процессах. Образование многих гипергенных и осадочных минералов связано с вполне определенной величиной pH.

Важной характеристикой миграционной способности элементов в гипергенных процессах является величина pH, при которой из раствора начинается выпадение гидроокиси данного элемента (pH начала выпадения гидроокиси). Эта величина зависит как от свойств самого атома элемента (радиус иона, валентность, поляризация, энергетические свойства), так и от условий внешней среды (температуры раствора, концентрации, состава других ионов и т.д.).

А.И. Перельман приводит pH начала выпадения гидроокисей металлов из разбавленных растворов солей (однонормальных):

pH pH pH

10.5 Mq (OH)₂ 6 Pb (OH)₂ 3.5 Ga (OH)₂

9 Aq (OH) 5.7 Be (OH)₂ 3.0 Sn (OH)₂

8 La (OH)₃ 5.5 Fe (OH)₂ 2.4-4.5 Fe (OH)₃

7-8 Hq (OH) 5.4 Cu (OH)₂ 2 Sn (OH)₄

8.5-8.8 Mn (OH)₂ 5.2 Zn (OH)₂ 1.4-1.6 Ti (OH)₄

6.8 Co (OH)₂ 2.5 Si 2 Zr (OH)₄

6.7 Ni (OH)₂ 4.2 UO₂ (OH)₄

4.1 Al (OH)₂

Данные о pH выпадения гидроокисей позволяют предсказывать, в каких условиях элементы будут переходить в раствор и рассеиваться, а в каких случаях, наоборот, будут выпадать из растворов и концентрироваться, что дает возможность решить ряд геохимических задач о миграции химических элементов в земной коре. Например: кремний (Si) обычно образует гидраты уже при pH = 2.5. Поэтому SiO₂ легко накапливается в кислой среде и хорошо мигрирует в щелочных растворах.

Двухвалентное Fe⁺² может находиться в растворе в менее кислых водах, чем , что подтверждает интенсивную миграцию Fe⁺² в болотах тундры и тайги (кислые воды) и более слабую в болотах степей и пустынь (слабощелочные воды), а также объясняет ограниченную возможность миграции Fe⁺³ в истинных растворах, т.к. очень кислые воды встречаются редко.

При pH (3-5) можно ожидать разложение алюмосиликатов с выносом из них сильных оснований (накопление глин). В рудных месторождениях – происходит выпадение охр Mo и W, образование свободной серной кислоты с вытеснением CO₂, с одной стороны, и коагуляцией (переход вещества из коллоидного растворенного состояния в состояние геля) SiO₂ в опалы и полуопалы – с другой. Образование очень низких рH в гипергенной обстановке связано с окремнением самородной серы и сульфидов в рудных месторождениях.

Совершенно другой характер миграции будет наблюдаться в областях с высокими и очень высокими pH (9-14). Здесь имеет место вынос SiO₂ с накоплением Fe₂O₃, MnO₂ от части Al₂O₃ (при не очень высоком pH). В рудных комплексах наблюдается вынос щелочными растворами Mo, W и других элементов.

Величина объяснят также различный минералогический состав железных шляп сульфидных месторождений:

1) из очень кислых растворов сульфаты Fe³⁺, образовавшиеся при окислении пирита и халькопирита, будут уноситься, и в местах их нейтрализации в стороне от сульфидного месторождения будут отлагаться гидроокислы Fе (лимониты).

2) при соответствующих климатических условиях и вмещающих породах, когда очень кислые растворы не могут быть образованы, над сульфидным месторождением будет формироваться железная шляпа.

Если pH≤ 5, то в железной шляпе такого месторождения не могут образовываться такие минералы, как малахит, азурит, смитсонит и церуссит. Они могут возникать лишь, если кислотность среды не ниже 6.

Многие химические элементы, подвижны в широком диапазоне pH и могут мигрировать как в кислой, так и в щелочной среде (Li, Na, K, Rb, B, Cs, F, Cl, Bz и другие).

Большое влияние на pH выпадения гидроокисей и на миграцию в поверхностных условиях оказывает способность элементов образовывать комплексные соединения. Эта способность характерна для Au, Ag, Cu, Hg, Cd, Mn, Fe, Co, Ni, Zn, Be и др.

Значение комплексообразования для миграции можно показать на примере урана. U⁺⁶ в кислых растворах чаще всего присутствует в виде уранила (UO₂)⁺², pH выпадения гидроокиси которого равно 4, 2.

В нейтральных и слабощелочных средах уран (U) не должен бы быть в растворе, осаждаясь в форме [(UO₂)(OH)₂], карбонатов и других солей. Но уран легко мигрирует в карбонатных водах и осадка не образует, потому что он дает растворимое комплексное соединение типа Na₄ [UO₂ (CO₃)₃] - урановый карбонат Na.

Определяется pH экспериментально. В природных геохимических процессах кислотность и щелочность среды можно определить с помощью минералов-индикаторов химизма среды. Так, например: присутствие кальцита (разлагается в кислых растворах), серицита и цеолитов (разлагаются слабыми кислотами) – говорит о щелочной, в крайнем случае, нейтральной среде.

Тогда как алунит и ярозит (основные сульфаты Al и Fe) для гипергенных процессов и топаз для пегматитового и пневматолитового процессов существуют в кислой среде.

Пирит(FeS) и сфалерит (ZnS) образуются в слабо щелочной среде, а марказит (FeS₂) и вюртцит (p ZnS- лучистая цинковая обманка) – в кислой.

Окислительно-восстановительные условия (кислородный потенциал Eh), также как и концентрация водородных ионов (водородный потенциал pH), определяют направление химических реакций в геохимических процессах миграции элементов.

Химические реакции окисления-восстановления сводятся к изменению валентности взаимодействующих атомов химических элементов и заключаются в потере электронов атомами, которые окисляются, и в приобретении их атомами, которые восстанавливаются. Окисляющееся вещество, атомы которого отдают электроны, называется восстановителем, а вещество восстанавливаемое – окислителем.

Приобретение электронов одними атомами происходит одновременно с потерей электронов другими, поэтому всякая реакция окисления связана с одновременно идущей реакцией восстановления, этот единый процесс называется реакцией окисления-восстановления.

Причиной такого процесса является различие в энергии связи электронов: в восстановителе они связаны слабее, чем связываются затем в окислителе. При контакте этих веществ происходит переход электронов до тех пор, пока энергетические уровни в них не сравняются. Скорость протекания реакции различная.

Наиболее важным окислителем в земной коре является кислород, принадлежащий к самым распространенным элементам земной коры. Подавляющая часть атомов кислорода (≈ 99, 99%) находится в связанном состоянии в минералах и горных породах и только - в свободном состоянии. Несмотря на такое относительно незначительное количество свободного кислорода по сравнению со связанным, значение его для геохимических процессов, особенно для гипергенных и биогенных условий, очень велико.

Свободный кислород участвует в очень многих разнообразных химических реакциях, охватывающих большинство химических элементов, с которыми он вступает в реакции окислении.

Кроме (О) кислорода, окислителями в земной коре являются: Fe⁺³, Mn⁺⁴, N⁺⁵, F₂, Cl₂, S⁰ и другие, а восстановителями - Fe⁺², Mn⁺², Cr⁺³, V⁺³, S^-2, As^-2, H⁰, Fe⁰, Cu⁰, Zn⁰, Al⁰ и другие, а также ряд органических соединений.

Один и тот же элемент может быть окислителем и восстановителем (Fe⁺³и Fe⁺²) в зависимости от степени ионизации и условий среды.

Особенно легко окисляются щелочные и щелочноземельные элементы (Na, Ca, K, Mg и другие) легко восстанавливаются некоторые неметаллы (F, Cl и другие).

Способность к окислению и восстановлению характеризуется окислительно-восстановительным потенциалом (Eh), измеряемым в вольтах, относительно какой-либо стандартной окислительно-восстановительной реакции, потенциал которой приравнивается к нулю.

Такой реакцией принято считать переход водорода из газообразного состояния в состояние иона (H₂-2e=2H⁺).

Реакция R-ne=R⁺ⁿ обозначает, что элемент, R отдавая окислителю n электронов , переходит в состояние и она с зарядом +n, т.е. R⁺ⁿ. Чем выше отрицательное значение или, что, то же самое, чем меньше абсолютное (или положительное) значение потенциала, тем сильнее процесс окисления данного элемента или его иона.

Щелочные и щелочноземельные элементы обладают самыми высокими значениями отрицательных потенциалов [-2, 91 (Cs⁺¹) до -1, 1 (Mn⁺²)] и легко вступают в соединения с кислородом, хлором и другими окислителями, поэтому не встречаются в самородном виде в земной коре.

Чем больше положительные значения потенциала, тем способность элементов находиться в самородном виде увеличивается.

Например: Sn⁺⁴(+0, 05); Sn⁺³(+0, 20); Bi⁺³(+0, 23); As⁺²(+0, 30); Pb⁺¹(+0, 10); редко встречаются в самородном виде, а для Aq⁺¹(+0, 808); Au⁺³(+1, 38); Au⁺¹(+1, 55); Pd⁺(+0, 82); Hq⁺(+0, 86) - самородная форма нахождения является преобладающей.

Каждый из вышестоящих элементов (металлов) по окислительно-восстановительному потенциалу способен вытеснять из растворов солей нижестоящие элементы.

Например: в зоне вторичных сульфидов железной шляпы сульфидных месторождений – Cu вытесняет Aq из его солей и Aq выделяется в самородном виде:

Cu + Aq₂SO₄→ 2 Aq + CuSO₄

Окислительно-восстановительные условия в геохимических процессах определяются обычно по железу, имеющему разные степени окисления:

Например, присутствие закисных соединений железа - сидерита (FeCO₃), мелантерита (Fe[SO₄] x 7H₂O), вивианита (Fe₃⁺² [PO₄] x 8H₂O) говорит о восстановительной среде, а соответствующие окисные его соединения – лимонит (H x FeO₂ x nH₂O); ярозит (KFe⁺³[(OH)₆(SO₄)₂]), дельвоксит (Fe₂⁺³[PO₄] (OH)₈) x 3, 5H₂O- указывают на окислительную среду.

Для восстановительной среды характерны минералы Mn⁺², V⁺³, Y⁺⁴, Cr⁺³, урановые черни и сульфиды, а для окислительной - Mn⁺⁴ (пиролюзит, вад), ванадаты, арсенаты, молибдаты, вольфрамиты, хроматы, желтые и зеленые минералы U⁺⁶, карбонаты и сульфаты.

Показателями окислительно-восстановительных условий в геохимических процессах являются также хлориты, слюды, амфиболы, пироксены, гранаты и другие минералы переменного состава, содержащие Fe или другие катионы различной степени окисления.

4) Сорбционные связи.

Важную роль в явлениях миграции при процессах метаморфизма, метасоматоза, гидротермального рудоотложения играет, так называемый фильтрационный эффект. Сущность, которого состоит в том, что в растворах, проходящих через полупроницаемые перегородки- (какими в земной коре являются горные породы), растворенное вещество может отставать от растворителя, иначе говоря, существует неодинаковая проницаемость горных пород для различных компонентов растворов, фильтрующихся через эти породы. Это отставание тем значительнее, чем меньше пористость горной породы и чем больше размеры гидратированных ионов растворенного вещества по сравнению с размерами молекул растворителя.

Величина фильтрационного эффекта выражается в % задерживаемого фильтром вещества по отношению к количеству вещества, первоначально содержащегося в растворе, прошедшем через фильтр:

I. (1-K_i) x 100= x 100

где K _i- коэффициент фильтрации;

- обратный ему коэффициент полупроводимости.

Коэффициент фильтрации показывает отношение скорости движения частиц растворенного вещества и растворителя по Д.С.Коржинскому:

II. K_i = w_i/ w₀

где K_i - коэффициент фильтрации;

w_i - скорость фильтрации растворенного вещества;

w₀- скорость фильтрации растворителя.

Многие исследователи (Ф.В.Чухров, Ф.И.Вольфсон, О.Д.Левицкий и другие) объясняют сущность фильтрационного эффекта явлениями сорбционно-обменного характера.

Поверхностные (сорбционные) силы связаны с проявлением электрических сил на поверхности твердых веществ. Величина этих сил возрастает с ростом удельной поверхности твердых тел (минералов, горных пород и др.) и поэтому наибольшей сорбционной (поглощающей) способностью характеризуются высокодисперсные (рассеянные, рассыпанные) системы – коллоиды. Коллоиды представляют собой системы вещества, состоящие из мелко раздробленных частиц кристаллического вещества (от 1 до 100 ммк), равномерно распределенных в однородной среде. Эти частицы называются. дисперсной фазой, а среда, в которой они распределены – дисперсионной средой. Поверхность, приходящаяся на единицу объема такой дисперсной фазы (удельная поверхность или дисперсность), очень велика. Когда она достигает предельного развития, система называется коллоидной.

Основные свойства дисперсных систем определяются молекулярным взаимодействием частиц в данной среде, что является причиной их неустойчивости: способность агрегироваться в хлопья, выпадающие в осадок (коагуляция), или давать гели - студнеобразные системы, в дальнейшем отвердевающие (стареющие).

Основными причинами коагуляции (выпадение осадка) – перехода гидрозолей (растворимых коллоидов в воде) в гидрогели (нерастворимые коллоиды) является:

1) наличие в растворе электролитов Na⁺¹, Cl^-1, Ca⁺², (SO₄)^-2 и других.

2) смешение золей противоположно заряженных коллоидов. Положительно заряженными золями являются гидраты окисей Al, Fe, Cr, Ti, Th, Zr и другие, а отрицательно заряженными – SiO₂, V(OH)₅, MnO₂, сульфиды, гумусовые коллоиды;

3) биогеохимические процессы.

Определяющими факторами сорбирования (поглощения, притяжения) являются заряд, объем, поляризационные свойства ионов, а также их дипольная природа. При этом сорбция увеличивается с возрастанием заряда ионов и их поляризуемости.

В гипергенных условиях коллоидные системы охватывают почти все классы химических соединений.

Наиболее типичными являются коллоиды для следующих элементов: Si, Al, Fe, Mn, P, As, S, C, значительно реже – Zn, Cu, Ni, Cr, Ti, Zr, Sr, Th, Bi, Cd, Pt.

Кроме хорошо выраженных коллоидов, в гипергенных условиях имеется большое количество непостоянных, очень сложных систем – коллоидальных пород: почв, илов, грязей, глинистых тел, сапропелей и сапропелитов, киров, асфальтов и других.

Коллоидные системы играют большую геохимическую роль в процессах миграции ряда химических элементов в литосфере, гидросфере, биосфере и атмосфере.

Так растворимость сульфидов тяжелых металлов в коллоидных растворах во много раз превосходит их растворимость в истинных растворах.

Кроме того, экспериментальные исследования показали, что почти все сульфиды дают высокодисперсные коллоидные системы при наличии сероводорода в растворе (H₂S).

Большую группу представляют минеральные коллоидные системы, участвующие в образовании литологического состава коры выветривания (аллофан, галлуазит, монтмориллонит, каолинит, бемит, гетит и другие), осадочных пород и почвенного покрова.

Огромное количество коллоидных систем Fe, Mn, Al, Si, Ca, Mg и других элементов мигрирует в поверхностных водах, особенно в областях с теплым и влажным климатом, способствующим их образованию.

Органические коллоиды играют важную роль (сапропели, сапропелиты, сапрофиты, илы) в миграции элементов, их концентрации и рассеянии.

Органические коллоиды способны сортировать многие элементы, в том числе и редкие – Be, Co, Ni, Zn, Ge, As, Cd, Sn, Sb, Rb, Ti, Ag, Th, Au и другие.

Для атмосферы также характерно коллоидное состояние вещества (дисперсно-коллоидное), которое представлено аэрозолями (дисперсионная среда – газ, воздух). Твердые частицы атмосферной пыли (космической, вулканической, наземной, дымовой) служат центрами конвенции водяных паров и образование эрозолей.