Геохимия

редактировать
Наука, применяющая химию для анализа геологических систем

Геохимия - это наука, использующая инструменты и принципы химии для механизмов, лежащих в основе объяснений основных геологических систем, таких как земная кора и ее океаны. Область геохимии простирается за пределы Земли, охватывает всю Солнечную систему и вносит важный вклад в понимание ряда процессов, включая мантийную конвекцию, образование планет и происхождение гранита и базальта. Это интегрированная область химии и геологии / географии.

Содержание

  • 1
  • 2 Подполя
  • 3 Химические элементы
  • 4 Дифференциация и смешивание
    • 4.1 Фракционирование
      • 4.1.1 Равновесие
      • 4.1.2 Кинетика
  • 5 Циклы
  • 6 Изобилие элементов
    • 6.1 Солнечная система
    • 6.2 Метеориты
    • 6.3 Планеты-гиганты
    • 6.4 Планеты земной группы
  • 7 Земная кора
    • 7.1 Минеральный состав
    • 7.2 Фельзик, промежуточный и основные магматические породы
  • 8 Следы в океане
  • 9 См. также
  • 10 Ссылки
  • 11 Дополнительная литература
  • 12 Внешние ссылки

История

Виктор Гольдшмидт (1909))

Термин геохимия был впервые использован швейцарско-немецким химиком Христианом Фридрихом Шёнбейном в 1838 году: «должна быть начата сравнительная геохимия, прежде чем геохимия станет геологией, и до того, как загадка происхождения наших планет и их неорганических веществ могут быть обнаружены». Однако до конца столетия более распространенным термином была «химическая геология», и между геологами и химиками было мало контактов..

Геохимия стала отдельной дисциплиной после того, как были созданы крупные лаборатории., начиная с Геологической службы США (USGS) в 1884 году, начали систематические исследования химического состава горных пород и минералов. Главный химик Геологической службы США, Фрэнк Вигглсворт службы Кларк, отмечает, что содержание элементов обычно с ухудшением их атомного веса, и резюмировал работу по содержанию элементов в Данные геохимии.

Состав метеоритов был исследован и сравнен с земными породами еще в 1850 году. В 1901 году Оливер К. Фаррингтон выдвинул гипотезу о том, что, несмотря на различия, относительные содержания должны оставаться такими же. Это было началом области космохимии и внесло большой вклад в то, что мы знаем о формировании Земли и Солнечной системы.

В начале 20 века Макс Фон Лауэ и Уильям Л. Брэгг показал, что рассеяние рентгеновских лучей можно использовать для определения структуры кристаллов. В 1920-х и 1930-х годах Виктор Гольдшмидт и его сотрудники из Университета Осло применили эти методы ко многим распространенным минералам и сформулировали набор правил группировки элементов. Гольдшмидт опубликовал эту работу в серии Geochemische Verteilungsgesetze der Elemente [Геохимические законы распределения элементов].

Подполя

Некоторыми подобластями геохимии являются:

  • Водная геохимия изучает роль различных элементов в водоразделах, включая медь, серу, ртуть, и то, как потоки элементов передаются через атмосферно-земно-водные взаимодействия.
  • Биогеохимия - это область исследований, посвященная влиянию жизни на химию Земли.
  • Космохимия включает анализ распределения элементов и их изотопов в космосе.
  • Геохимия изотопов включает определение относительных и абсолютных концентраций элементов и их изотопов на Земле и на поверхности Земли.
  • Органическая геохимия, изучение роли процессов и соединений, производных от живых или некогда существовавших организмов.
  • Фо тогеохимия - это исследование индуцированных светом воздействий, которые происходят или происходят между естественными элементами поверхности Земли.
  • Региональная геохимия включает приложения к экологическим, гидрологическим исследованиям и исследованиям полезных ископаемых.

Химические элементы

Строительными блоками материалов являются химические элементы. Их можно идентифицировать по их атомному номеру Z, который представляет собой количество протонов в ядре. Элемент может иметь более одного значения для N, числа нейтронов в ядре. Их сумма составляет массовое число, которое примерно равно атомной массе. Атомы с одинаковыми атомными номерами, но разными нейтронными числами называются изотопами. Данный изотоп идентифицирует себя буквой элемента, предшествующий верхний индекс массового числа. Например, два распространенных изотопа хлора - это Cl и Cl. Известно около 1700 комбинаций Z и N, из которых только около 260 являются стабильными. Однако нестабильных изотопов в природе не встречается. В геохимии стабильные изотопы используются для существующих химических методов и методов, в то время как изотопы в основном используются для образцов датирования.

Химическое поведение атома - его сродство к другим элементам и тип связей, которые он образует - образует расположение электронов на орбиталях, в частности, самых внешних (валентных ) электронов. Эти расстановки отражаются в положении элементов в периодической таблице. В от положения элементы попадают в широкие группы: щелочные металлы, щелочноземельные металлы, переходные металлы, полуметаллы (также известные как металлоиды ), галогены, благородные газы, лантаноиды и актиниды.

Другая полезной схемой классификации для геохимии является классификация Goldschmidt, в которые элементы разделены на четыре основные группы. Литофилы легко соединяются с кислородом. Эти элементы, которые включают Na, K, Si, Al, Ti, Mg и Ca, преобладают в земной коре, образуя силикаты и другие оксиды. Сидерофильные элементы (Fe, Co, Ni, Pt, Re, Os ) имеют сродство к железу и имеют тенденцию концентрироваться в ядре. Халькофильные элементы (Cu, Ag, Zn, Pb, S ) образуют сульфиды ; а в атмосфере преобладают атмофильные элементы (O, N, H и благородные газы). В группе некоторые элементы являются тугоплавкими, остающимися стабильными при высоких температурах, в то время как другие являются летучими, легче испаряются, поэтому нагревание может их разделить.

Дифференциация и смешение

Химический состав Земли и других тел определяется двумя противоположными процессами: дифференциация и смешением. В мантии Земли дифференциация происходит в срединно-океанических хребтах через частичное плавление, при больше тугоплавких материалов этом остается в основании литосферы, а остаток поднимается с образованием базальта. После, как океаническая плита опускается в мантию, конвекция в конечном итоге смешивает две части вместе. Эрозия различает гранит, разделяя его на глину на дне океана, песчаник на краю континента и растворенные минералы в океане. воды. Метаморфизм и анатексис (частичное плавление горных пород земной коры) могут снова смешать эти элементы вместе. Взаимодействие с другими веществами, содержащими химические вещества, может вызывать химическую дифференциацию.

Фракционирование

Основным источником дифференциации фракционирование, неравное распределение элементов и изотопов. Это может быть системными эффектами, фазовых переходов, кинетических эффектов или радиоактивности. В самом крупном масштабе планетарная дифференциация - это физическое и химическое разделение планеты на химически различные области. Например, планеты земной группы образовали богатые железом ядра и богатые силикатами мантии и корки. В мантии Земли первичный индекс дифференциации является частичное плавление, особенно вблизи срединно-океанических хребтов. Это может происходить, когда твердое вещество является неоднородным или твердым раствор, и часть происходящего расплава отделена от твердого вещества. Этот процесс известен как равновесное или периодическое плавление, если твердое вещество и расплав остается в равновесии до момента удаления расплава, и фракционное плавление или плавление Рэлея, если оно удаляется непрерывно.

Изотопное фракционирование может зависеть от массы и массово-независимые формы. Молекулы с более тяжелыми изотопами имеют более низкие энергии основного состояния и, соответственно, более стабильны. В результате химические реакции демонстрируют небольшую изотопную зависимость, при этом более тяжелые изотопы предпочитают частицы или соединения с более высокой степенью окисления; и при фазовых переходах более тяжелые изотопы тенденцию концентрироваться в более тяжелых фазах. Зависимость от общей массы фракционирование является наибольшей для легких элементов, поскольку в массах большую долю от общей массы.

Соотношения между изотопами обычно сравниваются со стандартом. Например, сера имеет четыре стабильных изотопа, два из наиболее распространенных - S и S. Отношение их концентраций, R = S / S, выражается как

δ 34 S = 1000 (RR s - 1), {\ displaystyle \ delta {} ^ {34} \ mathrm {S} = 1000 \ left ({\ frac {R} {R _ {\ mathrm {s}}}} - 1 \ right),}{\ displaystyle \ delta {} ^ {34} \ mathrm {S} = 1000 \ слева ({\ frac {R} {R _ {\ mathrm {s}}}} - 1 \ right),}

где R s - такое же соотношение для стандарта. Разница невелика, соотношение умножается на 1000, чтобы получить части на тысячу (называемые частями на мил). Это представлено символом ‰.

Равновесие

Равновесное фракционирование происходит между химическими веществами или фазами, которые находятся в равновесии друг с другом. При равновесном фракционировании между фазами более тяжелые фазы предпочитают более тяжелые изотопы. Для двух фаз A и B эффект может быть представлен коэффициентом

a A - B = RAR B. {\ displaystyle a _ {\ mathrm {AB}} = {\ frac {R _ {\ mathrm {A}}} { R _ {\ mathrm {B}}}}.}{\ displaystyle a _ {\ mathrm {AB}} = {\ frac {R _ {\ mathrm {A}}} {R _ {\ mathrm {B}}}}.}

При фазовом переходе жидкость-пар для воды, lv при 20 градусах Цельсия составляет 1,0098 для O и 1,084 для H. В фракционирование больше при более низких температурах. При 0 ° C коэффициенты равны 1,0117 и 1,111.

Кинетический

Когда нет равновесия между фазами или химическими соединениями, может происходить кинетическое фракционирование. Например, на границе раздела между жидкой водой и воздухом прямая реакция усиливается, если влажность воздуха меньше на 100% или водяной пар перемещается ветром. Кинетическое фракционирование обычно улучшается по сравнению с равновесным фракционированием и зависит от таких факторов, как скорость реакции, энергии связи. Более легкие изотопы обычно используют более слабые связи.

Биологическое фракционирование - это форма кинетического фракционирования, модель возникновения тенденции протекать в одном направлении. Биологические организмы предпочитают более легкие изотопы, потому что разрыв энергетических связей требует меньших затрат энергии. В дополнение к упомянутым факторам, окружающая среда может иметь большое влияние на фракционирование.

Циклы

Через множество физических и химических химических элементов изменяются в процессе и движение в так называемых геохимических циклах. Для понимания этих изменений необходимы как подробные наблюдения, так и теоретические модели. Каждое химическое соединение, элемент или изотоп имеет концентрацию, которая является функцией C (r, t) положения и времени, но моделировать полную изменчивостьрактично. Вместо этого в подходе, заимствованном из химической инженерии, геохимики усредняют концентрацию по регионам Земли, называемым геохимическими резервуарами. Выбор резервуара зависит от проблемы; например, океан может быть одним резервуаром или разделен на несколько резервуаров. В типе модели, называемой блочной моделью, представлен прямоугольником с входами и выходами.

Геохимические модели обычно включают обратную связь. В простейшем случае линейного цикла либо вход из резервуара концентрации. Например, соль удаляется из океана образования эвапоритов, и при постоянной скорости испарения в эвапоритовых бассейнах скорость удаления должна быть пропорциональна ее концентрации. Для заданного компонента C, если вход в резервуар является константа a, а на выходе - kC для некоторого постоянного k, уравнение баланса массы будет

d C dt = a - k C. {\ displaystyle { \ frac {dC} {dt}} = a-kC.}{\ displaystyle {\ frac {dC} {dt}} = a-kC. }

(1)

Это выражает тот факт, что любое изменение массы должно уравновешиваться изменениями на входе или выходе. На шкале времени t = 1 / k система приближается к установившемуся состоянию, в котором C = a / k. время пребывания определяется как

τ res = C стабильно / I = C стабильно / O, {\ displaystyle \ tau _ {\ mathrm {res}} = C ^ {\ text {устойчиво}} / I = C ^ {\ text {устойчивый}} / O,}{\ displaystyle \ tau _ {\ mathrm {res}} = C ^ {\ text {устойчивый}} / I = C ^ {\ text {устойчивый}} / O,}

где I и O - скорость ввода и вывода. В приведенном выше примере скорости входа и выхода в установившемся режиме равны a, поэтому τ res = 1 / k.

Если скорости входа и выхода являются нелинейными функциями, они все еще могут быть хорошо сбалансированы во временных масштабах, намного превышающих время пребывания; в этом случае будут большие колебания C. В этом случае система всегда близка к установившемуся состоянию, и разложение уравнения массы самого низкого порядка к линейному уравнению, подобному уравнению (1). В большинстве систем один или оба входа и выхода зависит от C, что приводит к обратной связи, которая стремится устойчивое состояние. Если внешнее воздействие нарушит работу системы, она вернется в устойчивое состояние во временной шкале 1 / k.

Изобилие элементов

Солнечная система

Изобилие элементов солнечной системы.

Состав Солнечной системы аналогичен составу многих других звезд, и за исключением небольших аномалий, можно предположить, что она образовалась из солнечной туманности, которая однородный состав и Фотосфера Солнца аналогична фотосфере остальной части Солнечной системы. Состав фотосферы определяется путем подгонки клеток в его спектре к моделям атмосферы Солнца. Безусловно, самыми крупными двумя элементами по массе являются водород (74,9%) и гелий (23,8%), при этом вклад всех остальных элементов составляет всего 1,3%. Существует общая тенденция экспоненциального уменьшения, элементы с четным атомным номером более распространены, чем нечетные соседи (правило Оддо - Харкинса ). По сравнению с общей тенденцией, литий, бор и бериллий обеднены, а железо аномально обогащено.

Структура элементов в основном представлена ​​из-за двух факторов. Водород, гелий и часть лития были образованы примерно через 20 минут после Большого взрыва, а остальные образовались внутри звезд.

Метеоритов

Метеоритов бывают разные составов, но химический анализ может определить, входили ли они когда-то в планетезимали, расплавленные или дифференцированные. Хондриты относятся к недифференцированные и имеют круглые минеральные включения, называемые хондры. Имея возраст 4,56 миллиарда лет, они относятся к ранней солнечной системе. Конкретный вид, хондрит CI, имеет состав, который близко соответствует составу фотосферы Солнца, за исключением обеднения некоторых летучих (H, He, C, N, O) и группы элементов (Li, B, Be), которые разрушаются нуклеосинтезом на Солнце. Из-за последней группы хондриты CI считаются более подходящими для состава ранней Солнечной системы. Более точный, чем для фотосферы, химический анализ хондритов, поэтому он обычно используется в качестве источника химического состава, несмотря на их редкость (на Земле было обнаружено только пять).

Гигантские планеты

Вырезки, иллюстрирующие модели внутренних частей планет-гигантов.

Планеты Солнечной системы делятся на две группы: внутренние планеты - это планеты земной группы (Меркурий, Венера, Земля и Марс ), с относительно небольшими размерами и скалистой поверхностью. Четыре внешние планеты - это планеты-гиганты, в которых преобладают водород и гелий, а средняя плотность. В дальнейшем их можно разделить на газовых гигантов (Юпитер и Сатурн ) и ледяных гигантов (Уран и Нептун ) с большими ледяными ядрами.

Большая часть нашей прямой информации о составе планет-гигантов получена из спектроскопии. С 1930-х годов было известно, что Юпитер содержит водород, метан и аммоний. В 1960-х годах интерферометрия значительно повысила разрешающую способность и чувствительность спектрального анализа, которая идентифицировала больший набор молекул, включая этан, ацетилен, воду и оксид углерода. Однако земная спектроскопия становится все более трудной для более удаленных планет, поскольку отраженный свет Солнца намного тусклее; а спектроскопический анализ света от планет можно использовать только для обнаружения колебаний молекул, которые находятся в диапазоне частот инфракрасного. Это ограничивает содержание элементов H, C и N. Обнаруживаются два других элемента: фосфор в газе фосфин (PH 3) и германий в германе (GeH 4).

Атом гелия имеет колебания в ультрафиолетовом диапазоне, который сильно поглощается атмосферами внешних планет и Земли. Таким образом, несмотря на его обилие, гелий был обнаружен только после того, как космический корабль был отправлен в внешних планет, а затем только косвенно, за счет поглощения в молекулах водорода, вызванного столкновениями. Дополнительная информация о Юпитере была получена с помощью зонда Galileo, когда он был отправлен в атмосферу в 1995 году; и последней миссии зонда Кассини в 2017 году должен был войти в атмосферу Сатурна. В атмосфере Юпитера он был обеднен в 2 раза по сравнению с солнечным составом, а Ne - в два раза. 10, удивительный результат, поскольку другие благородные газы и элементы C, N и S были усилены в 2-4 раза (кислород en также истощилас ь, но это было связано с необычно сухой областью, взятой Галилеем).

Спектроскопические методы проникают только в атмосферы Юпитера и Сатурна на глубины, где давление примерно равно 1 бар, приблизительно атмосферное давление Земли на уровне моря. Зонд Galileo проникал до 22 бар. Это небольшая часть планеты, давление на которой, как ожидается, достигнет более 40 Мбар. Чтобы ограничить состав внутри, термодинамические модели построены с использованием информации о температуре из инфракрасных спектров излучения и уравнений состояния для вероятных составов. Эксперименты под высоким давлением предсказывают, что водород будет металлической жидкостью внутри Юпитера и Сатурна, в то время как на Уране и Нептуне он останется в молекулярном состоянии. Оценки также зависят от моделей образования планет. Конденсация предсолнечной туманности привела бы к образованию газообразной планеты с таким же составом, что и Солнце, но планеты также могли образоваться, когда твердое ядро ​​захватило туманный газ.

В современных моделях у четырех планет-гигантов есть ядра. камней и льда примерно одинакового размера, но доля водорода и гелия уменьшается с примерно 300 масс Земли на Юпитере до 75 масс на Сатурне и всего несколько масс на Уране и Нептуне. Таким образом, в то время как газовые гиганты в основном состоят из водорода и гелия, ледяные гиганты в основном состоят из более тяжелых элементов (O, C, N, S), вв основном в воде, метана и аммиака. Поверхности достаточно холодные, чтобы молекулярный вод стал жидким. Вне ядра Юпитер имеет мантию из жидкого металлического водорода и атмосферы из молекулярного водорода и гелия. Металлический водород плохо смешивается с гелием, а на Сатурне он может образовывать отдельный слой под металлическим водородом.

Планеты земной группы

Считается, что планеты земной группы произошли из того же материала туманностей, что и планеты-гиганты, но они потеряли большинство легких элементов и имеют разную историю. Можно было бы ожидать, что расположенные ближе к Солнцу, территории, расположенные ближе к Солнцу.. 35>

Прямая информация о Марсе, Венере и Меркурии в основном поступает из полетов космических кораблей. С помощью гамма-спектрометров состав коры Марса был измерен орбитальным аппаратом Mars Odyssey, кора Венеры - некоторые из миссий Венера. до Венеры и коры Меркурия космическим кораблем MESSENGER. Дополнительная информация о Марсе поступает из метеоритов, которые приземлились на Земле (шерготиты, нахлиты и хассигниты, все вместе известные как метеориты SNC). Изобилие также ограничено массами планет, в то время как внутреннее распределение элементов ограничено их моментами инерции.

Планеты сконцентрировались из солнечной туманности, и многие детали их решетки фракционирование по мере их охлаждения. Конденсирующиеся фазы делятся на пять групп. В первую очередь конденсируются материалы, богатые тугоплавными элементами, такими как Ca и Al. За ними следуют никель и железо, затем силикаты магния. Ниже примерно 700 кельвинов (700 K), FeS и богатые летучими веществами металлы и силикаты образуют четвертую группу, а в пятой группе FeO входят в силикаты магния.. Состав планет и Луны хондритовый, что означает, что внутри каждой группы соотношения между такими же элементами, как в углеродистых хондритах.

Оценки составов планет зависит от используемой модели. В модели равновесной конденсации каждая планета образовывалась из зоны, в которой состав твердого тела определялся температурой в этой зоне. Таким образом, ртуть образовывалась при 1400 К, где железо оставалось в чистой металлической форме и было мало магния или кремния в твердой; Венера при 900 К, поэтому весь магний и кремний конденсировались; Земля при 600 К, поэтому она содержит FeS и силикаты; и Марс при 450 К, поэтому FeO был включен в силикаты магния. Самая большая проблема теории состоит в том, что летучие вещества не будут конденсироваться, поэтому на планете не будут этой атмосферы, а Земля - ​​атмосферы.

В моделях хондритового смешения состав хондритов используется для оценки планетного состава. Например, одна модель смешивает два компонента, один из которых состоит из хондритов C1, а другой - только из огнеупорных компонентов хондритов C1. В другую модель численность пяти групповой фракции оценивается использование элемента для каждой группы. Для наиболее тугоплавкой группы используется уран ; утюг для второго; отношения калия и таллия к урану для следующих двух; и молярное отношение FeO / (FeO + MgO ) для последнего. Используя тепловые и сейсмические модели вместе с тепловым потоком и плотностью, Fe можно ограничить в пределах 10 процентов на Земле, Венере и Меркурии. Уран может быть ограничен примерно 30% на Земле, но его изобилие на других планетах основано на «обоснованных предположениях». Одна из трудностей этой модели заключается в том, что при прогнозировании содержания летучих веществ могут быть значительные ошибки, поскольку некоторые летучие вещества конденсируются частично.

Земная кора

Почти все составляющие горных пород чаще встречаются оксиды ; хлориды, сульфиды и фториды являются единственными важными исключениями из этих правил, и их общее количество в любом породе обычно намного меньше на 1%. К 1911 году Ф. У. Кларк подсчитал, что немногим более 47% земной коры состоит из кислорода. Он используется главным образом в комбинациях в виде оксидов, главными из которых являются диоксид кремния, оксид алюминия, оксид алюминия и различные карбонаты ( карбонат кальция, карбонат магния, карбонат натрия и карбонат калия ). Кремнезем действует в основном как кислота, образуя силикаты, и все самые обычные минералы вулканических пород имеют такую ​​природу. Из расчета, основанного на анализе 1672 различных пород, Кларк пришел к следующему среднему процентному составу земной коры: SiO 2 = 59,71, Al 2O3= 15,41, Fe 2O3= 2,63, FeO = 3,52, MgO = 4,36, CaO = 4,90, Na 2 O = 3,55, K 2 O = 2,80, H 2 O = 1,52, TiO 2 = 0,60, P 2O5= 0,22 (всего 99,22%). Все остальные встречаются только в очень малых количествах, обычно намного меньше на 1%.

Эти оксиды объединяются случайным образом. Например, калий (карбонат калия) и сода (карбонат натрия ) объединяются для получения полевого шпата. В некоторых случаях они могут принимать другие формы, такие как нефелин, лейцит и мусковит, но в подавляющем большинстве случаев они обнаруживаются в виде полевого шпата. Фосфорная кислота с известью (карбонат кальция) образует апатит. Диоксид титана с оксидом железа дает ильменит. Часть извести образует известковый полевой шпат. Карбонат магния и оксиды железа с диоксидом кремния кристаллизуются в виде оливина или энстатита или с глиноземом и известью образуют сложные ферромагнезиальные силикаты, из которых пироксены, амфиболы и биотиты являются главными. Любой избыток кремнезема сверх того, что требуется для нейтрализации оснований, будет выделяться как кварц ; избыток оксида алюминия кристаллизуется в виде корунда. Это следует рассматривать только как общие тенденции. Анализ горных пород позволяет сказать, какие минералы содержат горные породы, но есть исключения из любых правил.

Минеральный состав

За исключением кислоты или кремнистые магматические породы, содержащие более 66% кремнезема, известные как кислые породы, кварц в магматических породах не содержится в большом количестве. В основных породах (основных 20% кремнезема или менее) они содержат столько кремния, они называются через породами. Если магний и железо выше среднего, а диоксид кремния низкий, можно ожидать оливина ; где кремнезем присутствует в большем количестве, чем ферромагнезиальные минералы, такие как авгит, роговая обманка, энстатит или биотит, встречаются, а не оливин. Если калий не является высоким, а содержание кремнезема низкий, калий не будет присутствовать, поскольку лейцит не встречается со свободным кварцем. Нефелин также обычно встречается в породах с большим содержанием соды и сравнительно небольшим содержанием кремнезема. При высоком содержании щелочей могут присутствовать содосодержащие пироксены и амфиболы. Чем ниже процентное содержание кремнезема и щелочей, тем больше преобладает полевой шпат плагиоклаза в сочетании с содой или полевым шпатом.

Земная кора на 90% состоит из силикатных минералов, а их содержание в Земле выглядит следующим образом: полевой шпат плагиоклаза (39%), щелочной полевой шпат (12 %), кварц (12%), пироксен (11%), амфиболы (5%), слюды (5%), глинистые минералы (5%); остальные силикатные минералы составляют еще 3% земной коры. Только 8% Земли состоят из несиликатных минералов, таких как карбонаты, оксиды и сульфиды.

. Другой определяющий фактор, а именно физические условия, способствующие консолидации., играет в целом меньшую роль, но ни в коем случае нельзя пренебрегать. Некоторые минералы практически приурочены к глубоко залегающим интрузивным породам, например микроклин, мусковит, диаллаг. Лейцит очень редко встречается в плутонических массах; многие минералы имеют особые особенности микроскопического характера в зависимости от того, кристаллизовались они на глубине или вблизи поверхности, например гиперстен, ортоклаз, кварц. Есть несколько любопытных примеров горных пород, имеющих одинаковый химический состав, состоящий из совершенно разных минералов, например, горнблендит Гран в Норвегии, предоставлен только роговую обманку, имеет тот же состав, что и некоторые камптониты той же местности, содержащие полевой шпат и роговая обманка разной разновидности. В этой связи мы можем повторить сказанное выше коррозии порфировых минералов в магматических породах. В риолитах и ​​трахитах можно найти в большом количестве ранние кристаллы роговой обманки и биотита, частично преобразованные в авгит и магнетит. Роговая обманка и биотит были стабильны при давлении и других условиях под поверхностью, но нестабильны на более высоких уровнях. В массе этих пород авгит присутствует почти повсеместно. Но плутонические представители одной и той же магмы, гранит и сиенит содержат биотит и роговую обманку чаще, чем авгит.

кислые, средние и основные магматические породы

Те породы, которые содержат больше всего кремнезема, и при кристаллизации кварца, свободного от выхода, образуют группу, обычно называемую «кислыми» породами. Опять же, те, которые содержат меньше всего кремнезема и больше всего магнезии и железа, так что кварц отсутствует, а оливин обычно присутствует в большом количестве, образуют «мафическую» группу. К «промежуточным» соединением породы, для которых отсутствуют как кварц, так и оливин. Их важное подразделение содержит очень высокий процент щелочей, особенно соды, и, следовательно, содержит такие минералы, как нефелин и лейцит, которые не встречаются в других породах. Его часто отделяют от других как «щелочные» или «содовые» породы, и существует соответствующая серия основных пород. Наконец, небольшая подгруппа, богатая оливином и не содержащая полевого шпата, получила название «универсальных» пород. В них очень мало кремнезема, но много железа и магнезии.

За исключением последнего, практически все породы содержат полевые шпаты или полевошпатоидные минералы. В кислых породах обычными полевыми шпатами являются ортоклаз, пертит, микроклин и олигоклаз - все они содержат много кремнезема и щелочей. В основных породах преобладают лабрадорит, анортит и битовнит, богатые известью и бедные кремнеземом, калием и содой. Август является наиболее распространенным ферромагнезиальным отложением в основных породах, но биотит и роговая обманка в целом чаще встречаются в кислых породах.

Наиболее распространенные минералыФельзикПромежуточныйОсновнойУльтрабазит
Кварц. Ортоклаз (и олигоклаз), слюда, роговая обманка, авгитКварц мало или совсем нет:. Ортоклаз роговая обманка, авгит, биотитКварц мало или нет:. плагиоклаз, роговая обманка, авгит, биотитнет кварца. плагиоклаз, авгит, оливиннет полевого шпата. август, роговая обманка, оливин
Плутонический или Абиссальный типГранит Сиенит Диорит Габбро Перидотит
Интрузивный или Гипабиссальный типКварц-порфир ПорфиритДолерит Пикрит
Лавы или эффузивный типРиолит, Обсидиан Трахит Андезит Базальт Коматиит

Породы, содержащие лейцит или нефелин, частично или полностью замещающий полевой шпат, не включен в эту таблицу. По сути, они носят промежуточный или основной характер. Следовательно, мы можем рассматривать их как разновидности сиенита, диорита, габбро и т. Д., В которых встречаются фельдшпатоидные минералы, и действительно существует множество переходов между сиенитами обычного типа и нефелин - или лейцит - сиенитом, а также между габбро или долеритом и тералитом. или эссексит. Но, поскольку многие минералы развиваются в этих «щелочных» породах, которые не являются обычными в других местах, в чисто формальной классификации, подобной описанной здесь, удобно рассматривать весь комплекс как отдельную серию

Нефелин и лейцитсодержащие породы
Наиболее распространенные минералыЩелочной полевой шпат, нефелин или лейцит, авгит, роговая смесь, биотитнатронно-известковый полевой шпат, нефелин или лейцит, авгит, роговая обманка (оливин)нефелин или Лейцит, авгит, роговая обманка, оливин
плутонический типнефелин-сиенит, лейцит-сиенит, нефелин-порфирэссексит и тералитийолит и миссурит
Эффузивный тип или лавыФонолит, лейцитофирТефрит и базанитНефелин-базальт, лейцит-базальт

Эта классификация основана главным образом на минералогическом строении вулканических пород. горные породы. Любые химические различия между разными группами, хотя и подразумеваются, отводятся в подчиненное положение. Это, по общему признанию, искусственный, но он вырос с ростом науки и все еще принимается в качестве основы, на которой строятся более мелкие подразделения. Подразделения ни в коем случае не равноценны. Сиениты, например, и перидотиты гораздо менее важны, чем граниты, диориты и габбро. Более того, эффузивные андезиты не всегда соответствуют плутоническим диоритам, но отчасти также соответствуют габбро. Поскольку различные виды горных пород, рассматриваемые как агрегаты минералов, постепенно переходят друг в друга, переходные типы очень распространены и часто настолько важны, что получают особые названия. Кварц-сиениты и нордмаркиты могут располагаться между гранитом и сиенитом, тоналит е и адамеллиты между гранитом и диоритом, монзоаиты между сиенитом и диоритом, нориты и гипериты между диоритом и габбро и т. д.

Следы металлов в океане

Следы металлов легко образуются комплексы с помощью ионами в океане, включая гидроксид, карбонат и хлорид, и их химический состав изменяется в зависимости от среды окисленной или восстановленной. Бенджамин (2002) определяет комплексы металлов с более чем одним типом лиганда , кроме воды, как комплексы со смешанными лигандами. В некоторых случаях лиганд содержит более одного донорного атома, образуя очень прочные комплексы, также называемые хелатами (лиганд является хелатором). Одним из наиболее распространенных хелаторов является ЭДТА (этилендиаминтетрауксусная кислота ), который может заменять шесть молекул воды и образовывать прочные связи с металлами, имеющими заряд плюс два. При более сильном комплексообразовании меньшая наблюдается активность свободного иона металла. Одним из последствий более низкой реакционной способности металлических комплексов по сравнению с такой же концентрацией свободного металла является то, что хелатирование имеет тенденцию стабилизировать металлы в водном растворе, а не в твердых веществах.

Концентрации следов металлов кадмий, медь, молибден, марганец, рений, уран и ванадий в отложениях фиксируют окислительно-восстановительную историю океанов. В водной среде кадмий (II) может находиться либо в форме CdCl (водный) в кислородной воде, либо в форме CdS в восстановленной среде. Таким образом, более высокие уровни Cd в морских отложениях могут указывать на условия с низко-восстановительным потенциалом в прошлом. Для меди (II) преобладающей формой является CuCl (водн.) В кислородных средах и CuS (s) и Cu 2 S в восстановленных средах. Среда с восстановленной морской водой приводит к двум возможным состояниям окисления меди: Cu (I) и Cu (II). Молибден присутствует в окисленной среде Mo (VI) как MoO 4(водн.) в кислородной среде. Mo (V) и Mo (IV) присутствуют в восстановленных средах в форме x MoO 2(водн.) и MoS 2 (s). Рений присутствует в степени окисления Re (VII) как ReO 4 в кислородных условиях, но восстанавливается до Re (IV), который может образовывать ReO 2 или ReS 2. Уран находится в степени окисления VI в UO 2 (CO 3)3(водн.) И находится в восстановленной форме UO 2 (s). Ванадий находится в нескольких формах в степени окисления V (V); HVO 4 и H 2VO4. Его восстановленные формы могут быть включены VO 2, VO (OH) 3 и V (OH) 3. Это относительное преобладание этих видов зависит от pH.

В водной толще океана или глубоких озерльных вертикальных профилях следов следов металлов характеризуются следующим образом: консервативный тип, тип питательных веществ или поглощенный -Типные распределения. пример но 8 x 10 лет и используются в различных уровнях планктонными микроорганизмами. пример но 8 x 10 лет и обычно присутствует в виде молибдатного аниона (MoO 4). имеет почти равномерный вертикальный профиль в океане. По сравнению с изобилием молибдена в океане необходимое в качестве кофактора металла для ферме. нтов в морском фитопланктоне, ничтожно мало.

Следы металлов с распределением по типу питательных веществ прочно связаны с внутренними циклами твердых частиц органического вещества, особенно с ассимиляцией планктоном. Наименьшие растворенные концентрации этих металлов находятся на поверхности океана, где они ассимилируются планктоном. Увеличивается размер и разложение на большую глубину. Время пребывания этих металлов, таких как цинк, составляет от нескольких тысяч до ста тысяч лет. Наконец, примером металлической примеси очищенного типа является алюминий, который имеет сильные реакции с частицами, а также короткое время в океане. Время на следов следов следов очищенного типа составляет от 100 до 1000 лет. Концентрации этих самых высоки вокруг донных металлов, гидротермальных источников и рек. Для алюминия атмосферная пыль является самым большим источником внешних поступлений в океан.

Железо и медь демонстрируют гибридное образование в океане. На них переработка и интенсивное удаление мусора. Железо является ограничивающим вещественным веществом на обширных территориях океанов и в больших количествах вместе с марганцем обнаруживается вблизи гидротермальных источников. Здесь обнаруживается много осадков железа, в основном в виде сульфидов железа и окисленных соединений оксигидроксида железа. Концентрации железа вблизи гидротермальных источников в огромном объеме, обнаруженных в открытом океане.

Используя электрохимические методы, можно показать, что биоактивные следы металлов (цинк, кобальт, кадмий, железо и медь) связаны органическими лигандами в морской воде. Эти лигандные комплексы для снижения биодоступности следов металлов в океане. Например, медь, которая может быть токсичной для фитопланктона и бактерий открытого океана, может образовывать органические комплексы. Эти комплексы содержат биодоступных неорганических комплексов, которые могут быть токсичными для морских жизни при высоких уровнях. Токсичность цинка для физического фитопланктона невысока, и увеличение органического связывания Zn не дает никаких преимуществ. В регионах с высоким содержанием питательных веществ и низким содержанием хлорофилла является ограничивающим питательным веществом, при этом доминирующими видами являются сильные органические комплексы Fe (III).

См.

Ссылки

Дополнительная литература

Также Внешние ссылки

Последняя правка сделана 2021-05-21 03:20:31
Содержание доступно по лицензии CC BY-SA 3.0 (если не указано иное).
Обратная связь: support@alphapedia.ru
Соглашение
О проекте